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氷河下水路は、氷河や氷冠の底を流れる氷河融解水の導管である。[1]氷河表面からの融解水は氷河全体を下方に流れ、最終的にはその下の岩盤に達する通路のネットワークからなる氷河内排水システムを形成し、そこで氷河下水路を形成する。[1]氷河下水路は、上部の氷からの極度の圧力を受けて水が流れるトンネルと相互に連結した空洞と導管のシステムを形成する。その結果、流れの方向は重力ではなく、氷からの圧力勾配と氷床の地形によって決定される。 [1]氷河下水路は変化する状況に反応する動的なシステムを形成し、システムは融解水と気温の季節変動に応じて大幅に変化する可能性がある。[2]氷河下水路からの水は氷河末端に向かって流れ、そこから氷河から出る。[2]氷河下水路からの流出は、地域、場合によっては地球規模の環境や地質条件に大きな影響を与える可能性があります。[3]融解水に含まれる堆積物、栄養素、有機物はすべて、下流と海洋の状況に影響を及ぼす可能性があります。[4] 気候変動は氷河下水路システムに大きな影響を与え、氷河下排水システムに入る融解水の量を増やし、その水文学に影響を及ぼす可能性があります。[2]
形成
氷河下の流れの水源は、氷河の頂上から運ばれる融解水と氷河床からの融解水の2つです。[2]気温が高くなり、氷河の表面が溶け始めると（通常は夏）、水が氷河に流れ込みます。[2]表面の融解水は、支流のネットワークで合流する数ミリメートルサイズの水路を通って流れ、次第に大きくなって岩盤に達します。[1]さらに、一部の水はムーラン（幅10メートルにもなる大きな垂直の縦坑で、表面から低地まで、時には氷河床まで伸びる）によって表面に運ばれます。[5] [1]氷河と谷壁の間の亀裂、クレバス、空洞も、水が床に到達する経路となります。[5]表面の融解水は季節によって変わりますが、温帯氷河の床は圧力融点（氷が溶ける温度と圧力の組み合わせ）に保たれています。[2]氷河底のこの液体の水は、温帯氷河には存在するが極地氷河には存在しないが、氷河下水系に一定の水を供給している。[2]これら2つの水源からの水は氷河の基盤岩の底で合流して濃縮され、上部の氷からの圧力によって氷河末端に向かって移動し、氷河から出るときに通路のネットワークを形成する。[2]
水文学
ストリームの方向
氷河下の流れの水は、上にある氷の塊から大きな圧力を受けます。そのため、水の流れの方向は、一般的な表面の流れと同じようには説明できません。[2]氷河下の水の流れは、主に、氷河の重さと動きによって生じる圧力勾配によって決まります。[1]その結果、水は、氷床の傾斜に沿って流れるのではなく、斜面を上って横切って流れることがあります。[2]この動作は、氷河内の圧力を等電位面と見なすことで説明できます。つまり、水は圧力の高い領域から圧力の低い領域に押しやられるため、これらの面に対して垂直な方向に移動します。[1]
ストリームシステム
氷河下水路システムは、システムを構成する流路の配置と種類に基づいて、チャネル型と分散型の2つのカテゴリに分類できます。[5]
チャネル化
排水路システムの特徴は、水が主に氷河床に沿ったトンネルを通って流れ、氷河の末端まで急速に直接融解水を運ぶことです。[5]これらのトンネルは支流のネットワーク内に配置されており、末端に近づくにつれて互いに合流して大きくなります。[2]これらのシステムでは水の流れが速く、水路内の圧力は周囲の氷の圧力に比べて比較的低いです。[5]急流の乱流によって熱が発生し、トンネルの氷壁を溶かすことができます。[5]このプロセスによってシステムに追加される水の総量は、地表や基底部の融解からの水と比較するとわずかですが、水路壁が溶けることで、周囲の氷の圧力が内部の水の圧力よりもはるかに高い場合でも、水路を開いたままにすることができます。[5]トンネル壁の絶え間ない浸食は、氷の変形によって引き起こされるトンネルの狭まりを相殺することができます。[5]水の供給と氷床の特性に応じて、トンネルはさまざまな形を取ることができます。半円形のトンネル、幅広で低いトンネル、氷ではなく氷床を削るトンネルなどです。[2]幅広で低いトンネルは、融解水の量が変化する水路に形成されます。これは、トンネルが完全に水で満たされていない場合、融解が天井ではなくトンネルの壁に集中するためです。 [ 2 ]水の流れと位置の長期的な安定性を維持する水路は、時間の経過とともに岩盤を侵食し、上部の氷ではなく氷床を削るトンネルになる可能性があります。[2]
