Type of soil in frozen state
この記事は凍土について説明しています。その他の用法については「永久凍土（曖昧さ回避）」をご覧ください。

永久凍土
国際永久凍土協会による北半球の永久凍土の範囲と種類

永久凍土（perma-「永久の」とfrost-から）は、2年以上継続的に0℃（32°F）未満の土壌または海底堆積物です。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、最も深いものは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、狭い山頂に限定される場合もあれば、広大な北極圏にまたがって広がる場合もあります。 [ 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、永久凍土は季節によって凍結と融解を繰り返す、いわゆる活性土壌層の下に位置するのが一般的です。 [ 4 ]  

北半球の約15％、地球の表面積の11％は永久凍土に覆われており、[ 5 ]総面積は約1800万km2（690万平方マイル）に及びます。 [ 6 ]これには、アラスカ、カナダ、グリーンランド、シベリアの広い地域が含まれます。また、チベット高原が顕著な例であるように、高山地帯にも永久凍土が分布しています。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山脈、南極大陸の最高峰などの山の斜面に分布しています。[ 3 ] [ 1 ]

永久凍土には、数千年にわたって完全に分解して炭素を放出する機会を与えられずに蓄積され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の吸収源となっています。[ 3 ]地球温暖化により生態系が温暖化すると、凍土が解けて分解が新たに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されます。解け時の状況に応じて、分解により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機能します。[ 7 ] [ 8 ] [ 9 ]永久凍土の融解による排出は気候に十分な影響を与え、世界の炭素予算に影響を及ぼします。永久凍土が放出する温室効果ガスの量を正確に予測することは困難です。これは、さまざまな融解プロセスがまだ不確実であるためです。排出量は人為的な排出量よりも少なく、暴走的な温暖化を引き起こすほど大きくないというのが広範な合意です。[ 10 ]むしろ、永久凍土からの年間排出量は、森林伐採による世界全体の排出量、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 ]

気候への影響以外にも、永久凍土の融解は多くのリスクをもたらす。かつて凍っていた地面には十分な量の氷が含まれていることが多く、融解すると水圧飽和度が突然超過するため、地盤が大きく移動し、完全に崩壊することもある。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その上に建てられたため、融解すると崩壊する危険性がある。[ 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、関連コストは今世紀後半に数百億ドルに上昇する可能性がある。[ 13 ]さらに、永久凍土には有毒廃棄物で汚染された13,000〜20,000か所が存在し、 [ 14 ]天然の水銀鉱床もあり、[ 15 ]温暖化が進むにつれて、これらはすべて漏れ出して環境を汚染する可能性がある。[ 16 ]最後に、病原微生物が雪解け後も生き残り、将来のパンデミックを引き起こす可能性があるという懸念が提起されている。[ 17 ] [ 18 ]しかし、これは起こりそうにないと考えられており、[ 19 ] [ 20 ]この問題に関する科学的レビューでは、リスクは「一般的に低い」とされている。[ 21 ]

分類と範囲

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永久凍土の温度プロファイル。永久凍土は中間層を占め、その上に活動層が位置しています。一方、地熱活動により最下層は氷点下を保っています。垂直の0℃（華氏32度）の線は、永久凍土帯の上限と下限を決定する上で重要な年間平均気温を示しています。赤い線は季節ごとの気温変化と季節ごとの極値気温を表しています。上部の実線は活動層における季節ごとの最高気温と最低気温を示し、赤い点線から実線に変化する線は、永久凍土地域における土壌深度に応じた平均気温プロファイルを示しています。

永久凍土は、連続して2年以上凍結した土壌、岩石、または堆積物です。実際には、永久凍土は年間平均気温が0℃（32.0℉）以下の場所で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は1,400メートル（4,600フィート）を超えることがあります。 [ 22 ]通常、これはいわゆる活動層の下に存在し、活動層は毎年凍結と融解を繰り返すため、根は融解した土壌にのみ定着できるため、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で測定されます。[ 23 ] 2018年時点で、北半球の平均厚さは約145センチメートル（4.76フィート）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、グリーンランドには、永久凍土が最も固く、活動層の面積が最も小さい（平均50センチメートル（1.6フィート）未満、時には30センチメートル（0.98フィート））のに対し、ノルウェー南部とモンゴル高原は、平均活動層の深さが600センチメートル（20フィート）を超える唯一の地域で、10メートル（33フィート）という記録がある。[ 24 ] [ 25 ]活動層と永久凍土の境界自体は、永久凍土表と呼ばれることもある。[ 26 ]

