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永久凍土（perma-「永久の」とfrostから）は、2年以上0 ℃（32 °F）以下で継続的に存在する土壌または水中の堆積物です。最も古い永久凍土は約70万年間継続的に凍結しています。 [ 1 ]最も浅い永久凍土の垂直方向の広がりは1メートル（3フィート）未満ですが、最も深い永久凍土は1,500メートル（4,900フィート）を超えます。[ 2 ]同様に、個々の永久凍土帯の面積は、狭い山頂に限られている場合もあれば、広大な北極圏に広がっている場合もあります。[ 3 ]氷河や氷床の下の地面は通常永久凍土とは定義されないため、陸上では、永久凍土は一般的に、季節に応じて凍結と融解を繰り返すいわゆる活動層の下に位置します。 [ 4 ]
北半球の約15% 、または地球表面の約11%は永久凍土に覆われており、[ 5 ]総面積は約1800万km 2 (690万平方マイル)である。[ 6 ]これには、アラスカ、カナダ、グリーンランド、シベリアの広大な地域が含まれる。また、チベット高原などの高山地帯にも存在する。南半球には永久凍土はごくわずかしか存在せず、パタゴニアのアンデス山脈、ニュージーランドの南アルプス、南極大陸の最高峰などの山腹にのみ存在する。[ 3 ] [ 1 ]
永久凍土には、何千年にもわたって蓄積され、完全に分解されて炭素を放出する機会がなかった大量の死んだバイオマスが含まれており、ツンドラの土壌は炭素吸収源となっています。[ 3 ]地球温暖化によって生態系が温暖化すると、凍土が解凍して分解が再び始まるのに十分な温度になり、永久凍土の炭素循環が加速します。解凍時の状況に応じて、分解によって二酸化炭素またはメタンが放出され、これらの温室効果ガスの排出は気候変動のフィードバックとして作用します。[ 7 ] [ 8 ] [ 9 ]永久凍土の解凍による排出は、気候に十分な影響を与え、地球の炭素収支に影響を与えます。さまざまな解凍プロセスがまだ不確実であるため、永久凍土がどれだけの温室効果ガスを放出するかを正確に予測することは困難です。排出量は人為的な排出量よりも少なく、暴走温暖化を引き起こすほど大きくはないという点については広く合意されています。[ 10 ]その代わりに、永久凍土からの年間排出量は、森林破壊による世界的な排出量、あるいはロシア、米国、中国などの大国の年間排出量に匹敵する可能性が高い。[ 11 ]
永久凍土の融解は、気候への影響以外にも多くのリスクをもたらします。かつて凍結していた地面には、融解時に水圧飽和度が急激に超えられるほどの氷が含まれていることが多く、そのため地面が大きく移動し、場合によっては完全に崩壊することもあります。多くの建物やその他のインフラは、永久凍土が凍結して安定していたときに建設されたため、融解すると崩壊する危険性があります。[ 12 ]推定では、そのようなインフラの約70%が2050年までに危険にさらされ、関連するコストは今世紀後半に数百億ドルに達する可能性があるとされています。[ 13 ]さらに、永久凍土には13,000～20,000か所の有毒廃棄物で汚染された場所があり、[ 14 ]また天然の水銀鉱床もあり、[ 15 ]これらはすべて温暖化が進むにつれて漏洩して環境を汚染する可能性があります。[ 16 ]最後に、病原性微生物が解凍後も生き残り、将来のパンデミックに寄与する可能性について懸念が提起されている。[ 17 ] [ 18 ]しかし、これは可能性が低いと考えられており、[ 19 ] [ 20 ]この件に関する科学的レビューでは、リスクは「概して低い」とされている。[ 21 ]
永久凍土とは、2 年以上連続して凍結している土壌、岩石、または堆積物のことです。実際には、これは、年間平均気温が0 °C (32.0 °F)以下で永久凍土が発生することを意味します。最も寒い地域では、連続永久凍土の深さが1,400 m (4,600 ft)を超えることがあります。[ 22 ]これは通常、毎年凍結と融解を繰り返すいわゆる活動層の下に存在し、根は融解した土壌にしか張ることができないため、植物の成長を支えることができます。[ 2 ]活動層の厚さは、夏の終わりに最大範囲に達したときに測定されます。[ 23 ] 2018 年現在、北半球の平均厚さは約145 センチメートル (4.76 ft)ですが、地域によって大きな違いがあります。北東シベリア、アラスカ、グリーンランドは最も固い永久凍土を持ち、活動層の範囲は最も狭く（平均で50 センチメートル (1.6フィート)未満、時にはわずか30 センチメートル (0.98フィート) ）、一方、ノルウェー南部とモンゴル高原は、平均活動層が600 センチメートル (20フィート)より深く、記録では10 メートル (33フィート)に達する唯一の地域である。[ 24 ] [ 25 ]活動層と永久凍土自体の境界は、永久凍土テーブルと呼ばれることもある。[ 26 ]
北半球の氷に完全に覆われていない陸地の約 15% は、その下に直接永久凍土が存在します。22% は永久凍土帯または地域の一部と定義されています。 [ 5 ]これは、この領域の半分強だけが、陸地の 90% ～ 100% が永久凍土で覆われている連続永久凍土帯として定義されているためです。約 20% は、被覆率が 50% ～ 90% の不連続永久凍土として定義されています。最後に、残りの 30% 未満の永久凍土地域は、被覆率が 10% ～ 50% の散在永久凍土帯として定義される地域と、面積の 10% 以下を覆う孤立した永久凍土のパッチがある地域で構成されています。[ 27 ] [ 28 ] : 435この領域の大部分は、シベリア、カナダ北部、アラスカ、グリーンランドにあります。活動層の下では、永久凍土の年間温度変動は深さとともに小さくなります。永久凍土の最大深度は、地熱によって温度が氷点以上に維持される地点のすぐ手前に位置する。その下限より上には、年間を通して温度が一定の永久凍土、すなわち「等温永久凍土」が存在する可能性がある。[ 29 ]
