地球上の2つの氷床のうちの1つ：南極氷床は南極大陸 の約98%を覆い、地球上で最大の氷塊です。平均厚さは2キロメートルを超えます。[1]

氷河学において、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 の塊を指します。 [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。氷床は棚氷や高山氷河よりも大きいです。50,000 km 2未満の面積を覆う氷塊は、氷帽と呼ばれます。氷帽は通常、その周囲を取り囲む一連の氷河に氷を供給します。

氷床の表面は冷たいものの、氷床の底部は地熱の影響で一般的に温かくなっています。場所によっては融解が起こり、融解水が氷床を潤滑することで流れが速くなります。このプロセスによって氷床には流れの速い溝が形成され、これが氷流と呼ばれます。

安定した氷床であっても、氷床の最高点である中央台地から徐々に外側へ、そして縁辺へと流れていくため、常に動いています。氷床の傾斜は台地周辺では緩やかですが、縁辺では急激に増加します。[4]

気候変動による地球温暖化は、氷床温度に影響を与えるまでに氷床に直接伝わるまでに約1万年かかりますが、表面融解の増加によって氷河上湖の増加につながる可能性があります。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ります。[5]

地質学的期間（氷河期）以前にも、他の氷床が存在していました。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米の大部分を覆っていました。同時期には、ヴァイクゼル氷床が北ヨーロッパを、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

宇宙から見たグリーンランドの氷床

氷床とは、大陸ほどの大きさの陸地を覆う氷の塊であり、その面積は5万km 2を超える。[4]現在グリーンランドと南極大陸に存在する2つの氷床は、この最小定義よりもはるかに広い面積を有し、それぞれ170万km 2と1400万km 2である。どちらの氷床も平均厚さ2km（1マイル）の連続した氷層で構成されているため、非常に厚い。[1] [6]この氷層は、氷床に降り積もる雪のほとんどが溶けることなく、新しい雪の層の質量によって圧縮されるために形成される。[4]

この氷床の成長過程は、第二次世界大戦中に起きた事例からも明らかなように、現在もなお進行しています。 1942年、ロッキードP-38ライトニング戦闘機がグリーンランドに墜落しました。機体は50年後にようやく回収されました。当時、機体は当時形成された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

南極氷床の氷河流量。
南極の氷の動き

安定した氷床であっても、氷床の最高点である中央台地から氷が徐々に外側へ、そして縁辺へと流れていくため、常に動いています。氷床の傾斜は台地周辺では緩やかですが、縁辺部では急激に増加します。[4]この傾斜の違いは、中央台地における氷の蓄積量が多いのに対し、縁辺部では蓄積量が少なく、融解量も大きいという不均衡によって生じます。この不均衡により、氷河は流動を開始するまでせん断応力が増加します。この2つの過程の平衡線に近づくにつれて、流速と変形は増大します。[8] [9]この動きは重力によって駆動されますが、温度と個々の氷河基盤の強度によって制御されます。多くの過程によってこれら2つの要因が変化し、結果として、1時間単位（潮汐流）から100年単位（ミランコビッチサイクル）まで、より長い不活性期間を挟んだ周期的な活動の急増が生じます。[9]

氷の動きの急激な変化は、時間単位では潮汐活動によって影響を受けることがあります。1メートルの潮汐振動の影響は、海から100キロメートル離れた場所でも感じられることがあります。[10]春の潮汐が大きい場合、氷流は数時間にわたってほぼ静止状態を保ちますが、満潮ピーク直後に1時間以内に約30センチの急激な変化が現れます。その後、引潮の中頃または終盤に再び急激な変化が現れるまで、静止状態が続きます。[11] [12]小潮の場合、この相互作用はそれほど顕著ではなく、急激な変化は約12時間ごとに発生します。[11]

気候変動による地球全体の気温上昇は、氷床温度に影響を与えるまでに氷を直接伝播するのに約1万年かかりますが、表面融解の増加を通じて影響を与え、氷河上湖が増加する可能性があります。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ります。[5]直径が約300メートルを超える湖は、氷河/氷床の境界に流体で満たされたクレバスを作り出す可能性があります。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、氷河の隆起を引き起こします。[13]氷河床に到達した水はそこで凍結し、下から氷河を押し上げることで氷河の厚さを増加させる可能性があります。[14]

