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氷河学では、氷床（大陸氷河とも呼ばれる）[2]は、周囲の地形を覆う50,000 km 2 (19,000平方マイル)を超える氷河の 氷の塊です。 [3]現在存在する氷床は、南極氷床とグリーンランド氷床の2つだけです。氷床は、氷棚や高山の氷河よりも大きいです。50,000 km 2未満の面積を覆う氷の塊は、氷帽と呼ばれます。氷帽は通常、その周囲の一連の氷河に水を供給します。
表面は冷たいが、氷床の底は地熱のため一般的に暖かい。場所によっては氷が溶け、溶けた水が氷床を滑らかにし、より速く流れるようになる。このプロセスにより、氷床に流れの速い溝が作られる。これが氷流である。
安定した氷床であっても、氷は氷床の最も高い地点である中央台地から徐々に外側へ、そして縁に向かって流れていくため、絶えず動いています。氷床の傾斜は台地の周りでは緩やかですが、縁では急激に増加します。[4]
気候変動による地球温暖化の進行は、氷床温度に影響を与える前に氷に直接伝わるのに約1万年かかりますが、表面融解の増加によって影響が出て、氷河上湖が増える可能性があります。これらの湖は、氷河の底に温水を供給し、氷河の動きを促進する可能性があります。[5]
以前の地質学的期間 (氷河期) には、他の氷床がありました。最終氷期極大期の最終氷期には、ローレンタイド氷床が北アメリカの大部分を覆っていました。同じ時期に、ヴァイクゼル氷床が北ヨーロッパを覆い、パタゴニア氷床が南アメリカ南部を覆っていました。
概要
氷床は、大陸と同じ大きさの陸地を覆う氷の塊で、面積は50,000 km 2を超えます。[4]現在グリーンランドと南極にある2つの氷床の面積は、この最小定義よりもはるかに広く、それぞれ170万km 2と1400万km 2です。どちらの氷床も非常に厚く、平均厚さ2 km (1マイル) の連続した氷の層で構成されています。[1] [6]この氷層が形成されるのは、氷床に降る雪のほとんどが溶けることなく、新しい雪の層の塊によって圧縮されるためです。[4]
この氷床の成長過程は、第二次世界大戦中に起きた例からも明らかなように、現在でも続いています。ロッキードP-38ライトニング戦闘機が1942年にグリーンランドで墜落しました。この機は50年後にようやく回収されました。その時までに、この機は当時形成された81メートル（268フィート）の氷の下に埋もれていました。[7]
ダイナミクス
氷河の流れ
安定した氷床であっても、氷が徐々に中央台地（氷床の最も高い地点）から外側へ、そして縁に向かって流れていくため、絶えず動いている。氷床の傾斜は台地付近では低いが、縁辺部では急激に増加する。[4]この傾斜の違いは、中央台地での氷の蓄積量が多いのに対し、縁辺部では蓄積量が少なく、融解量が多いという不均衡によって生じる。この不均衡により、氷河が流れ始めるまで、氷河にかかるせん断応力が増加する。これら 2 つのプロセス間の平衡線に近づくにつれて、流速と変形が増加する。[8] [9]この動きは重力によって駆動されるが、温度と個々の氷河底の強度によって制御される。多くのプロセスによってこれら 2 つの要因が変化し、その結果、1 時間ごと（潮汐流）から 100 年ごと（ミランコビッチ サイクル）までの範囲の時間スケールで、活動の周期的な急増と、より長い不活動期間が点在する。[9]
1時間ごとに見ると、氷の動きの急激な増加は潮汐活動によって調整される。1メートルの潮汐振動の影響は、海から100km離れた場所でも感じられる。[10]春の潮位が大きい場合、氷流は数時間にわたってほぼ静止状態が続き、その後、満潮のピーク直後に1時間以内に約1フィートの急激な増加が見られる。その後、下げ潮の中頃または終わりに次の急激な増加が起こるまで静止状態が続く。[11] [12]小潮の場合、この相互作用はそれほど顕著ではなく、約12時間ごとに急激な増加が見られる。[11]