永久凍土は通常、年間平均気温が水の凝固点より低い気候で形成されます。例外は、北スカンジナビアやウラル山脈西側のヨーロッパロシア北東部などの湿潤な北方林で、雪が断熱ブランケットの役割を果たしています。氷河地帯も例外となる場合があります。すべての氷河は地熱によって底部が温められるため、全体的に圧力融点に近い温帯氷河では、地面との境界面に液体の水が存在し、そのため下層永久凍土が存在しない可能性があります。[ 30 ]更新世に深層永久凍土が発達した地域では、地温勾配の「化石」低温異常が数百メートルまで持続します。これは、北米とヨーロッパのボーリング孔の温度測定から明らかです。 [ 31 ]
地中の温度は気温ほど季節によって変動せず、地殻の地温勾配により、平均年間気温は深度とともに上昇する傾向があります。したがって、平均年間気温が0 ℃（32 °F）をわずかに下回る場合、永久凍土は遮蔽された場所（通常は北半球では北向き、南半球では南向き）にのみ形成され、不連続永久凍土となります。通常、平均年間地表面温度が-5℃から0 ℃（23°Fから32 °F）の間の気候では、永久凍土は不連続のままです。前述の湿潤な冬季地域では、-2 ℃（28 °F）まで不連続永久凍土が存在しない場合もあります。不連続永久凍土は、さらに広範囲不連続永久凍土と散在永久凍土に分けられることが多い。広範囲不連続永久凍土は、永久凍土が景観の 50 ～ 90 パーセントを覆い、通常は年間平均気温が-2 ～ -4 °C (28 ～ 25 °F)の地域で見られる。散在永久凍土は、永久凍土が景観の 50 パーセント未満を覆い、通常は年間平均気温が0 ～ -2 °C (32 ～ 28 °F)の地域で見られる。[ 32 ]
土壌科学では、散在性永久凍土帯はSPZ、広範囲不連続永久凍土帯はDPZと略される。[ 33 ]例外は、氷河に覆われていないシベリアとアラスカにあり、現在の永久凍土の深さは、冬の気温が今日よりも最大11 °C (20 °F)低かった氷河時代の気候条件の名残である。
年間平均地表面温度が-5 ℃（23 °F）を下回ると、方位の影響は永久凍土を融解させるのに十分ではなくなり、連続永久凍土帯（CPZと略記）が形成されます。北半球の連続永久凍土線[ 35 ]は、陸地が連続永久凍土または氷河氷で覆われている最南端の境界を表しています。連続永久凍土線は、地域的な気候変動により、世界中で北向きまたは南向きに変化します。南半球では、陸地があれば、同等の線の大部分は南極海内に位置することになります。南極大陸の大部分は氷河に覆われており、その下の地形の多くは基底融解の影響を受けています。[ 36 ]南極の露出した陸地は、大部分が永久凍土で覆われており、[ 37 ]その一部は海岸線に沿って温暖化と融解の影響を受けています。[ 38 ]
北半球と南半球の両方で、永久凍土を維持できるほど寒い標高の範囲が存在します。最もよく知られている例としては、カナディアンロッキー、ヨーロッパアルプス、ヒマラヤ、天山山脈などがあります。一般的に、広範囲にわたる高山永久凍土には年間平均気温が-3 ℃（27 °F）必要であることがわかっていますが、これは地域の地形によって異なり、一部の山岳地帯では-1 ℃（30 °F）でも永久凍土が維持されていることが知られています。また、地下の高山永久凍土が、より温暖な植生を支える土壌で覆われている可能性もあります。[ 39 ]
高山永久凍土は特に研究が難しく、体系的な研究努力は1970年代まで始まりませんでした。[ 39 ]そのため、その地理的分布については依然として不確実性が残っています。2009年には、アフリカ最高峰のキリマンジャロ山（海抜4,700m 、赤道から南に約3度）という新たな地域で永久凍土が発見されました。[ 40 ] 2014年には、高山永久凍土の範囲に関する地域的な推定値の集合により、世界全体で 3,560,000 km 2 (1,370,000 mi 2 )の範囲が確立されました。[ 34 ]しかし、2014年までに、アンデス山脈の高山永久凍土は完全には地図化されていませんでしたが、その範囲はこれらの地域に蓄えられた水の量を評価するためにモデル化されています。[ 42 ]
海底永久凍土は海底の下に存在し、極地の大陸棚に分布しています。 [ 2 ]これらの地域は、地球上の水の大部分が陸上の氷床に閉じ込められ、海面が低かった最後の氷河期に形成されました。完新世の氷河後退期に氷床が溶けて再び海水になると、沿岸永久凍土は、地表永久凍土に比べて比較的温暖で塩分濃度の高い境界条件の下で水没した棚となりました。それ以来、これらの条件により、海底永久凍土の範囲は徐々に縮小し続けています。[ 6 ]それにもかかわらず、その存在は「沿岸施設、海底に建設された構造物、人工島、海底パイプライン、探査および生産のために掘削された井戸の設計、建設、運用」において重要な考慮事項となっています。[ 43 ]海底永久凍土はメタンクラスレートの堆積物の上に重なることもあり、かつてはクラスレートガン仮説として知られる主要な気候転換点であると推測されていましたが、現在では予測される気候変動において何ら役割を果たさないと考えられています。[ 44 ]