境界条件

ラーセンB棚氷の崩壊は、その支流氷河の速度に重大な影響を及ぼした。
棚氷の崩壊後の加速した氷の流れ

氷河の縁が海洋境界で終わると、余剰氷は氷​​流または流出氷河を通して排出されます。その後、氷河は海に直接流れ込むか、浮氷棚の上に堆積します。[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。また、棚氷は基底融解によって分離が加速されます。南極では、この分離は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。この熱は氷の融点より3℃高い温度です。[15]

棚氷の存在は、その背後にある氷河を安定化させる効果を持つ一方、棚氷の不在は不安定化をもたらす。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際、その背後にある4つの氷河（クレーン氷河、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。一方、棚氷の残骸によって安定化していた2つの氷河（フラスク氷河とレパード氷河）は、流れの加速が見られなかった。[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、最大で年間10メートルの基底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℃以下であれば常に安定していますが、-5℃以上では安定しません。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、海面下に接地した氷床はアルキメデスの原理により、融解す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つ必要があり、そのためには余分な厚さが必要となる。氷床が融解して薄くなると、その上にある氷の重量は減少する。ある時点で、海水が氷床の底部に形成される隙間に侵入し、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、湾内に制約されている場合に特に安定する。[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量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]そうでない場合、氷棚の底部の海洋温暖化により、基底融解によって棚氷が薄くなる傾向がある。棚氷が薄くなると、氷床に対する支える効果が低下し、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、そのためより軽くなり、海水を押しのける能力が低下する可能性がある。これは最終的に接地線をさらに後方に押し戻し、自己強化メカニズムを形成する。[18] [20]

脆弱な場所

パインアイランド湾の氷の消失によって生じた融雪ホットスポットの分布。この湾にはスワイツ氷河（TEISはスワイツ東氷棚）とパインアイランド氷河の両方がある。[21]

西南極氷床全体が海面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減少に脆弱となる。[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高く、両氷河ともここ数十年で急速に薄化と加速化が進んでいる。[24] [25] [26] [27]その結果、氷床からの海面上昇は21世紀だけでも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東南極最大の氷河であるが、海面上昇への寄与度は西南極氷床全体と同程度である。[29]トッテン氷河はここ数十年、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を示唆している。ただし、トッテン棚氷の動態は季節から年々変化すると知られている。[31] [32] [33]ウィルクス盆地は、南極大陸で唯一、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（西南極氷床と氷床下盆地）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

氷河学者エリック・リグノットのナレーションによる、西南極氷床で起こっている変化を説明する映像とアニメーションのコラージュ。

海洋氷崖不安定性（MICI）として知られる関連プロセスでは、高さ約90メートル（295+ 地上高は1⁄2フィートで、標高は約800メートル（ 2,624メートル）です。+基底（地下）の高さが1 ⁄ 2 フィートの氷河は、周囲の氷がなくなると自重で崩壊する可能性があります。 [36]これらの氷河の崩壊により、後続の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した調査では、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、この理論は非常に議論を呼んでいます。[36]この理論は元々、鮮新世と最終間氷期における大規模な海面上昇がどのように発生したかを説明するために提唱されました[36] [37]。しかし、近年の研究では、これらの海面上昇は氷崖の不安定化がなくても説明できることが分かっています[41] [36] [42]西南極のパインアイランド湾（スワイツ氷河とパインアイランド氷河の位置）での研究では、ヤンガードリアス期の氷による海底の削り込みが発見されており、これはMICIと一致すると思われます[43] [41]しかし、この理論は「比較的急速」ではあるものの、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200km（120マイル）以上内陸に移動しました[43]

MICIが発生する可能性がある場合、氷河湾の構造（上から見た場合）が、その進行速度を大きく左右する。出口に向かって深く狭い湾は、その逆の場合よりも後退速度がはるかに遅い[44]。

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）のクレーン氷河の急速な後退はMICIに関連していた可能性があるが、この理論を確認または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つの最大の氷河、ヤコブスハウン氷河、ヘルハイム氷河、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イベント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ル化では、氷崖の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た直後に遅くなったり、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・デコントとデビッド・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だと示唆している。[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MICIの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）より高かった可能性は低いと示唆されています。 [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ます。+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