気候変動による地球温暖化による気温上昇は、氷床温度に影響を与えるまでに氷に直接伝わるのに約1万年かかるが、表面融解の増加を通じて影響を及ぼし、氷河上湖が増える可能性がある。これらの湖は、氷河底に温水を供給し、氷河の動きを促進する可能性がある。[5]直径が約300メートルを超える湖は、氷河/氷床の境界に液体で満たされたクレバスを形成する可能性がある。これらのクレバスが形成されると、湖の（比較的温かい）内容物全体がわずか2〜18時間で氷河底に到達し、氷床を潤滑し、氷河を隆起させる可能性がある。[13]氷河底に到達した水はそこで凍結し、下から押し上げて氷河の厚さを増やす可能性がある。[14]
境界条件
縁が海洋境界で終わると、余分な氷は氷流または流出氷河を通じて排出されます。その後、海に直接落ちるか、浮遊棚氷の上に蓄積されます。[4] : 2234 これらの棚氷は、氷が過剰になると、その周辺で氷山を分離します。棚氷は、基底部の融解によっても分離が加速されます。南極では、これは氷の融点より3℃高い周極深層水流によって棚氷に供給される熱によって引き起こされます。 [15]
棚氷の存在は、その背後にある氷河を安定させる効果があり、逆に棚氷の不在は不安定化を招く。例えば、 2002年2月に南極半島のラーセンB棚氷が3週間かけて崩壊したとき、その背後にある4つの氷河（クレイン氷河、グリーン氷河、ヘクトリア氷河、ヨルム氷河）はすべて、はるかに速い速度で流れ始めたが、棚氷の残骸によって安定していた2つの氷河（フラスク氷河とレパード氷河）は流れが加速しなかった。[16]
ラーセンB棚氷の崩壊に先立って、年間わずか1メートルの氷の薄化が見られましたが、南極の他の棚氷では、年間数十メートルの薄化が見られました。[5]さらに、海水温が1℃上昇すると、年間最大10メートルの基礎融解につながる可能性があります。[5]棚氷は、年間平均気温が-9℃以下では常に安定していますが、-5℃を超えると安定しません。このため、ラーセンB棚氷の崩壊に先立って起こった1.5℃の地域的な温暖化が背景にあります。[5]
海洋氷床の不安定性
1970年代、ヨハネス・ウェルトマンは、海水は氷よりも密度が高いため、海面下に沈んだ氷床はアルキメデスの原理により、溶けるにつれて本質的に安定性が低下すると提唱した。[17]事実上、これらの海洋氷床は、氷によって押しのけられた海水の質量を上回るだけの質量を持たなければならず、そのためには余分な厚さが必要となる。氷床が溶けて薄くなると、その上にある氷の重量が減少する。ある時点で、海水は氷床の底に形成された隙間に押し込まれ、海洋氷床不安定性（MISI）が発生する可能性がある。[17] [18]
たとえ氷床が海面下に接地していたとしても、その前に安定した棚氷がある限りMISIは発生しない。[19]氷床と棚氷の境界は接地線と呼ばれ、湾内に閉じ込められていると特に安定する。[19]その場合、接地線を越えて流れる氷の量は上流の雪からの年間の氷の蓄積と一致する可能性が高いため、氷床はまったく薄くならない可能性がある。[18]そうでなければ、氷棚の底部の海洋温暖化により、基底融解によって氷が薄くなる傾向がある。氷棚が薄くなると、氷床に対する支え効果が薄まり、いわゆる逆応力が増加して接地線が後方に押しやられる。[18]氷床は、接地線の新しい場所からより多くの氷を失い始める可能性が高いため、より軽くなり、海水を押しのける能力が低下する。これにより、最終的に接地線がさらに後方に押しやられ、自己強化メカニズムが形成される。[18] [20]
脆弱な場所
西南極氷床全体が海面より下に埋まっているため、このシナリオでは地質学的に急速な氷の損失に対して脆弱となる。[22] [23]特に、スワイツ氷河とパイン島氷河はMISIが発生しやすい可能性が最も高く、両氷河ともここ数十年で急速に薄くなり、加速している。[24] [25] [26] [27]その結果、氷床からの海面上昇は21世紀だけで数十センチメートル加速される可能性がある。[28]
東南極氷床の大部分は影響を受けない。トッテン氷河はMISIの影響を受けることが知られている最大の氷河だが、海面上昇への寄与は西南極氷床全体の寄与に匹敵する。[29]トッテン氷河はここ数十年でほぼ単調に質量を失っており、[30]近い将来に急速な後退が起こる可能性があることを示唆しているが、トッテン棚氷の動的挙動は季節から年単位の時間スケールで変化することが知られている。[31] [32] [33]ウィルクス盆地は南極で唯一、温暖化の影響を受けないと考えられている主要な海底盆地である。[26]最終的には、地質学的に急速な海面上昇があったとしても、これらの氷塊（西南極氷床と氷底盆地）全体が失われるにはおそらく数千年かかるだろう。[34] [35]
