融雪脈動1B

融解水パルス1B（MWP1b ）は、第四紀の 地質学者、古気候学者、海洋学者が、11,500年から11,200年前の完新世の初めからヤンガードリアス期の終わりにかけて起こったと仮説を立てている、急速な、または単に加速した氷河期後の 海面上昇の期間を指すために使用する名称です。^[1]融解水パルス1Bは、カリブ海の壊滅的な海面上昇イベント2（CRE2 ）としても知られています。 ^[2]

その他の名前の付いた後氷期融解水脈は、一般的には融解水脈 1A0 (融解水脈 19ka)、融解水脈 1A、融解水脈 1C、融解水脈 1D、融解水脈 2 として知られています。この期間と、提案されている急速な海面上昇の期間は、大陸氷床の崩壊による融解水の海洋への急速な放出が原因であると推定されているため、融解水脈と呼ばれています。^[1]

融水脈動1Bの重要性、時期、規模、さらには存在についても、未解決の意見の相違がかなりある。これは、リチャード・G・フェアバンクスがバルバドスで行ったサンゴ礁研究で初めて認識された。フェアバンクスは、バルバドス周辺のサンゴ礁のコアのデータ分析から、融水脈動1Bの間に、約11,300年前の約500年間で海面が28メートル（92フィート）上昇したと結論付けた。^[3]

しかし、1996年と2010年にバードらはタヒチ周辺のサンゴ礁のコアデータの詳細な分析を発表した。彼らは、融水脈動1Bはせいぜい約11,300年前の海面上昇の加速に過ぎず、最悪の場合、11,500年前から10,200年前の間の一定率の海面上昇と統計的に差がないと結論付けた。彼らは、融水脈動1Bは、彼らが融水脈動と見なすような海面の急激な上昇ではないと主張した。フェアバンクスがコアから推定した28メートル（92フィート）の海面上昇は、融水脈動1Bを特定しその大きさを計算するために使用された2つのバルバドスコアの間にある地殻構造の異なる側の間の地殻隆起差によって生じた人工物であると主張している。^{[4] [5]}

融水パルス 1B の規模については、他にもさまざまな推定が発表されています。2010 年にスタンフォードらは、この現象が、11,500 年前と 8,800 年前の間に海面上昇率が上昇した数千年周期の期間として「確実に表現」され、ピーク時の上昇率は最大 25 mm/年であることがわかりました。^[6] 2004 年にリューとミリマンはバルバドスとタヒチの元のデータを再検討し、海面上昇によるサンゴ礁の沈水メカニズムと堆積学を再検討しました。彼らは、融解水脈動1Bは11,500年前から11,200年前、つまり300年間に発生し、その間に海面は-58メートル（-190フィート）から-45メートル（-148フィート）に13メートル（43フィート）上昇し、平均年間上昇率は約40mm/年であったと結論付けました^[7]他の研究では、融解水脈動1Bの推定規模を7.5メートル（25フィート）から6メートル（20フィート）未満に下方修正しました。^{[2] [8]}

融水パルス 1B の発生時期、規模、さらには存在についても意見が分かれているため、その発生源を限定することは非常に困難でした。ペルティエは、全球氷河等圧調整のモデル化において、MWP-1B の主な発生源は南極氷床であると仮定しました。しかし、この仮定の正当性は彼の論文には示されていません。^{[9] [10]}さらに、レヴェンターらは、東南極の氷河融解の時期が融水パルス 1B の発生とほぼ一致しており、南極氷床がその発生源である可能性が高いと主張しています。^{[11]最後に、マッケイらは、}西南極氷床の後退が融水パルス 1B の開始に必要な融水を供給した可能性があると示唆しました。^[12]

しかし、その後の宇宙線年代測定法を用いた氷河漂礫岩、ヌナタック、その他かつて氷河に覆われていた岩石の表面露出年代測定に関する研究は、上記の議論や仮定と矛盾する結果となった。 ^{[13]これらの研究は、}東南極氷床の実際の薄化量は50～200メートル（160～660フィート）と小さすぎる上、融水パルス1Bに大量の融解水を供給するには緩やかで遅すぎると暫定的に結論付けている。また、西南極氷床の氷床後退と薄化が加速したのは7,000年前以降であると結論付けている。^{[13]他の研究者は、}ローレンタイド氷床の急激な崩壊が融水パルス1Bの原因となるのに十分であった可能性があると結論付けているが、その発生源は未解決の謎のままである。^[13]例えば、西南極での最近の研究では、融水パルス1Bと同時に十分な氷河融解が起こり、この急速な世界的海面上昇の時期を容易に説明できることが判明しました。^[14]

ミシシッピ川の先史時代の流量を再構築するために使用できるさまざまな古気候および古水文学的プロキシが、メキシコ湾内のオルカ盆地とピグミー盆地を含むルイジアナ大陸棚と大陸斜面の堆積物で見つかります。^{[15] [16]}これらのプロキシは、融水パルス1Bの時期を含む後期氷期と後氷期の先史時代のミシシッピ川河口の期間と流量の両方を再構築するために第四紀の地質学者、古気候学者、海洋学者によって使用されました。 ^{[17] [18] [19] [20]}ルイジアナ大陸棚と大陸斜面のコアの研究によって発見された洪水イベントの年代順は、融水パルスのタイミングと一致しています。たとえば、バルバドスのサンゴの記録にある融解水パルス 1A は、ミシシッピ川の 2 つの別個の融解水洪水イベント MWF-3 (12,600 RCYBP ) および MWF-4 (11,900 RCYBP ) のグループと非常によく一致しています。さらに、バルバドスのサンゴの記録にある融解水パルス 1B は、9,900 から 9,100 RCYBPの間に発生した 4 つのミシシッピ川超洪水イベント MWF-5 のクラスターと一致しています。2003 年に、Aharon は洪水イベント MWF-5 が 9,970-9,870、9,740-9,660、9,450-9,290、および 9,160-8,900 RCYBPの 4 つの別個の異なる超洪水で構成されていると報告しました。^[18] MWF-5の4回の超洪水のうち3回におけるミシシッピ川河口の流出量は、0.07～0.08スベルドラップ（1秒当たり100万立方メートル）と推定されている。9450～9290 RCYBPの超洪水では、0.10スベルドラップ（1秒当たり100万立方メートル）の流出量があったと推定されている。^[18]この研究では、MWF-5のミシシッピ川超洪水がプレボレアル期に発生したことも示されている。同じ研究で、それ以前の1000年間にミシシッピ川からメキシコ湾に流出する融雪洪水も超洪水もなかったことがわかった。これは、ヤンガードリアス期に相当する停止イベントとして知られている。^{[15] [16] [18]}