北半球の陸地のうち、完全に氷で覆われていないものの約 15% は永久凍土が直接覆っており、22% は永久凍土帯または永久凍土領域の一部と定義されています。[ 5 ]これは、この地域の半分強のみが連続永久凍土帯として定義され、陸地の 90%～100% が永久凍土に覆われているためです。約 20% は不連続永久凍土として定義され、覆われる割合は 50% ～ 90% です。最後に、永久凍土領域の残りの 30% 未満は、散発的永久凍土帯として定義される覆われる割合が 10%～50% の地域と、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 この地域の大部分は、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。永久凍土の最も深いところは、地熱が氷点以上の温度を維持する点の直前にあります。その下限を超えると、年間を通して一定の温度を保つ永久凍土、いわゆる「等温永久凍土」が存在することがあります。[ 29 ]

報道の継続性

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永久凍土は、年間平均気温が水の氷点よりも低い気候であれば、一般的に形成されます。例外として、スカンジナビア北部やウラル山脈西側のロシア北東部といった湿潤な北方林が挙げられます。これらの地域では、雪が断熱ブランケットの役割を果たします。氷河地域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基部が温められているため、全体が圧力融点に近い温帯氷河では、地表との境界面に液体の水が存在する可能性があり、そのため永久凍土は存在しません。[ 30 ]更新世に深層永久凍土が形成された地域では、地温勾配の「化石」的な寒冷異常が数百メートル下まで残存しています。これは、北米とヨーロッパのボーリング孔における温度測定から明らかです。 [ 31 ]

不連続永久凍土

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アラスカで削岩機を使って氷の多い永久凍土を掘削する。

地下温度は気温ほど季節による変化が少なく、地熱地殻勾配により、年間平均気温は深さとともに上昇する傾向があります。したがって、年間平均気温が0℃（32℉）をわずかに下回る場合、永久凍土は保護された場所（通常は北半球と南半球でそれぞれ北向きまたは南向き）にのみ形成され、不連続な永久凍土が形成されます。通常、年間平均土壌表面温度が-5～0℃（23～32℉）の気候では、永久凍土は不連続のままです。前述のように、冬季に湿潤な地域では、-2℃（28℉）まで不連続な永久凍土が存在しないこともあります。不連続性永久凍土は、さらに、永久凍土が地形の50～90％を覆い、通常、年間平均気温が-2～-4℃（28～25°F）の地域で見られる広域不連続性永久凍土と、永久凍土が地形の50％未満を覆い、通常、年間平均気温が0～-2℃（32～28°F）の地域で見られる散発性永久凍土に分けられることが多い。[ 32 ]

土壌科学では、散発性永久凍土帯はSPZ、広域不連続永久凍土帯はDPZと略される。[ 33 ]例外は氷河期以前のシベリアとアラスカで、現在の永久凍土の深さは氷河期の気候条件の名残であり、冬の気温は現在よりも最大11℃（20℉）低かった。

連続永久凍土

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地域別アルプス永久凍土の推定面積[ 34 ]
地域 エリア
青海チベット高原 1,300,000 km 2 (500,000平方マイル)
ハンガイ-アルタイ山脈 1,000,000 km 2 (390,000平方マイル)
ブルックス山脈 263,000 km 2 (102,000平方マイル)
シベリア山脈 255,000 km 2 (98,000平方マイル)
グリーンランド 251,000 km 2 (97,000平方マイル)
ウラル山脈 125,000 km 2 (48,000平方マイル)
アンデス 100,000 km 2 (39,000平方マイル)
ロッキー山脈（米国およびカナダ） 100,000 km 2 (39,000平方マイル)
アルプス 80,000 km 2 (31,000平方マイル)
フェノスカンディア山脈 75,000 km 2 (29,000平方マイル)
残り <50,000 km 2 (19,000平方マイル)

年間平均土壌表面温度が−5℃（23℉）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、永久凍土帯（CPZと略される）が形成される。北半球の永久凍土線[ 35 ]は、陸地が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す。永久凍土線は、地域的な気候変動により世界中で北または南に変化する。南半球では、そこに陸地があれば、同等の線の大部分は南極海に含まれることになる。南極大陸の大部分は氷河に覆われており、その下の地形の大部分は基底融解の影響を受ける。[ 36 ]南極の露出した陸地の大部分は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る。[ 38 ]

アルプスの永久凍土

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北半球と南半球の両方において、様々な高度で永久凍土が形成できるほど寒冷な地域があります。最もよく知られている例としては、カナダのロッキー山脈、ヨーロッパアルプス、ヒマラヤ山脈、天山山脈などが挙げられます。一般的に、広大な高山永久凍土の形成には年間平均気温が-3℃（27℉）必要であることが分かっていますが、これは地形によって異なり、一部の山岳地帯では-1℃（30℉）でも永久凍土が形成できることが知られています。また、高山永久凍土の地下が、より温暖で植生を支える土壌に覆われている可能性もあります。[ 39 ]