海氷崖の不安定性
海洋氷崖不安定性（MICI）として知られる関連プロセスでは、高さが約90m（295+ 地上高は1⁄2フィートで、標高は約800メートル（ 2,624+基底（地下）の高さが1⁄2フィート を超える崖は、周囲の氷がなくなり安定すると、自重で崩壊する可能性があります。 [ 36]崖の崩壊により、その後に続く氷塊も同じ不安定性にさらされ、崖の崩壊と急速な氷床の後退の自己持続的なサイクルにつながる可能性があります。つまり、2100年までに南極だけで海面が1メートル以上上昇することになります。 [18] [37] [19] [38]この理論は非常に影響力があり、2020年に106人の専門家を対象に行われた調査では、この理論を提唱した論文は、2014年のIPCC第5次評価報告書よりも重要であると考えられました。 [39] MICIを含む海面上昇予測は、特に温暖化率が高い場合、他の予測よりもはるかに大きくなります。 [40]
同時に、この理論は大いに議論を呼んでいる。[36]この理論はもともと、鮮新世と最終間氷期の大規模な海面上昇がどのように起こったかを説明するために提案された[36] [37] - しかし、最近の研究では、これらの海面上昇エピソードは氷崖の不安定化が起こらなくても説明できることがわかった。[41] [36] [42]西南極のパイン島湾（スワイツ氷河とパイン島氷河の位置）での研究では、ヤンガードリアス期の氷による海底のえぐりが発見されており、これは MICI と一致すると思われる。[43] [41]しかし、これは「比較的急速」ではあるが依然として長期にわたる氷床後退を示しており、推定 1100 年間（現在から約 12,300 年前から約 11,200 年前まで）にわたって 200 km（120 マイル）を超える内陸への移動が起こっている[43]
近年、2002年から2004年にかけてラーセンB棚氷が崩壊した直後（浅いフィヨルドに達して安定する前）にクレイン氷河が急速に後退したことはMICIが関与していた可能性があるが、この理論を裏付けるか反証するのに十分な観測がなかった。 [45]グリーンランド氷床の3大氷河であるヤコブスハウン、ヘルハイム、カンゲルドルグスアーク氷河の後退は、少なくとも2013年末までは氷崖崩壊の予測とは似ていなかったが、[41] [46] 2014年8月にヘルハイム氷河で観測された事象は定義に当てはまる可能性がある。[41] [47]さらに、最初の仮説の後に行われたモデリングでは、氷崖不安定性には信じられないほど速い氷棚崩壊（つまり、1時間以内に約90メートル（295メートル） ）が必要であることが示されている。+氷がそれ以前にかなり損傷していない限り、氷崖の崩壊は起こり得ない[48]。 [ 45 ]さらに、氷崖の崩壊により沿岸海域に大量の残骸（氷メランジュと呼ばれる）が発生し、複数の研究によると、それらの堆積により不安定化が始まってすぐに不安定化が遅くなったり、完全に止まったりする可能性がある。 [49] [50] [51] [44]
この仮説の提唱者であるロバート・デコントとデイヴィッド・ポラードを含む一部の科学者は、この疑問を解決する最善の方法は、最終間氷期の海面上昇を正確に特定することであると示唆している。[41]当時の海面上昇が4メートル（13フィート）未満であればMICIの可能性は事実上排除できるが、 6メートル（19フィート）以上であれば可能性は非常に高い。+1 ⁄ 2 フィート）。 [41] 2023年時点での最新の分析では、最終間氷期の海面上昇は2.7メートル（9フィート）よりも高かった可能性は低いことが示されている。 [52]他の研究では5.7メートル（ 18フィート）などのより高い値が示されている。+1 ⁄ 2 フィート） [53]は、バハマ諸島の新しい古気候データやグリーンランド氷床の既知の歴史と矛盾しているように見える。 [52]