分散型
分散型排水システムは、連結された空洞のネットワーク、堆積物内の多孔質の流れと運河、および氷と床の間の薄い膜で構成されます。 [5]氷と岩盤の間の水膜の厚さが数十マイクロメートルを超えることはめったになく、水路や空洞から隔離され、圧力融点に保たれ、不浸透性の床の上にある領域に形成されます。[2]膜内の流れは、氷河から出る融解水の総量の大部分を占めるわけではありませんが、氷河の滑り運動には重要な場合があります。[2]氷河が多孔質で固められていない堆積物の上にある場合、いくらかの水が堆積物を通過して流れることがあります。膜状の流れと同様に、多孔質の流れはシステム内の水の流れの多くを占めません。[2]床が変形可能である場合、幅10 cmまでの広くて浅い運河が堆積物の表面に形成され、その上に氷河の氷があります。[2] [6]急勾配の氷河では、水路系は堆積物の上の水路に容易に吸収されるため不安定である。[6] 氷河が岩盤の隆起部を移動すると、氷河の移動速度が速ければ、圧力差によって隆起部の後ろの氷床から氷が分離することがある。[2] [1]これにより、氷河と床の間に空洞が形成され、そこに水が満たされる。[2]水圧が十分に高ければ、空洞が拡大し、水によって空洞周辺の氷床との距離がさらに離れる可能性がある。[1]持続的に水が供給されると、空洞間に小さな通路が形成され、水が流れる連結空洞の大規模なネットワークが形成される。[1]連結空洞系の水は、平均して、氷河内の圧力の等電位面に対して垂直な方向に流れる。[1]ただし、その経路は長く間接的であり、時には水が等電位面とほぼ平行に流れることもある。[1]
季節変動
氷河下水系の構造は、融解水の流入量と水源の季節的変化の結果として、時間の経過とともに大きく変化します。[5]冬の間、氷河下水系は分散型水源によって支配されます。[5]この季節は表面の融解が非常に少ないため、融解水のほとんどは基底の融解と貯蔵された融解水の放出に由来します。[5]これらの水源は両方とも、氷河床全体に比較的均一に放出される少量の水を伴うため、大きな排水路を形成する可能性は低いです。[2]いくつかの主要なトンネルは年間を通じてシステム内に残り、冬季の主な排出点ですが、システム全体は分散型排水を特徴としています。[5] 晩春に気温が上昇し、表面の融解により床への水流が増加すると、冬の水系は混乱します。[2]分散型流路は、融解水量の増加に対応できないため、水圧が上昇し、不安定になります。[2]高い水圧はより大きなトンネルの形成につながり、これはチャネル化と呼ばれるプロセスで、融解水の容量が大きく、圧力を下げることができます。[7]この変化は徐々に起こることもあれば、連日の高融解や大雨など、融解水の流れを急激に増やすイベントによって引き起こされることもあります。[2]融解水の流入が増え続けるにつれて、チャネル化されたシステムは夏を通して範囲が広がり、新しい通路が形成されてサイズが大きくなります。[2]秋には、表面の融解が減少し、融解水の量は新しく形成されたチャネルを維持するのに十分ではなくなります。周囲の氷の変形により、チャネルがゆっくりと閉じますが、その壁に沿って十分な摩擦融解が発生しないため、閉鎖を相殺することはできません。[2]最終的に、分散型水路システムが再び優勢になります。[2]常年チャネルの中には冬の間も残るものもありますが、春に形成されたチャネルは消えます。翌年に新しいトンネルが再び形成されるとき、それらは閉じたチャネルと同じ場所には形成されません。[5]