最終氷期最盛期には、連続永久凍土が今日よりもはるかに広い範囲を覆っており、氷のないヨーロッパ全域から南はセゲド（ハンガリー南東部）付近とアゾフ海（当時は陸地）まで[ 45 ]、東アジアでは現在の長春と網走まで南に広がっていた[ 46 ]。北アメリカでは、氷床の南、ニュージャージー州の緯度付近からアイオワ州南部とミズーリ州北部にかけて極めて狭い永久凍土帯が存在しただけであったが、乾燥した西部地域では永久凍土はより広範囲に及び、アイダホ州とオレゴン州の南の境界まで広がっていた[ 47 ]。南半球では、この時期の永久凍土がオタゴ中央部とアルゼンチンのパタゴニアに存在していた証拠がいくつかあるが、おそらく不連続であり、ツンドラに関連している。ドラケンスバーグ山脈では、氷河期最盛期には標高約3,000メートル（9,840フィート）以上の高山永久凍土も存在した。[ 48 ] [ 49 ]
永久凍土は、地球からの地熱と地表の年間平均気温が平衡温度である0 ℃（32 °F）に達する基底深度まで広がっています。[ 51 ]この永久凍土の基底深度は大きく変動し、最も浅い地域では1メートル（3フィート）未満ですが[ 2 ] 、シベリアのレナ川とヤナ川の北部流域では1,493メートル（4,898フィート）に達します。[ 22 ]計算によると、永久凍土の形成時間は最初の数メートルを過ぎると大幅に遅くなります。例えば、アラスカ州プルドー湾の下にある深い永久凍土の形成には50万年以上かかり、これは更新世の複数の氷期と間氷期のサイクルにまたがる期間です。[ 50 ] : 18
基底深度は、下層の地質、特に熱伝導率の影響を受け、土壌中の永久凍土の熱伝導率は岩盤中の永久凍土よりも低い。[ 51 ]熱伝導率が低いと、永久凍土は地温勾配の影響を受けにくくなる。地温勾配とは、地球内部の深度の増加に伴う温度の上昇率のことである。これは、不安定な同位体の放射性崩壊によって地球内部の熱エネルギーが生成され、伝導によって地表に約47テラワット（TW）の速度で流れることによって発生する。[ 52 ]プレート境界から離れた場所では、これは地表付近で平均25～30 ℃/km（124～139 °F/mi）の熱流量に相当する。[ 53 ]
永久凍土の氷の含有量が 250 パーセント (質量で乾燥土壌に対する氷) を超えると、それは塊状氷に分類されます。塊状氷体は、氷泥から純粋な氷まで、考えられるあらゆる段階の組成を持つ可能性があります。塊状氷床は、少なくとも 2 m の厚さと、少なくとも 10 m の 短い直径を持ちます。 [ 55 ]この現象に関する北米での最初の記録された観測は、1919 年にヨーロッパの科学者によってアラスカのキャニング川で行われました。[ 56 ]ロシアの文献では、P. ラシニウスとハリトン ラプテフによる大北方探検中の 1735 年と 1739 年というより早い日付が示されています。IA ロパチン、B. ヘグボモフ、S. タバー、G. ベスコウなどのロシアの研究者も、凍結土壌への氷の混入に関する最初の理論を定式化しました。[ 57 ]
永久凍土には、間隙氷、氷楔（脈氷とも呼ばれる）、埋没表面氷、堆積層内氷（構成氷とも呼ばれる）の 4 つの氷のカテゴリーがありますが、最後の2 つだけが、巨大な地中氷として分類されるほど大きくなる傾向があります。[ 58 ] [ 26 ]これらの 2 つのタイプは通常別々に存在しますが、ローレンタイド氷床の残骸があるカナダ西部北極圏のトゥクトヤクトゥクの海岸のように、一緒に見つかることもあります。[ 59 ]
埋没した地表氷は、雪、凍った湖氷や海氷、アウフェイズ（漂流した河川氷）、さらには更新世の氷床から埋没した氷河氷に由来する可能性がある。後者は古氷河学研究にとって非常に価値があるが、2022年現在でも、そのような埋没した古代氷の総面積と体積は不明である。[ 60 ]古代氷の堆積物が確認されている注目すべき場所には、ロシアのシベリアにあるエニセイ川流域、カナダのヌナブト準州とノースウェスト準州にあるバンクス島とバイロット島などがある。[ 61 ] [ 62 ] [ 54 ]埋没した氷床の残骸の中には、サーモカルスト湖が存在することが知られているものもある。[ 60 ]
堆積物内氷または構成氷は、カナダ全土で広く観察され研究されてきた。これは、地下水がその場で凍結するときに形成され、侵入氷、注入氷、分離氷に分類される。後者は主要なタイプであり、湿潤堆積物中の結晶化分化の後に形成される。結晶化分化は、ファンデルワールス力の影響下で水が凍結前線に移動するときに発生する。[ 56 ] [ 55 ] [ 58 ]これはゆっくりとしたプロセスであり、主に海水より塩分濃度が20%未満のシルトで発生する。塩分濃度が高いシルト堆積物や粘土堆積物では、氷形成前の水の動きはレオロジープロセスによって支配される。その結果、粘土質堆積物の上部 2.5 メートルでは堆積物内氷の形成に 1 ～ 1000 年かかるが、泥炭堆積物では 10 ～ 10,000 年、シルト質堆積物では 1,000 ～ 1,000,000 年かかる。[ 26 ]
永久凍土のプロセス、例えば熱収縮によって亀裂が生じ、それが最終的に氷楔となることや、ソリフラクション（土壌が繰り返し凍結と融解を繰り返しながら斜面を徐々に下っていくこと）は、北極、周氷河、高山地帯に見られる多角形、環状、階段、その他の模様のある地面の形成につながることが多い。 [ 63 ] [ 64 ]氷が豊富な永久凍土地域では、地中の氷の融解によって、サーモカルスト湖、融解スランプ、熱侵食溝、活動層の剥離などのサーモカルスト地形が形成される。 [ 65 ] [ 66 ]特に、北極の湿原や沼地の異常に深い永久凍土は、暖かい季節に融解水を引き寄せ、それが溜まって凍結し、氷レンズを形成し、周囲の地面が斜面で外側に突き出し始めることが多い。これにより、最終的には、この永久凍土の中心部の周囲に、パルサ（長さ15～150m 、幅10～30m 、高さ1～6m未満）のような大規模な地形や、さらに大きなピンゴ（高さ3 ～70m 、直径30～1,000m）などの地形が形成される可能性がある。[ 67 ] [ 68 ]