ミシシッピ川の河口とオルカ盆地およびピグミー盆地の間のルイジアナ大陸棚と斜面を覆う更新世の堆積物は、主にミシシッピ川を下って運ばれた堆積物と、現地で生物的に生成された炭酸塩の混合体で構成されています。このため、堆積物の組成から、融解水と超洪水の起源を容易に推測できます。MWF-5の超洪水中にメキシコ湾に運ばれ、ルイジアナ大陸棚と斜面に堆積した堆積物の組成は、ヤンガードリアス期の開始時の12,900年前以降の鉱物学、化石含有量、有機物、量の急激な変化を反映しています。

まず、12,900年前以降、ミズーリ川流域のスメクタイトを多く含む堆積物は、粘土鉱物学的に示唆されるように、五大湖地域およびミシシッピ川沿いのさらに南に関連する堆積物によって次第に急速に置き換えられています。第二に、12,900年前以降、ミシシッピ川を下って運ばれる堆積物の総量は急激に減少し、それに応じて、地元で生成された生物学的に生成された炭酸塩および有機物の割合が大幅に増加しています。第三に、12,900年前以降、C/N比やRock-Eval Pyrolysisなどのさまざまな分析により、存在する有機物の種類が、氷河によって古い地層から再加工された有機物から、主に海洋起源の保存状態の良い完新世の有機物に変化していることが示されています。最終的に、12,900年前以降、ルイジアナ大陸棚と斜面に堆積した堆積物から再加工されたナノ化石の存在は消えました。 ^{[21] [22]}

堆積する堆積物の性質における上記のような変化は、ヤンガードリアス期の開始後、ローレンタイド氷床の融解水の南へのルートが大部分で遮断されたことを示している。稀に南に流れることがあったときには、氷河の融解水はアガシー湖、時には五大湖を通ってミシシッピ川に流れ込んだ。水がアガシー湖または他の氷河前縁湖を通過する際、氷河流出物と、流出物に含まれる古い再加工された有機物および再加工されたナノ化石は完全に捕捉され、除去された。その結果、ヤンガードリアス期の開始後にミシシッピ川が運んだ堆積物は、再加工されたナノ化石をまったく含まない、五大湖地域からのイライトと緑泥石に富む堆積物で構成されていた。これらの変化は、メルトウォーターパルスBを供給したMWF-5の超洪水が、アガシー湖を通じた融解水の南方への流出のまれな期間、ミシシッピ川流域内の気候強化流出の非氷河期期間、またはその両方の組み合わせに関連していることを示唆している。^{[21] [22]}

南極氷床の場合、過去2万年間に南極氷床のさまざまな部分から流出した氷山に関する、同様に年代が正確に記録された高解像度の記録も入手可能である。ウェーバーらによる研究では、ウェッデル海の氷山の並木道内の海底から採取された2つのコアにおいて、時間やその他の環境指標に対する氷山に運ばれた残骸の量の変化から記録が作成された。氷山の並木道内の海底堆積物のコアは、南極氷床から海水に流出する氷山の変動の空間的に統合されたシグナルを提供する。なぜなら、そこは南極氷床全体から分離した氷山が海流に沿って漂い、収束し、ウェッデル海から北のスコシア海に流出する合流地帯だからである。^[23]

2万年前から9千年前までの間に、ウェーバーらは南極氷床のさまざまな部分で氷山の 分離と流出が増加した8つの明確な期間を記録した。これらの期間のうち5つ、AID5からAID2（南極氷山流出イベント）は、期間が同程度で、約800年から900年の周期で繰り返される。南極氷山流出イベントの中で最大のものはAID2である。そのピーク強度は約1万1300年前で、バルバドスの海面記録の融水パルス1Bと同期しており、融水パルス1Bへの南極の大きな寄与と一致している。タヒチのサンゴの記録に海面反応が見られないことは、南極氷床の太平洋セクターのみの氷河退縮イベントに対する地域特有の海面反応を示しているのかもしれない。 ^[23]

• 氷河の後退
• 完新世の氷河後退
• ヤンガードリアス

• Gornitz, V. (2007) 海面上昇、氷が溶けた後と現在。科学概要、NASA ゴダード宇宙飛行センター。(2007 年 1 月)
• ゴルニッツ、V. (2012)「大氷床融解と海面上昇：明日への教訓」、サイエンス ブリーフ、NASA ゴダード宇宙飛行センター。(2012 年 6 月)
• Liu, JP (2004)「西太平洋後氷期の海面履歴」、ノースカロライナ州立大学、海洋・地球・大気科学部、河川・デルタ・海面変動・海洋縁辺研究センター、ノースカロライナ州ローリー。