地球全体の氷床と氷河が完全に溶けるには数千年かかる可能性があるが、海面は66メートル（216フィート）上昇するだろう。[54]（海氷と氷棚の融解は海面には影響を与えない。）

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）で、平均厚さは2キロメートル（1.2マイル）以上である。地球上の現在の2つの氷床のうち最大であり、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、南極山脈のヌナタック、およびまばらな海岸の岩盤のみである。3つの地域間の氷河の質量バランス、氷の流れ、および地形に大きな違いがあるため、南極半島（AP）、東南極氷床（EAIS）、および西南極氷床（WAIS）に分割されることが多い。

東南極氷床

東南極氷床（EAIS）は、西経45度から東経168度の間に位置しています。約3400万年前に初めて形成され[57]、地球上で最大の氷床です。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ち、トランスアンタークティック山脈によって隔てられています。氷床の平均厚さは約2.2km（1.4マイル）、最厚部では4,897m（16,066フィート）に達します[58] 。また、地理学上の南極点、南磁極、そしてアムンゼン・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、風が強く、そして最も寒い場所です。空気中の水分の少なさ、雪による高いアルベド、そして表面の一貫した高い標高[59]により、-100℃（-148℉）近くの低温記録が報告されています。[60] [61]地球上で唯一、大気の逆転現象が一貫して発生す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、温室効果ガスは中層大気に熱を閉じ込め、逆転現象が続く間、地表への熱の流れを減少させます。[59]

これらの要因により、東南極は数十年にわたってわずかに寒冷化していたが、地球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年以降にようやく始まり、2020年代まで決定的に検出されなかった。[62] [63] 2000年代初頭、東南極での寒冷化が南極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がメディアによって頻繁に誤解され、気候変動否定の議論として使われることもあった。[64] [65] [66] 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ていることが証明された。[67]

東南極の氷床はほとんど温暖化していないため、平均では依然として氷が増え続けている。[68] [69]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。[70]トッテン氷河やウィルクス盆地など、最も脆弱な場所で氷の持続的な損失が最初に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 年かけて崩壊が始まると考えられている。[71] [72]この崩壊により、使用す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。[73] 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。[58]しかし、氷床全体が失われるには、地球温暖化が5℃（9.0°F）から10℃（18°F）の範囲で起こり、最低でも1万年かかります。[71] [72]

西南極氷床

西南極氷床（WAIS）は、大陸氷床の一部であり、西南極大陸を覆う。西南極大陸は、南極横断山脈の西半球側に位置する。WAISは海洋氷床に分類され、その底部は海面よりかなり下に位置し、その縁部は浮氷棚に流れ込んでいる。WAISは、ロス棚氷、ロンネ棚氷、そしてアムンゼン海に流れ込む流出氷河によって境界が定められている。[76]

WAISは南極大陸の一部であるため、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、[77] [78]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。[79]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 (0.30 ± 0.15インチ) を追加し、[80] 2010年代には年間海面上昇0.4 mm (0.016インチ) に相当する速度で氷を失っています。[81]東南極氷床の成長により一部の氷の損失は相殺されますが、南極大陸全体では、2100年までに海面を11 cm (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最も高いです。さらに、海洋氷床の不安定性により、特に温暖化が進んだ場合には、この量が数十センチメートル増加する可能性がある。[82] WAISからの淡水融解水は海洋の成層化にも寄与し、塩分を多く含む南極底層水の形成を薄め、南極海の循環を不安定にする。[82] [83] [84]

長期的には、西南極氷床は、既に起こっている温暖化により消滅する可能性が高い。[85] 古気候学的証拠は、これが既にエミアン期に起こっていることを示している。この時期の地球の気温は21世紀初頭と同程度であった。[86] [87]氷床の消失は2,000年から13,000年後と考えられているが、[88] [89]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。[90]氷床が崩壊しても山岳の氷冠が残る場合、3.3メートル（10フィート10インチ）の海面上昇が起こるだろう。西南極大陸全体の海面上昇は、山岳も溶ければ4.3メートル（14フィート1インチ）に増加するが、[91]そのためにはより高度な温暖化が必要となる。[92]氷のない陸地の 等圧回復により、今後1000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。[90]