地球の現在の2つの氷床
南極の氷床
南極氷床は、南極大陸の98%を覆う大陸氷河であり、面積は1400万平方キロメートル（540万平方マイル）、平均厚さは2キロメートル（1.2マイル）以上である。これは地球上の現在の2つの氷床のうち最大のもので、2650万立方キロメートル（640万立方マイル）の氷を含み、これは地球上の淡水全体の61%に相当する。その表面はほぼ連続しており、大陸で氷のない地域は乾燥した谷、南極山脈のヌナタク、およびまばらな海岸の岩盤のみである。ただし、3つの地域間の地形、氷の流れ、および氷河の質量バランスに大きな違いがあるため、東南極氷床（EAIS）、西南極氷床（WAIS）、および南極半島（AP）に細分されることが多い。
西南極氷床
| 西南極氷床 | |
|---|---|
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| タイプ | 氷床 |
| エリア | <1,970,000 km 2 (760,000平方マイル) [54] |
| 厚さ | 約1.05 km (0.7 mi) (平均) [55] 約2 km (1.2 mi) (最大) [54] |
| 状態 | 後退 |
西南極氷床（WAIS）は、西南極大陸を覆う大陸氷床の一部で、南極大陸の西半球側、トランスアンタークティック山脈側の部分である。海洋氷床に分類され、氷床の底は海面よりかなり下にあり、縁は浮氷棚に流れ込んでいる。WAISはロス棚氷、ロンネ棚氷、アムンゼン海に流れ込む流出氷河に囲まれている。[56]
WAISは南極大陸のより小さな部分であるため、気候変動の影響をより強く受けています。1950年代以降、氷床の温暖化が進んでおり、[57] [58]少なくとも1990年代以降、沿岸の氷河が大幅に後退しています。[59]推定では、 1992年から2017年の間に 世界の海面上昇に約7.6 ± 3.9 mm ( 19 ⁄ 64 ± 5 ⁄ 32インチ) 影響したと示唆されており、[60] 2010年代には年間海面上昇0.4ミリメートル (0.016インチ) に相当する速度で氷が失われています。[61]損失の一部は東南極氷床の成長によって相殺されますが、南極大陸全体では、2100年までに海面を11cm (4.3インチ) 上昇させるのに十分な氷が失われる可能性が高いです。さらに、海洋氷床の不安定性により、特に高温暖化下では、この量が数十センチメートル増加する可能性があります。[62] WAISからの淡水の融解水も海洋の成層化に寄与し、塩分を多く含む南極底水の形成を希釈し、南極海の循環を不安定にします。[62] [63] [64]
長期的には、西南極氷床は、すでに起こっている温暖化により消滅する可能性が高い。[65] 古気候の証拠は、これがすでにエミアン期に起こっていることを示唆しており、このとき世界の気温は21世紀初頭と同程度であった。[66] [67]氷床の消失は2,000年から13,000年後の将来に起こると考えられているが、[68] [69]数世紀にわたる高排出量により、この期間は500年に短縮される可能性がある。[70]氷床が崩壊しても山々の氷冠が残る場合、海面は3.3メートル（10フィート10インチ）上昇する。西南極も溶ければ海面上昇は合計4.3メートル（14フィート1インチ）に増加するが、[71]そのためにはさらに高いレベルの温暖化が必要となる。[72]氷のない陸地の 等圧回復により、今後1,000年で世界の海面が約1メートル（3フィート3インチ）上昇する可能性がある。[70]
WAISを保護するには、世界の気温を産業革命前の水準より1℃（1.8℉）、または2020年の気温より2℃（3.6℉）低く持続的に下げる必要があるかもしれない。[73]氷床の崩壊に先立ってスワイツ氷河とパインアイランド氷河が失われるため、代わりにこれらの氷床を保護するための介入を提案する人もいる。理論上は、人工的に作った数千ギガトンの雪を積もらせることで氷床を安定させることができるが、[74]それは極めて困難であり、この地域で現在進行している海洋温暖化の加速を説明できない可能性がある。[65]他の人たちは、氷河の下の温水の流れを遮る障害物を構築することで氷床の消失を何世紀も遅らせることができると示唆しているが、それでも歴史上最大規模の土木工学介入が必要となる。東南極の氷床