永久凍土が存在する環境では、根が浅い植物だけが生き残ることができます。クロトウヒは根の張る範囲が限られていても耐えることができ、永久凍土が広範囲に及ぶ地域では植物相を支配しています。同様に、巣穴や穴に住む動物種も永久凍土によって生息地が制限され、これらの制限は生態系内の種間の相互作用にも二次的な影響を与えます。[ 69 ]
永久凍土は凍結しているが、微生物にとって完全に不向きな環境ではない。ただし、微生物の数は大きく変動し、一般的には 土壌1グラムあたり10億から10億までである。[ 70 ] [ 71 ]
永久凍土炭素循環（北極炭素循環）は、永久凍土土壌から陸上の植生や微生物、大気、植生、そして最終的には低温プロセスによる埋没と堆積によって永久凍土土壌へと炭素が移動する過程を扱っています。この炭素の一部は、地球規模の炭素循環を通じて海洋や地球上の他の地域へと移動します。この循環には、陸上の構成要素と大気の間での二酸化炭素とメタンの交換、およびメタン、溶存有機炭素、溶存無機炭素、粒子状無機炭素、粒子状有機炭素として陸と水の間での炭素の移動が含まれます。[ 72 ]
永久凍土に生息する細菌や真菌のほとんどは実験室で培養することはできないが、DNAベースの技術によって微生物の正体を明らかにすることができる。例えば、東シベリアのコリマ低地にある後期更新世の永久凍土サンプルから16S rRNA遺伝子を解析したところ、放線菌門とシュードモナス門に属する8つの系統型が明らかになった。[ 73 ] スイス東部の高山永久凍土地帯「ムオット・ダ・バルバ・ペイダー」では、2016年に多様な微生物群集が生息していることが発見された。主な細菌群には、アシドバクテリオタ門、アクチノミセトータ門、AD3、バクテロイドタ門、クロロフレクソタ門、ゲマティモナドタ門、OD1、ニトロスピロタ門、プランクトミセトータ門、シュードモナドタ門、ベルコミクロビオタ門に加え、子嚢菌門、担子菌門、接合菌門などの真核菌類が含まれていた。現在生息している種では、科学者たちは、還元代謝や嫌気性代謝プロセスなど、氷点下条件に対するさまざまな適応を観察した。[ 74 ]
永久凍土（凍結した土壌が途切れることなく氷点下のシート状になっている地域）に建設された世界の大都市は2つしかなく、どちらもロシアのクラスノヤルスク地方のノリリスクとサハ共和国のヤクーツクである。[ 75 ]永久凍土の上に建物を建てるのは困難である。建物（またはパイプライン）の熱が土壌に伝わり、土壌を融解させてしまうからだ。氷が水に変わると、地盤の構造的な支持力が弱まり、最終的には建物が不安定になる。例えば、シベリア鉄道の建設中、 1901年に建設された蒸気機関工場複合施設は、これらの理由から操業開始から1か月以内に崩壊し始めた。[ 76 ] : 47さらに、永久凍土に覆われた地域では地下水が利用できない。大規模な集落や施設を建設するには、水を得るための何らかの代替手段を講じる必要がある。[ 75 ] [ 76 ] : 25
一般的な解決策は、木杭の上に基礎を置くことであり、これはノリリスクのソ連の技師ミハイル・キムが開拓した技術である。[ 77 ]しかし、温暖化によって杭の摩擦が変化すると、土壌が凍ったままであっても、クリープによる動きが生じる可能性がある。 [ 78 ]ヤクーツクのメルニコフ永久凍土研究所は、建物の沈下リスクを避けるために、杭基礎を15メートル（49フィート）まで伸ばす必要があることを発見した。この深さでは、温度は季節によって変化せず、約-5 ℃（23 °F）のままである。[ 79 ]
他の2つのアプローチは、広範囲にわたる砂利パッド（通常1～2メートル（3フィート3インチ～6フィート7インチ）の厚さ）の上に構築するか、無水アンモニアヒートパイプを使用することです。[ 80 ]トランスアラスカパイプラインシステムでは、パイプラインの沈下を防ぐために垂直支持材に組み込まれたヒートパイプを使用しており、チベットの青蔵鉄道では、凍結しやすい土壌の地域で地面を冷たく保つためにさまざまな方法を採用しています。永久凍土では、埋設されたユーティリティ用の特別な囲い、いわゆる「ユーティリティリドール」が必要になる場合があります。[ 81 ]
世界的に、永久凍土は2007年から2016年の間に約0.3 ℃（0.54 °F）温暖化し、不連続永久凍土帯に比べて連続永久凍土帯でより強い温暖化が観測された。北アラスカの一部（1980年代初頭から2000年代半ば）では最大3 ℃（5.4 °F）、ロシア・ヨーロッパ北部の一部（1970年～2020年）では最大2 ℃（3.6 °F）の温暖化が観測された。この温暖化は必然的に永久凍土の融解を引き起こし、21世紀を通じてヨーロッパとロシアの北極圏で活動層の厚さが増加し、1990年代以降、ヨーロッパとアジアの高地でも活動層の厚さが増加している。[ 83 ]： 1237
2000年から2018年の間に、活動層の平均厚さは約127センチメートル（4.17フィート）から約145センチメートル（4.76フィート）に増加し、平均年間増加率は約0.65センチメートル（0.26インチ）でした。[ 24 ]
ユーコン準州では、連続永久凍土帯は1899年以降、極方向へ100キロメートル（62マイル）移動した可能性があるが、正確な記録は30年前までしか遡れない。海底永久凍土の範囲も縮小しており、2019年現在、北極の棚氷下の永久凍土の約97%が温暖化と薄化が進んでいる。[ 84 ] [ 10 ]： 1281
モデル予測、基本的なプロセス理解、古気候証拠の間で高い一致が見られることから、地球温暖化に伴い永久凍土の範囲と体積は縮小し続けることはほぼ確実であり、その減少の程度は温暖化の規模によって決まる。[ 83 ]： 1283