WAISを保護するには、地球の気温を産業革命以前の水準より1℃（1.8℉）、もしくは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。[93]スワイツ氷河とパインアイランド氷河の消失が氷床の崩壊に先行するため、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、[94]それは非常に困難であり、そ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。[85]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、それには歴史上最大規模の土木工学介入が必要となる。

グリーンランド氷床

グリーンランド氷床は、世界で2番目に大きな氷の塊を形成する氷床である。平均厚さは1.67km（1.0マイル）、最大では3km（1.9マイル）を超える。[97]南北方向に約2,900キロメートル（1,800マイル）の長さがあり、北端近くの北緯77度で最大幅は1,100キロメートル（680マイル）である。 [98]氷床は1,710,000平方キロメートル（660,000平方マイル）を覆い、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。[97] 「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。[99] [100] [101] [102]

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いましたが[103]、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。[104]それ以来、氷床は拡大し[105] [106]、大幅に縮小しました。[107] [108] [109]グリーンランドで最も古い氷は約100万年前のものです。[110]人為的な温室効果ガス排出により、氷床は現在、過去1000年間で最も暖かくなり、[111]少なくとも過去1万2000年間で最も速い速度で氷が失われています。[112]

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ます。通常、氷床は冬の降雪によって補充されますが[100] 、地球温暖化の影響で、氷床は1850年以前と比べて2～5倍の速さで溶けており[113] 、1996年以降は降雪が追いついていません[114]。パリ協定の目標である気温上昇を2℃（3.6℉）以下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の融解だけで約6cm（2）の氷が積もることになります。+21世紀末までに世界の海面上昇に約1 ⁄ 2 インチ（約1.5 cm）の影響を与えると予測されています。排出量の削減が行われない場合、氷の融解は2100年までに約13cm（5インチ）上昇し、 [115] : 1302、 最悪のケースでは約33cm（13インチ）上昇すると予想されます。 [116]比較すると、1972年以降、氷の融解はこれまでに1.4cm（ 1 ⁄ 2 インチ）の上昇に寄与しており、 [117]すべての原因による海面上昇は1901年から2018年の間に15～25cm（6～10インチ）でした。 [118] : 5 

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）上昇します。[97] 1.7℃（3.1°F）から2.3℃（4.1°F）の地球温暖化では、この融解は避けられないでしょう。[102]しかし、1.5℃（2.7°F）でも1.4メートル（4フィート）に相当する氷の損失が発生します。+ 海面上昇は1 ⁄ 2フィートに達し、 [119]気温がそれ以上上昇すると、より多くの氷が失われ、その後気温が下がることになる。 [102]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。 [120] [121]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。 [116]

グリーンランドの氷床の下には山々と湖盆があります。

炭素循環における役割

現在の氷床における炭素の貯蔵量とフラックス（2019年）、および二酸化炭素への予測される影響（データが存在する場合）。推定炭素フラックスはTg C a −1
（年間炭素量メガトン）で測定され、推定炭素貯蔵量はPg C（千メガトン炭素）で測定される。DOC =溶存有機炭素、POC =粒子状有機炭素。[122]

歴史的に、氷床は炭素循環における不活性な構成要素とみなされ、地球規模のモデルではほとんど考慮されていませんでした。2010年代には、独自に適応した微生物群集の存在、氷床における高い生物地球化学的および物理的風化速度、そして1000億トンを超える有機炭素の貯蔵と循環が研究によって実証されました。[122]

二つの氷床の炭素貯蔵量には大きな差があります。グリーンランド氷床の下にある純粋な炭素量はわずか5億～270億トンであるのに対し、南極大陸の氷床の下には6兆～21兆トンの純粋な炭素が存在すると考えられています。[122]この炭素が融解水を通して徐々に放出されれば、気候変動のフィードバックとして作用し、二酸化炭素排出量全体を増加させる可能性があります。[123]

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。[124]また、比較すると、人間が排出する二酸化炭素量は年間約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ている場所が知られています。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。 [125]しかし、この地域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抑制しています。[126] [127]