| 東南極の氷床 | |
|---|---|
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| タイプ | 氷床 |
| 厚さ | 約2.2 km (1.4 mi) (平均) [75]約4.9 km (3.0 mi) (最大) [76] |
東南極氷床（EAIS）は、経度方向に西経45度から東経168度の間にあります。約3400万年前に初めて形成され、[77]地球全体で最大の氷床であり、トランスアンタークティック山脈によって隔てられたグリーンランド氷床や西南極氷床（WAIS）よりもはるかに大きな体積を持っています。氷床の平均厚さは約2.2 km（1.4マイル）、最も厚い部分では4,897 m（16,066フィート）です。[78]また、地理学上の南極点、南磁極、アムンゼン・スコット南極点基地もここにあります。
EAIS の表面は、地球上で最も乾燥し、最も風が強く、最も寒い場所です。空気中の水分の少なさ、雪による高い反射率、そして表面の一貫した高い標高[79]により、報告されている最低気温は -100 °C (-148 °F) 近くまで下がります。[80] [81]地球上で唯一、大気の温度逆転が一貫して起こるほど寒い場所です。つまり、大気は通常、地表付近で最も暖かく、標高が高くなるにつれて冷たくなりますが、南極の冬の間の大気は、地表の方が中層よりも冷たいのです。その結果、温室効果ガスは実際には中層大気に熱を閉じ込め、温度逆転が続く間、表面への熱の流れを減らします。[79]
これらの要因により、東南極は数十年にわたってわずかな寒冷化を経験していたが、一方で世界の他の地域は気候変動の影響で温暖化していた。東南極での明らかな温暖化は2000年以降にようやく発生し始め、2020年代まで決定的に検出されなかった。[82] [83] 2000年代初頭、東南極での寒冷化が大陸の他の地域の温暖化を上回っているように見えたことは、メディアによって頻繁に誤解され、時には気候変動否定論の議論として使われた。[84] [85] [86] 2009年以降、南極の計測温度記録の改善により、西南極での温暖化が1957年以来南極大陸全体で一貫した正味の温暖化をもたらしたことが証明された。 [87]
東南極の氷床はほとんど温暖化していないため、平均して依然として氷が増え続けている。[88] [89]例えば、GRACE衛星データによると、2002年から2010年の間に東南極の質量は年間600±130億トン増加した。 [90]トッテン氷河やウィルクス盆地など、最も脆弱な場所で最初に持続的な氷の損失が見られる可能性が最も高い。 これらの地域は東南極の氷河下盆地と総称されることもあり、温暖化が約3°C（5.4°F）に達すると、約2,000年かけて崩壊し始めると考えられている。[91] [92]この崩壊により、使用される氷床モデルに応じて、最終的に海面が1.4メートル（4フィート7インチ）から6.4メートル（21フィート0インチ）上昇する。[93] EAIS全体では、世界の海面を53.3メートル（175フィート）上昇させるのに十分な氷が保持されています。[78]しかし、氷床全体が失われるには、5℃（9.0℉）から10℃（18℉）の範囲の地球温暖化と、最低でも1万年かかります。[91] [92]グリーンランド氷床
| グリーンランド氷床 | |
|---|---|
| グローンランド・インドランシス ・セルメルスアーク | |
 | |
| タイプ | 氷床 |
| 座標 | 北緯76度42分 西経41度12分 / 北緯76.7度 西経41.2度 / 76.7; -41.2 [94] |
| エリア | 1,710,000 km 2 (660,000平方マイル) [95] |
| 長さ | 2,400 km (1,500 マイル) [94] |
| 幅 | 1,100 km (680 マイル) [94] |