永久凍土の融解は幅広い問題と関連しており、国際永久凍土協会（IPA）はそれらの問題に対処するために存在している。IPAは国際永久凍土会議を開催し、永久凍土のための地球規模陸上ネットワークを維持しており、データベース、地図、参考文献、用語集の作成などの特別なプロジェクトを実施し、国際的なフィールドプログラムとネットワークを調整している。[ 85 ]
近年の温暖化により永久凍土の融解の影響を受ける活動層が深くなると、これまで蓄積されていた炭素が生物起源のプロセスにさらされ、二酸化炭素やメタンとして大気中に放出されやすくなる。[ 11 ]永久凍土の融解による炭素排出は、融解を促進する温暖化に寄与するため、正の気候変動フィードバックのよく知られた例である。[ 87 ]永久凍土の融解は、局所的な閾値を示し、実質的に不可逆的であるため、気候システムの主要な転換点の1つとして含まれることがある。 [ 88 ]しかし、局所的または地域的な規模で適用される自己永続的なプロセスがある一方で、温暖化に伴う永久凍土の融解は全体としては緩やかであるため、それが地球規模の転換点の厳密な定義を満たすかどうかは議論されている。[ 89 ]
北極圏の永久凍土には、 数千年かけて蓄積された純炭素換算で1400億～1650億トンの有機物が含まれています。この量は、すべての土壌中の有機物のほぼ半分に相当し、[ 90 ] [ 11 ]大気中の炭素量の約2倍、または産業革命の開始から2011年までの人間の炭素排出量の約4倍です。 [ 91 ]さらに、この炭素の大部分（約1兆350億トン）は、地表から3メートル（9.8フィート） 以内の、地表近くの永久凍土と呼ばれる場所に貯蔵されています。[ 90 ] [ 11 ]しかし、この貯蔵された炭素のごく一部だけが大気中に放出されると予想されています。[ 92 ]一般的に、地表から 3 m までの永久凍土の体積は、地球温暖化1 °C (1.8 °F)あたり約 25% 減少すると予想されていますが、 [ 83 ] : 1283 21 世紀末までに4 °C (7.2 °F)を超える地球温暖化に関連するRCP8.5シナリオの下でも、 [ 93 ]永久凍土炭素の約 5% ～ 15% が「数十年と数世紀にわたって」失われると予想されています。[ 11 ]
特定の永久凍土地域で温暖化によって放出される炭素の正確な量は、融解の深さ、融解した土壌中の炭素含有量、環境の物理的変化、土壌中の微生物と植物の活動に依存します。[ 94 ]特に、炭素放出の推定値だけでは、永久凍土の融解が気候変動に及ぼす影響を完全に表すことはできません。これは、炭素が好気呼吸または嫌気呼吸のいずれかによって放出され、それぞれ二酸化炭素（CO2）またはメタン（CH4）の排出につながるためです。メタンは大気中で12年未満しか持続しませんが、その地球温暖化係数は、20年間ではCO2の約80倍、100年間では約28倍大きくなります。[ 95 ] [ 96 ]永久凍土炭素のごく一部だけがメタンとして大気中に放出されるが、これらの放出は21世紀の永久凍土融解による温暖化全体の40～70%を占める。永久凍土からのメタン放出の最終的な規模に関する不確実性の多くは、最近発見された急激な融解プロセスを考慮することが困難であることに起因しており、これは通常の緩やかな融解プロセスと比較して、二酸化炭素に対するメタン放出の割合を増加させることが多い。[ 97 ] [ 11 ]
永久凍土からの炭素排出量の予測を複雑にするもう 1 つの要因は、北極の進行中の「緑化」です。気候変動により空気と土壌が温暖化すると、この地域は以前は生き残れなかった大きな低木や樹木を含む植物にとってより住みやすい環境になります。そのため、北極はツンドラの生物群系をますます失っていますが、より多くの植物が増え、それらがより多くの炭素を吸収します。永久凍土の融解によって引き起こされる排出量の一部は、この植物の増加によって相殺されますが、正確な割合は不明です。この緑化が 21 世紀の永久凍土の融解によるすべての排出量を相殺できる可能性は非常に低く、21 世紀以降もその排出量に追いつき続ける可能性はさらに低いと考えられています。[ 11 ]さらに、気候変動は北極での山火事のリスクも高め、それが永久凍土からの炭素の排出を大幅に加速させる可能性があります。[ 87 ] [ 99 ]
全体として、永久凍土の融解による累積温室効果ガス排出量は、人為的累積排出量よりも少ないと予想されているが、それでも地球規模では相当な量であり、一部の専門家は森林破壊による排出量と比較している。[ 11 ] IPCC第6次評価報告書は、永久凍土から放出される二酸化炭素とメタンは、1 ℃（1.8 °F）の温暖化あたり140億～1750億トンの二酸化炭素に相当する可能性があると推定している。[ 83 ]： 1237 比較のために、2019年までに、二酸化炭素の年間人為的排出量だけでも約400億トンであった。[ 83 ]： 1237 2022年に発表された主要なレビューでは、2 ℃（3.6 °F）の温暖化を防ぐという目標が達成された場合、21世紀を通しての永久凍土からの年間平均排出量は、2019年のロシアの年間排出量に相当すると結論付けている。 RCP4.5シナリオ（現在の軌道に近いと考えられ、温暖化が3 ℃（5.4 °F）をわずかに下回るシナリオ）の下では、永久凍土からの年間排出量は、2019年の西ヨーロッパまたは米国の排出量に匹敵するが、地球温暖化が深刻で永久凍土のフィードバック反応が最悪のシナリオでは、2019年の中国の排出量に近づく。[ 11 ]