地質学的時間スケールでは

ハインリッヒ・イベントがどのように進行したかを再現すると、ローレンタイド氷床はまず維持不可能な位置まで成長し、その周縁部の底部が過度に温暖化し、その後急速に氷が失われ、維持可能なサイズまで縮小する[128]。

通常、氷期と間氷期の遷移は、ミランコビッチ・サイクル、すなわち日射量（地球に到達する太陽​​光の量）のパターンによって支配されます。これらのパターンは、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。これは、他の惑星がそれぞれの軌道を周回する際に受ける重力によって引き起こされます。[129] [130]

例えば、少なくとも過去10万年間、北米の大部分を覆う氷床（ローレンタイド氷床）の一部が崩壊し、巨大な氷山の群れが北大西洋に流れ込みました。これらの氷山が融解すると、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りました。発見者のハルトムート・ハインリヒにちなんで名付けられたこれらのいわゆるハインリヒ・イベントは、 7,000年から10,000年の周期で発生し、最終間氷期の寒冷期に発生しています。[131]

氷床内部の「ビンジパージ」サイクルが、観測された現象の原因である可能性があります。このサイクルでは、氷床が不安定なレベルまで蓄積し、その後、氷床の一部が崩壊します。外的要因も氷床の形成に影響を与える可能性があります。ダンスガード・オシュガー現象は、北半球で約40年かけて発生する急激な温暖化です。これらのD-O現象は、ハインリッヒ現象の直後に発生しますが、より頻繁に発生しており、約1500年ごとに発生しています。この証拠から、古気候学者は、ハインリッヒ現象とD-O現象の両方に同じ強制力が作用している可能性があると推測しています。[132]

グリーンランド氷床コアと南極氷床コアにおけるメタンの短期的な急増を関連付けることで、氷床挙動における半球間の非同期性が観測されている。ダンスガード・オシュガー現象の間、北半球は大幅に温暖化し、氷河期にはツンドラであった湿地帯からのメタン放出が劇的に増加した。このメタンは急速に地球全体に均一に分布し、南極とグリーンランドの氷に組み込まれる。この関連性から、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、南極氷床が数千年にわたって温暖化していた後であったと結論づけることができる。なぜこのようなパターンが生じるのかについては、依然として議論が続いている。[133] [134]

地質学的時間スケールにおける南極氷床

極地の気候温度は新生代を通じて変化し、始新世末期には南極の氷河期が起こり、漸新世末期には氷河期が終わり、その後中新世に再氷河期が起こった。

南極の氷結は、6000万年前[135]から4550万年前[136]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の間に急増しました。当時のCO2レベルは約760 ppm [137]で、それ以前のレベルから数千ppm単位で減少していました。600 ppmを転換点とする二酸化炭素の減少は、南極の氷河作用を強制する主な要因でした。[138]地球の軌道が冷涼な夏に有利だった期間が氷河作用に有利でしたが、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唆す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。[139]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[140]、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。[141]

西南極氷床は、約500万年から300万年前の温暖な鮮新世初期に若干減少しました。この時期にロス海が開涛しました。[142]しかし、陸地にある東南極氷床には大きな減少はありませんでした。[143]

地質学的時間スケールにおけるグリーンランド氷床

290万年前から260万年前までの氷床形成のタイムライン[99]

グリーンランドには過去1800万年間の大部分にわたって大規模な氷河が存在した証拠があるが、 [103]これらの氷河は、周囲をそれぞれ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）覆うマニトソク氷河やフレイド・イスブリンク氷河など、現代の小規模な氷河の例と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、まとまった単一の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つの非活動的な大陸棚が隆起し、最終的に海抜2000～3000メートルの上部平坦面が形成された。[144] [145]

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。隆起の第三段階により、平坦地の下に複数の谷や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促進され、氷が蓄積して存続するようになりました。[144] [145]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。[146]それ以来、氷床は徐々に拡大し、[104]大気中の二酸化炭素濃度が270～260万年前に280～320 ppmに低下したため、気温が十分に低下し、ばらばらだった氷冠がつながって島の大部分を覆うようになりました。[99]

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