| 厚さ | 1.67 km (1.0 mi) (平均)、約3.5 km (2.2 mi) (最大) [95] |
グリーンランド氷床は、世界で2番目に大きな氷床である。平均厚さは1.67 km (1.0 mi)、最大厚さは3 km (1.9 mi)を超える。[96]南北方向に約2,900 km (1,800 mi) の長さがあり、北端近くの北緯77度で最大幅は1,100 km (680 mi) である。[97]氷床は1,710,000平方キロメートル (660,000 sq mi) の面積を覆っており、これはグリーンランドの表面積の約80%、または南極氷床の面積の約12%に相当する。[96]「グリーンランド氷床」という用語は、科学文献ではGISまたはGrISと短縮されることが多い。[98] [99] [100] [101]
グリーンランドには少なくとも1800万年前から大きな氷河と氷冠が存在してきましたが、 [102]約260万年前に初めて単一の氷床が島の大部分を覆いました。[103]それ以来、氷床は拡大し[104] [105]、大幅に縮小しました。[106] [107] [108]グリーンランドで最も古い氷は約100万年前のものです。[109]人為的な温室効果ガスの排出により、氷床は現在、過去1000年間で最も暖かくなり、[110]少なくとも過去12,000年間で最も速い速度で氷が失われています。[111]
毎年夏になると、表面の一部が溶け、氷の崖が海に崩れ落ちる。通常、氷床は冬の降雪によって補充されるが[99] 、地球温暖化により、氷床は1850年以前よりも2～5倍速く溶けており[112] 、1996年以降は降雪が追いついていない。[113]パリ協定の目標である気温上昇を2℃（3.6℉）未満に抑えるという目標が達成されたとしても、グリーンランドの氷が溶けるだけで、約6cm（2）の氷が溶けることになる。+1 ⁄ 2 インチ) の海面上昇を引き起こすと予測されています。排出量が削減されなければ、2100 年までに氷の融解によって約 13 cm (5 インチ) 上昇し、 [114] : 1302 最悪のケースでは約 33 cm (13 インチ) 上昇することになります。 [115]比較すると、1972 年以降、これまでのところ氷の融解は1.4 cm ( 1 ⁄ 2 インチ) の上昇をもたらしており、 [116]すべての原因による海面上昇は 1901 年から 2018 年の間に 15～25 cm (6～10 インチ) でした。 [117] : 5
もし2,900,000立方キロメートル（696,000立方マイル）の氷床がすべて溶けると、世界の海面は約7.4メートル（24フィート）上昇する。[96] 1.7℃（3.1℉）から2.3℃（4.1℉）の地球温暖化では、この融解は避けられないものとなるだろう。[101]しかし、1.5℃（2.7℉）でも1.4メートル（ 4.1℉）に相当する氷の損失が発生する。+海面上昇は1 ⁄ 2 フィートに達し、 [118]気温がそのレベルを超えて低下すると、さらに多くの氷が失われる。 [101]地球の気温が上昇し続けると、氷床は1万年以内に消滅する可能性が高い。 [119] [120]非常に高い温暖化では、氷床の将来の寿命は約1,000年に短縮される。 [115]炭素循環における役割
（年間炭素メガトン）で測定され、推定炭素貯蔵量はPg C（炭素千メガトン）で測定されます。DOC =溶存有機炭素、POC =粒子状有機炭素。[121]
歴史的に、氷床は炭素循環の不活性な構成要素と見なされ、地球モデルではほとんど無視されていました。2010年代には、研究により、独自に適応した微生物群集の存在、氷床における生物地球化学的および物理的風化の速度の高さ、1000億トンを超える有機炭素の貯蔵と循環が実証されました。[121]
2つの氷床の炭素貯蔵量には大きな違いがある。グリーンランド氷床の下には5〜270億トンの純粋な炭素しか存在しないのに対し、南極の下には6,000〜21,000億トンの純粋な炭素が存在すると考えられている。[121]この炭素は徐々に融解水を通じて放出され、全体的な二酸化炭素排出量を増加させると、気候変動のフィードバックとして作用する可能性がある。[122]