温暖化という観点からその影響を直接的に説明しようとした研究は少ない。 2018年の論文では、地球温暖化が2 ℃（3.6 °F）に制限された場合、永久凍土の緩やかな融解により2100年までに地球の気温が約0.09 ℃（0.16 °F）上昇すると推定されている[ 100 ]。一方、2022年のレビューでは、地球温暖化が1 ℃（1.8 °F）上昇するごとに、2100年と2300年までに急激な融解によりそれぞれ0.04 ℃（0.072 °F）と0.11 ℃（0.20 °F）上昇すると結論付けられている。地球温暖化が約4 ℃（7.2 °F）になると、永久凍土地域の急激な（約50年）広範囲にわたる崩壊が発生し、その結果、さらに0.2～0.4 ℃（0.36～0.72 °F）の温暖化が生じる可能性がある。[ 88 ] [ 101 ]
水が排水または蒸発すると、土壌構造は弱くなり、水分含有量が減少するにつれて強度を取り戻すまで粘性になることがあります。永久凍土の劣化の目に見える兆候の 1 つは、永久凍土地域で樹木が垂直方向からランダムにずれることです。[ 102 ]地球温暖化により、永久凍土斜面の撹乱と河川系への堆積物の供給が増加し、河川堆積物の異常な増加につながっています。[ 103 ]一方、以前は硬かった土壌の撹乱により、北部の湿地の水貯水池の排水が増加します。これにより、貯水池が乾燥し、湿地生態系に慣れている植物や動物の生存が危ぶまれる可能性があります。[ 104 ]
高山では、構造的安定性の大部分は氷河と永久凍土に起因する。[ 105 ]気候が温暖化すると、永久凍土が融解し、斜面の安定性が低下し、間隙水圧の上昇によって応力が増加し、最終的には斜面崩壊や落石につながる可能性がある。[ 106 ] [ 107 ]過去1世紀にわたり、世界中の山脈で高山岩盤斜面崩壊の事例が増加しており、その一部は気候変動によって引き起こされた永久凍土の融解に起因するとされている。イタリアアルプスで22人が死亡した1987年のヴァル・ポーラ地滑りは、そのような事例の1つと考えられている。[ 108 ] 2002年には、大規模な岩石と氷の崩落（最大1180万m³ ）、地震（最大3.9リヒター）、洪水（最大780万m³の水）、および長距離にわたる岩石と氷の急速な流れ（最大7.5km、60m /s）が、高山永久凍土の斜面不安定性に起因するとされた。[ 109 ]
永久凍土の融解は、凍結土砂ローブ（FDL）の形成にもつながる可能性があり、これは「土、岩、木、氷で構成されるゆっくりと移動する地滑り」と定義されています。[ 110 ]これはアラスカ南部のブルックス山脈で顕著な問題となっており、 2012年までに幅100m （110ヤード） 、高さ20m （22ヤード）、長さ1,000m （1,100ヤード）を超えるFDLも確認されています。 [ 111 ] [ 112 ] 2021年12月現在、ブルックス山脈南部では43の凍結土砂ローブが確認されており、これらはトランスアラスカパイプラインシステム（TAPS）回廊と、アラスカ内陸部とアラスカノーススロープを結ぶ主要な輸送路であるダルトンハイウェイの両方を脅かす可能性があります。[ 113 ]
2021年現在、北極の永久凍土の真上に位置する集落は1162箇所あり、推定500万人が居住しています。2050年までに、これらの集落の42%の下にある永久凍土層が融解し、すべての住民（現在330 万人）に影響が出ると予想されています。[ 115 ]その結果、永久凍土地域の広範囲にわたるインフラが融解の脅威にさらされています。[ 12 ] [ 116 ] : 236 2050年までに、永久凍土地域に位置する世界のインフラの約70%が永久凍土融解の危険にさらされると推定されており、その中には「重要」インフラの30～50%が含まれます。関連するコストは、今世紀後半までに数百億ドルに達する可能性があります。[ 13 ]パリ協定に沿って温室効果ガスの排出量を削減すれば、今世紀半ば以降はリスクが安定すると予測されていますが、そうでなければ、状況は悪化し続けるでしょう。[ 114 ]
アラスカだけでも、高排出気候変動シナリオであるRCP8.5が実現した場合、今世紀末までにインフラへの損害は46 億ドル（2015年ドル換算）に達するだろう。その半分以上は建物の損害（28億ドル）によるものだが、道路（7億ドル）、鉄道（6億2000万ドル）、空港（3億6000万ドル）、パイプライン（1億7000万ドル）にも損害がある。[ 117 ]同様の推定は、現在の予測と同程度の温暖化である2100年までに約2.5 ℃（4.5 °F）の上昇をもたらす、より穏やかなシナリオであるRCP4.5についても行われた。 [ 118 ]この場合、永久凍土の融解による総被害額は 30億ドルに減少し、道路と鉄道の被害額は約 3 分の 2 に減少 (7 億ドルと 6 億 2000 万ドルから 1 億 9000 万ドルと 2 億 2000万ドルに)、パイプラインの被害額は 10 分の 1 以上減少し、1 億 7000万ドルから 1600 万ドルになります。降水量の増加や洪水による被害など、アラスカの気候変動に起因するその他のコストとは異なり、気候変動への適応は、どちらのシナリオでも発生する被害額よりもコストがかかるため、永久凍土の融解による被害を軽減する実行可能な方法ではありません。[ 117 ]
カナダのノースウエスト準州は、 33のコミュニティにわずか4万5千人が暮らしていますが、永久凍土の融解による損失は 、今後75年間で13億ドル、つまり年間約5100万ドルになると予想されています。2006年には、イヌヴィアルイトの住宅を永久凍土の融解に 対応させるための費用は、杭基礎で建てられている場合は1平方メートルあたり208ドル、そうでない場合は1平方メートルあたり1000ドルと見積もられました。当時、同準州の住宅の平均面積は約100平方メートルでした。融解による被害は住宅保険でカバーされる可能性も低いため、この現実に対処するため、準州政府は現在、住宅所有者が適応できるよう、長期および短期の返済免除ローンを提供する「修繕および改善のための貢献支援（CARE）」プログラムと「緊急支援確保（SAFE）」プログラムに資金を提供しています。将来的には、強制移住の方が費用が安い選択肢となる可能性もある。しかし、それは事実上、地元のイヌイットを先祖伝来の土地から引き離すことになる。現在、彼らの平均個人所得はノースウエスト準州の住民の中央値の半分に過ぎず、適応コストはすでに彼らにとって不均衡なものとなっている。[ 119 ]