氷河システムへの影響
海底氷河の融解
海に流れ出る氷河の氷河下水系の海洋への流出は、末端の氷河融解物の量と分布に大きな影響を与えます。[8]氷河流の海洋への流出は、氷河面に沿って海面まで移動するプルームとして現れ、氷河融解の熱源となる可能性があります。[9]流出プルームによる氷の融解は、流出率が100 m 3 /s −1を超える地域で大きな影響を及ぼします。流出率が低い場合、プルームに関連する熱は海洋混合の影響と比較して重要ではありません。[9] 季節変動は、氷河下水流が氷河融解に影響を与える方法で重要な役割を果たします。[10]夏の間、氷河下水流の排出量は非常に多く、その結果、冬よりもプルームが大きく、速く、浮力が大きくなります。[10]流出量の増加により氷河融解が増加するだけでなく、プルームの浮力が増加することで乱流が増加し、その結果、氷河への熱伝達が増加し、さらに融解が増加する。[10] 氷河下水流の流出が氷河融解に与える影響は、氷河下排水システムの種類によっても左右される。分散型氷河下水流は、着氷線（氷河が着氷から浮氷に移行する場所）全体に融解水が均一に流出するのに対し、水路排水は個別の大きな流出口を形成する。[8]分散型流出では、水路排水の最大5倍の氷河融解量が発生する。これは、個々の強力な融解水プルームは、より小さな流出を多数行う場合ほど広範囲の融解を引き起こす能力がないからである。[8]
氷河の動き
温帯氷河は、氷底に液体の水が存在し、滑動する特徴があり、氷河下水流が氷河の動きに対して大きな影響を及ぼします。氷河底で発生する水圧と摩擦は、氷河下水文システムが導水型か分散型かによって部分的に決まります。[5]導水型システムは、水を急速に氷河から移動させ、システム内の水圧を下げることができるため、効率的な排水形式です。[5]氷河下の水圧が下がると、氷河の氷とその下の岩盤との間の摩擦が増加し、氷河の動きが遅くなります。[5]対照的に、分散型流システムは、小さな空洞や通路内の水の動きが遅いという特徴があります。高融点期間など、システムへの水の流入が増加すると、システムはそれを補うことができず、基底水圧が大幅に上昇します。[5]その結果、氷河と床の間の摩擦が減少し、氷河の滑動速度が上がります。[5] 氷河の動きは氷河下水系の変化を引き起こすこともあり、両者の間にはフィードバックが存在します。[7]氷河下の水圧が上昇すると、氷河の滑り速度が速くなります。氷河は滑りながら岩盤の隆起に遭遇します。その結果、氷と床の間に空洞が形成されます。[7]氷河は速度が速いため隆起に多く遭遇し、より高速で移動する氷は岩盤とのつながりを維持することが少ないため、より高速で移動する氷河は隆起を通過するときに空洞を形成する可能性が高くなります。[2] [1]これにより、水で満たすことができる氷河下の空間が増加し、基底水圧が低下します。[7]氷河の動きと氷河下の水文学の相互作用により、負のフィードバックループが形成され、氷河下の水圧が上昇すると氷河の滑り速度が上昇し、それが今度は圧力を低下させ、結果として滑り速度が低下します。このメカニズムにより、スピードアップイベントの影響は時間の経過とともに減衰する可能性があります。[7] 氷河の滑り速度を制御するもう1つの要因は、チャネル化のプロセスです。[7]融解水の流入が高レベルで持続すると、氷河下の流れの分散ネットワークから、よりチャネル化されたシステムへの移行が起こり、氷を通るより大きな通路が形成されます。[7]より大きなチャネルが氷河下システムからより効率的に水を除去できるようになると、水圧が低下し、氷河と岩盤の間の摩擦が増加し、滑り速度が低下します。[7]チャネル化は、氷河の速度上昇を終わらせる最も重要なプロセスであり、春に融雪水の流れが増加するにつれて一般的に観察される速度上昇に続いて、夏の終わりに氷河の速度が遅くなる原因です。[7]