比較すると、北極の永久凍土には14000億～16500億トンが含まれています。[123]また、比較すると、人間が排出する二酸化炭素の年間量は約400億トンのCO2です。 [ 28] : 1237
グリーンランドには、ラッセル氷河という、融解した炭素が大気中にメタンとして放出される場所が1つ知られています。メタンによる地球温暖化への影響は二酸化炭素よりもはるかに大きいです。 [124]しかし、そこにはメタン酸化細菌が多数生息しており、メタン酸化細菌の排出を制限しています。[125] [126]
地質学的時間スケールでは
通常、氷期と間氷期の間の遷移は、ミランコビッチサイクル、つまり日射量（地球に届く太陽光の量）のパターンによって決まります。これらのパターンは、他の惑星が軌道を周回する際に受ける重力によって生じる、地球の軌道の形状と太陽に対する角度の変化によって引き起こされます。[128] [129]
例えば、少なくとも過去10万年間に、北米の大部分を覆う氷床の一部、ローレンタイド氷床が崩壊し、大量の氷山が北大西洋に流れ込んだ。これらの氷山が溶けると、運んでいた巨石やその他の大陸の岩石が落下し、氷河堆積物として知られる層が残った。発見者のハルトムート・ハインリッヒにちなんで名付けられたこれらのいわゆるハインリッヒ・イベントは、7,000～10,000年の周期で発生し、最終間氷期の寒冷期に発生する。[130]
氷床内部の「ビンジパージ」サイクルが、氷が不安定なレベルまで蓄積し、その後氷床の一部が崩壊するという、観察された影響の原因である可能性がある。外部要因も氷床の強制力に関与している可能性がある。ダンガード・オシュガー現象は、おそらく 40 年にわたって北半球で発生する急激な温暖化である。これらの D-O 現象は、各ハインリッヒ現象の直後に発生するが、より頻繁に発生しており、約 1500 年ごとに発生する。この証拠から、古気候学者は、同じ強制力がハインリッヒ現象と D-O 現象の両方を引き起こしている可能性があると推測している。[131]
氷床の挙動における半球間の非同期性は、グリーンランドの氷床コアと南極の氷床コアにおけるメタンの短期的な急増を結びつけることで観察されている。ダンスガード・オシュガー現象の間、北半球はかなり温暖化し、氷河期にはツンドラだった湿地帯からのメタンの放出が劇的に増加した。このメタンはすぐに地球全体に均等に分布し、南極とグリーンランドの氷に組み込まれる。このつながりにより、古気候学者は、グリーンランドの氷床が温暖化し始めたのは、南極の氷床が数千年にわたって温暖化した後だったと言えるようになった。なぜこのようなパターンが起こるのかは、まだ議論の余地がある。[132] [133]
地質学的時間スケールにおける南極の氷床
南極の氷結は、6000万年前[134]から4550万年前[135]の後期暁新世または中期始新世に始まり、約3400万年前の始新世-漸新世絶滅イベント中に急増しました。当時のCO2レベルは約760 ppm [136]で、それ以前の数千ppmのレベルから減少していました。600 ppmを転換点とする二酸化炭素の減少は、南極の氷河作用を促す主な要因でした。[137]地球の軌道が冷涼な夏に有利だった期間、氷河作用は有利でしたが、酸素同位体比サイクルマーカーの変化は、ある程度の規模の氷河期を示している南極の氷床の成長だけでは説明できないほど大きかったです。[138]ドレーク海峡の開通も役割を果たした可能性がありますが[139]、変化のモデルはCO2レベルの低下がより重要だったことを示唆しています。[140]
西南極の氷床は、およそ500万年から300万年前の温暖な鮮新世初期にいくらか減少した。この時期にロス海が開いた。[141]しかし、陸上の東南極の氷床には大きな減少はなかった。[142]地質学的時間スケールにおけるグリーンランド氷床