2022年までに、ロシア北部の一部の都市では建物の最大80%がすでに被害を受けていた。[ 13 ] 2050年までに、住宅インフラへの被害は150億ドルに達する可能性が あり、公共インフラへの被害総額は1320 億ドルに達する可能性がある。[ 120 ]これには石油・ガス採掘施設も含まれ、その45%が危険にさらされていると考えられている。[ 114 ]
北極圏以外では、青海チベット高原（「第三の極」とも呼ばれる）にも広大な永久凍土地域がある。同地域は世界の平均の2倍の速度で温暖化しており、その40%はすでに「温暖」永久凍土とみなされ、特に不安定になっている。青海チベット高原の人口は1000万人を超え、北極圏の永久凍土地域の人口の2倍であり、永久凍土地域には100 万平方メートルを超える建物、2631キロメートルの送電線、580キロメートルの鉄道がある。[ 121 ]また、9389キロメートルの道路があり、その約30%はすでに永久凍土の融解による被害を受けている。[ 13 ]推定によると、今日に最も近いシナリオであるSSP2-4.5では、現在のインフラの約60%が2090年までに高リスクとなり、維持するだけで63億1000万ドルの費用がかかり、適応策によってこれらの費用は最大で20.9%削減される。地球温暖化を2 ℃（3.6 °F）に抑えれば、これらの費用は56億5000万ドルに削減され、楽観的なパリ協定の目標である1.5 ℃（2.7 °F）を達成すれば、さらに13億2000万ドル節約できる。特に、1.5 ℃（2.7 °F）の場合、2100年までに高リスクとなる鉄道は20%未満だが、 2 ℃（3.6 °F）の場合は60%に増加し、SSP5-8.5では今世紀半ばまでにこのレベルのリスクに達する。[ 121 ]
20 世紀の大部分において、永久凍土はそこに埋められたものを「永久に」保存すると信じられており、そのため深い永久凍土地域は有害廃棄物の処分場所として人気がありました。カナダのプルドーベイ油田のような場所では、永久凍土の下に廃棄物を注入する「適切な」方法を文書化した手順が開発されました。つまり、2023 年現在、北極の永久凍土地域には、有害化学物質を積極的に処理または保管している産業施設が約 4500 箇所あります。さらに、13,000 から 20,000 箇所が深刻な汚染を受けており[ 122 ] 、その 70% はロシアにあり、その汚染物質は現在永久凍土に閉じ込められています。[ 123 ]
温暖化が2020年のレベルから増加しなくても、工業用地と汚染地の約5分の1（1000と2200～4800）が将来的に解凍し始めると予想されています。パリ協定の目標に沿った気候変動シナリオRCP2.6の下では、現在から2050年までに解凍し始める場所はわずか約3%ですが、2100年までにはさらに約1100の工業施設と3500～5200の汚染地が解凍し始めると予想されています。非常に高い排出シナリオRCP8.5の下では、工業用地と汚染地の46%が2050年までに解凍し始め、2100年までにはほぼすべてが解凍の影響を受けるでしょう。[ 14 ]
有機塩素化合物やその他の残留性有機汚染物質は、魚類の生物濃縮によって再放出された後、地域社会に繰り返し到達する可能性があるため、特に懸念される。最悪の場合、北極で生まれる将来の世代は、世代を超えて蓄積された汚染物質のために免疫系が弱体化した状態で人生を始めることになるだろう。[ 16 ]
永久凍土に関連する汚染リスクの顕著な例として、2020年のノリリスク石油流出事故が挙げられます。これは、ノリリスク・タイミルエネルギー第3火力発電所のディーゼル燃料貯蔵タンクの崩壊によって引き起こされました。6,000トンの燃料が陸地に、15,000トンが水に流出し、タイミル半島のアンバルナヤ川、ダルディカン川、その他多くの小河川を汚染し、この地域の重要な水源であるピャシノ湖にまで達しました。連邦レベルで非常事態宣言が出されました。 [ 124 ] [ 125 ]この事故は、現代ロシア史上2番目に大きな石油流出事故とされています。[ 126 ] [ 127 ]
永久凍土の融解に伴うもう 1 つの問題は、天然の水銀堆積物の放出です。推定 80 万トンの水銀が永久凍土に凍結しています。観測によると、その約 70% は融解後に植物に吸収されます。[ 16 ]しかし、RCP8.5 の下で温暖化が続くと、永久凍土からの大気への水銀の放出は、2200年までにすべての人間の活動による現在の世界の排出量に匹敵します。水銀を多く含む土壌は、河川の近くで融解すると、人間と環境に対してはるかに大きな脅威となります。RCP8.5 の下では、 2050 年までにユーコン川流域に十分な量の水銀が流入し、 EPA のガイドラインに従って魚を食べるのが安全ではなくなります。2100 年までに、川の水銀濃度は 2 倍になります。対照的に、緩和策がRCP4.5シナリオに限定された場合でも、水銀濃度は2100年までに約14%増加し、2300年になってもEPAのガイドラインを超えることはないだろう。[ 15 ]