資材輸送
栄養素と有機物
氷河下水路は、氷河上融解水と氷河下プロセスの両方に由来する、多量の有機物と栄養素を運んでいます。[4]微生物によって生成された溶存有機炭素（DOC）を含む氷河上環境からの融解水は氷河に流れ込み、最終的に氷河下水路システムに到達し、氷河から有機物を運び出します。[4]このDOC源は、多様な微生物群集が存在する氷河下生態系内で生成された有機物によって補完されます。[4]氷河融解水中の溶存有機物の濃度は低いですが、氷河から排出される淡水の量が非常に多いため、氷河由来のDOCは海洋生態系への生物学的に利用可能な炭素の重要な供給源となっています。[11]アラスカ湾だけでも、氷河の流出水は年間0.13 Tgの有機炭素を供給し、その多くは氷河下水路を通って移動します。[11] 氷河下水路は、他のさまざまな重要な栄養素も運びます。氷河が岩盤を削り、水と岩石が相互作用するなどの地質学的プロセスにより、鉱物が氷河下システムに継続的に供給されます。[4] [3]たとえば、氷河下の流れによって運ばれる鉄は、主に氷河下の風化によって供給され、地質学的時間スケールで地球の海洋化学に大きな影響を与えるほどの大きな鉄フラックスの原因となっている可能性があります。[3]生物学的プロセスも氷河下の流れに栄養分を供給し、融解期間中に微生物による硝化と脱窒が下流のコミュニティに影響を及ぼします。[4]
堆積物
氷河下水路は、氷河床から堆積物を運搬、堆積、除去します。このプロセスは、水の供給と利用可能な堆積物の量と特性によって影響を受けます。[12]堆積物粒子のサイズ、氷河下水路の傾斜、および床の粗さはすべて、堆積物が移動されるか堆積するかに影響します。[12]氷河下の洪水イベントは、重大な侵食と堆積物の運搬を引き起こす可能性があり、氷河下水路をモデル化した研究では、季節的な融解水の流れだけで岩盤を侵食し、大きな岩ほどの大きさの堆積物を運搬できることが示唆されています。[12]対照的に、融解シーズンの終わりなど水圧が低い場合、堆積物が堆積します。[12] 堆積物の供給が十分に多い場合、堆積物の堆積はエスカーを形成することがあります。エスカーとは、氷河下水路で形成された水路を埋める細長い堆積物の尾根です。[13]これらのエスカーは一時的なもので、次の融解期に水圧が上昇して堆積物が洗い流されるまでしか持続しない場合もありますが、永久に残ることもあります。[12]エスカーの永久的な形成は、後退する氷河や氷床でより一般的です。その末端が薄くなり、堆積物が堆積しやすくなるためです。[12]前進する氷河や氷床では末端が急勾配になり、せん断応力と水圧が増加し、堆積した堆積物が河川から洗い流されやすくなります。[12]
気候変動
人為的な気候変動は、氷河下水系に大きな変化を引き起こす可能性がある。地球温暖化の結果として氷河の融解が増加すると、氷河下水系への水の流入と流出も増加する。[11]表面融解による水の流入量の増加は、氷河下システムの水文学に影響を与え、季節変動のタイミングを変える可能性がある。[14]気候変動によって引き起こされる融解水の増加の結果、より多くの水が年初に氷床に到達する可能性がある。[14]これにより、冬の分散型氷河下排水から夏の水路化された水路への移行が、年初に発生する。[14]氷河の動きも影響を受ける可能性がある。水路化されたシステムが主流の氷河は滑走速度が遅いため、このシステムへの移行が早いと、氷河の移動速度が遅くなる可能性があります。[14]ただし、融解水の量と圧力の短期的な変動は、流出が増加するにつれて激しくなる可能性があり、局所的な速度上昇を引き起こすことで、この滑走の減少を相殺する可能性があります。[14]海底氷河の融解速度は氷河下流出量に非常に敏感であるため、氷河下水路からの流出量の増加は海底氷河の融解を増加させる可能性が高い。[10]
参考文献
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