グリーンランドには過去1800万年間の大半にわたって大規模な氷河が存在したという証拠があるが、 [102]これらの氷河は、周囲の面積がそれぞれ76,000平方キロメートルと100,000平方キロメートル (29,000平方マイルと39,000平方マイル) に及ぶマニトソク氷河やフラデ・イスブリンク氷河など、現代の小規模な氷河の例に類似していたものと考えられる。グリーンランドの環境は当初、単一のまとまった氷床が形成されるには適していなかったが、約1000万年前の中期中新世に状況が変わり始めた。このとき、現在西グリーンランドと東グリーンランドの高地を形成している2つの受動的な大陸棚が隆起し、最終的に海抜2000～3000メートルの高さに上部平坦面が形成された。[143] [144]
その後の鮮新世の隆起により、海抜500～1000メートルの低い平坦地が形成されました。隆起の第三段階では、平坦地の下に複数の谷とフィヨルドが形成されました。この隆起により、地形性降水量の増加と地表温度の低下により氷河作用が強化され、氷が蓄積して存続するようになりました。[143] [144]わずか300万年前の鮮新世の温暖期には、グリーンランドの氷は東部と南部の最高峰に限られていました。[145]それ以来、氷床は徐々に拡大し、[103]大気中のCO2濃度が270～260万年前に280～320 ppmに低下し、その頃には気温が十分に低下したため、ばらばらだった氷冠がつながり、島の大部分を覆うようになりました。[98]参照
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At first glance this seems to contradict the idea of "global" warming, but one needs to be careful before jumping to this conclusion. A rise in the global mean temperature does not imply universal warming. Dynamical effects (changes in the winds and ocean circulation) can have just as large an impact, locally as the radiative forcing from greenhouse gases. The temperature change in any particular region will in fact be a combination of radiation-related changes (through greenhouse gases, aerosols, ozone and the like) and dynamical effects. Since the winds tend to only move heat from one place to another, their impact will tend to cancel out in the global mean.
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Although their methods of interpolation or extrapolation for areas with unobserved output velocities have an insufficient description for the evaluation of associated errors, such errors in previous results (Rignot and others, 2008) caused large overestimates of the mass losses as detailed in Zwally and Giovinetto (Zwally and Giovinetto, 2011).
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External links
- United Nations Environment Programme: Global Outlook for Ice and Snow
- Marine Ice Sheet Instability "For Dummies"