細菌は、不利な条件下でも生き残るために休眠状態を維持できることで知られており、ウイルスはそもそも宿主細胞外では代謝的に活性ではありません。このことから、永久凍土の融解によってこれまで知られていなかった微生物が解放され、それが人間や重要な家畜や作物に感染し、深刻な伝染病やパンデミックを引き起こす可能性があるという懸念が生じています。[ 17 ] [ 18 ]さらに、一部の科学者は、かつて凍結していた古い細菌と現代の細菌の間で水平遺伝子伝達が起こり、その結果として、現在の病原体のゲノムに新たな抗生物質耐性遺伝子が導入され、将来的に困難な問題になるとすでに予想されている事態が悪化する可能性があると主張しています。[ 128 ] [ 16 ]
同時に、インフルエンザや天然痘などの著名な病原体は解凍に耐えられないようで、[ 20 ]他の科学者たちは、古代の微生物が解凍に耐え、人間を脅かすリスクは科学的にあり得ないと主張している。[ 19 ]同様に、古代の細菌の抗菌剤耐性能力は現代のものと同等か、あるいは劣る可能性さえあることを示唆する研究もある。[ 129 ] [ 21 ]
2012年、ロシアの研究者たちは、シベリアの永久凍土にある氷河期のリスの巣穴から発見された3万年前の組織からシレネ・ステノフィラのサンプルを蘇生させることで、永久凍土が古代の生命体の天然の貯蔵庫として機能し得ることを証明した。これは、これまでに蘇生された植物組織の中で最も古いものである。蘇生した植物は繁殖力があり、白い花と発芽可能な種子を生産した。この研究は、生きた組織が氷の保存下で数万年も生き残ることができることを示した。[ 130 ]
19 世紀半ばから 20 世紀半ばにかけて、永久凍土の基礎科学と永久凍土の工学的側面に関する文献のほとんどはロシア語で書かれました。永久凍土の存在を記述した最も初期の文書報告の 1 つは1684 年にヤクーツクで井戸掘削作業が永久凍土の存在によって妨げられたものです。[ 76 ] : 25初期の永久凍土研究において重要な役割を果たしたのは、アレクサンダー・フォン・ミッデンドルフ(1815–1894) と、ケーニヒスベルク大学のバルト・ドイツ人科学者でサンクトペテルブルク科学アカデミー会員のカール・エルンスト・フォン・ベアでした。ベアは 1838 年に永久凍土に関する著作を発表し始め、しばしば「科学的永久凍土研究の創始者」とみなされています。ベアは、地中氷と永久凍土に関する入手可能なすべてのデータを収集および分析することにより、現代の永久凍土用語の基礎を築きました。[ 131 ]
ベアは、1843年に 世界初の永久凍土の教科書『 Materialien zur Kenntniss des unvergänglichen Boden-Eises in Sibirien 』 （シベリアの永久凍土の研究のための資料）を母語であるドイツ語で執筆したことでも知られている。しかし、当時は印刷されず、ロシア語訳が完成したのは1942年になってからだった。オリジナルのドイツ語の教科書は、ギーセン大学の図書館のアーカイブで1843年のタイプ原稿が発見されるまで、失われたと考えられていた。234ページのテキストは、追加の地図、序文、コメントとともにオンラインで入手可能である。[ 131 ]注目すべきは、ベアが1843年に描いたユーラシア大陸の永久凍土の南限が、現代の研究で検証された実際の南限とよく一致していることである。[ 27 ] [ 131 ]
1942 年、シーモン・ウィリアム・ミュラーは、議会図書館と米国地質調査所図書館が所蔵する関連するロシア語文献を精査し、 1943 年までに政府に永久凍土に関する工学的フィールド ガイドと技術レポートを提供することができた。 [ 132 ]このレポートでは、永久凍土という英語の用語が permanently frozen ground の短縮形として造語された。[ 133 ]これは、ロシア語のvechnaia merzlota (ロシア語: вечная мерзлота ) の直接翻訳と考えられていた。1953 年、この翻訳は、別の USGS 研究者であるインナ・ポワレによって批判された。彼女は、この用語が永久凍土の安定性について非現実的な期待を生み出したと考えていた。[ 76 ] : 3最近では、一部の研究者は「永久に再凍結する」の方がより適切な翻訳であると主張している。[ 134 ]報告書自体は（米国陸軍工兵隊司令部戦略工学研究第62号、1943年として）[ 133 ] [ 135 ] 1947年に改訂版が発表されるまで機密扱いだったが、これはこの主題に関する北米初の論文とみなされている。[ 132 ] [ 136 ]
1963年11月11日から15日にかけて、第1回国際永久凍土会議が、アメリカのインディアナ州ウェストラファイエットにあるパデュー大学の敷地内で開催されました。この会議には、さまざまな国（アルゼンチン、オーストリア、カナダ、ドイツ、イギリス、日本、ノルウェー、ポーランド、スウェーデン、スイス、アメリカ、ソ連）から285名（研究者とともに参加した「技術者、製造業者、建設業者」を含む）が参加しました。これは、このテーマに関する現代の科学的協力の始まりとなりました。会議は5年ごとに開催され続けています。1983年の第4回会議では、「ビッグ4」参加国（アメリカ、ソ連、中国、カナダ）による特別会議で、国際永久凍土協会が正式に設立されました。[ 137 ]
近年、永久凍土の研究は気候変動におけるその役割から、かつてないほど注目を集めている。その結果、発表される科学文献は飛躍的に増加している。1990年頃には「永久凍土」と「炭素」という単語を含む論文はほとんど発表されていなかったが、2020年までにそのような論文は年間約400件発表されるようになった。[ 11 ]
より深い陸上永久凍土および海底クラスレート中のガスクラスレート（主にメタン）が、今世紀中に排出量の軌道からの検出可能な逸脱につながる可能性は非常に低い。
{{cite book}}ISBN /日付の不一致（ヘルプ）{{citation}}: CS1 maint: 数値名: 著者リスト (リンク)。気候変動2013ワーキンググループ1のウェブサイト。