アルプスの永久凍土の研究は特に難しく、体系的な研究は1970年代まで始まらなかった。[ 39 ]そのため、その地理については不確実な点が残っている。つい最近の2009年には、アフリカ最高峰のキリマンジャロ山（海抜4,700メートル（15,400フィート）、赤道から南に約3度）という新しい地域で永久凍土が発見された。[ 40 ] 2014年には、アルプスの永久凍土の広がりに関する地域的な推定値をまとめ、世界の広がりは3,560,000 km 2（1,370,000平方マイル）と確定した。[ 34 ]しかし、2014年までにアンデスのアルプスの永久凍土は完全には測量されていなかった。[ 41 ]ただし、これらの地域に固結している水の量を評価するために、その広がりがモデル化されている。[ 42 ]

海底永久凍土

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最終氷期極大期から2020年までの海底永久凍土の面積と構造の変化[ 6 ]

海底永久凍土は海底の下に存在し、極地の大陸棚に存在します。 [ 2 ]これらの地域は最終氷期に形成され、地球上の水の大部分が陸上の氷床に閉じ込められ、海面が低かった時代です。完新世の氷河後退期に氷床が溶けて再び海水になると、沿岸永久凍土は表層永久凍土に比べて比較的暖かく塩分濃度の高い境界条件下にある水没棚となりました。それ以来、これらの条件により、海底永久凍土の面積は徐々に減少し続けています。[ 6 ]しかし、その存在は「沿岸施設、海底構造物、人工島、海底パイプライン、探査・生産のために掘削された井戸の設計、建設、運用」において依然として重要な考慮事項です。[ 43 ]海底永久凍土はメタンクラスレートの堆積物を覆うこともあり、これはかつてクラスレートガン仮説として知られていた主要な気候の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何らかの役割を果たすとは考えられていません。[ 44 ]

永久凍土の過去の広がり

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最終氷期極大期には、連続した永久凍土が現在よりはるかに広い地域を覆っており、南はセゲド（ハンガリー南東部）とアゾフ海（当時は乾燥地）付近までの氷のないヨーロッパ全域[ 45 ]と、南は現在の長春と網走[ 46 ]までの東アジアを覆っていた。北米では、ニュージャージー州付近の緯度からアイオワ州南部、ミズーリ州北部にかけて氷床の南側に極めて狭い永久凍土帯が存在するだけだったが、より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境まで広がっていた。[ 47 ]南半球では、中央オタゴ地方とアルゼンチンのパタゴニア地方にこの時期の永久凍土の証拠がいくつかあるが、おそらく不連続でツンドラに関連していたと考えられる。アルプス永久凍土は、ドラケンスバーグ山脈でも氷河期の最盛期に標高約3,000メートル（9,840フィート）以上の高山帯で形成されました。[ 48 ] [ 49 ]

症状

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アラスカ州プルドー湾で永久凍土が深度に達するのに必要な時間[ 50 ] : 35 
時間（年） 永久凍土の深さ
1 4.44メートル（14.6フィート）
350 79.9メートル（262フィート）
3,500 219.3メートル（719フィート）
3万5000 461.4メートル（1,514フィート）
10万 567.8メートル（1,863フィート）
22万5000 626.5メートル（2,055フィート）
77万5000 687.7メートル（2,256フィート）

ベースの深さ

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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 0 °C (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化し、最も浅い場所でも 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超えると大幅に遅くなります。たとえば、アラスカのプルドー湾の下にある深層永久凍土の形成には 50 万年以上かかり、これは更新世の数回の氷河期と間氷期のサイクルにまたがる期間です。[ 50 ] : 18 

基盤深度は下層の地質、特に熱伝導率の影響を受け、土壌中の永久凍土は基盤岩中よりも熱伝導率が低い。[ 51 ]熱伝導率が低いため、永久凍土は地熱勾配の影響を受けにくくなる。地熱勾配とは、地球内部の深度が増すにつれて温度が上昇する割合のことである。これは、地球内部の熱エネルギーが不安定同位体の放射性崩壊によって生成され、伝導によって約47テラワット（TW）の割合で地表に流れ出すことで生じる。 [ 52 ]プレート境界から離れると、これは地表付近で平均25～30°C/km（124～139°F/mi）の熱流量に相当する。[ 53 ]

巨大な地上氷

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カナダ、バイロット島の巨大な埋没氷床のラベル付き例[ 54 ]

永久凍土の氷含有量が250パーセント（質量で氷と乾燥土壌の比率）を超えると、塊氷に分類されます。塊氷体の組成は、氷泥から純粋な氷まで、考えられるあらゆる段階にわたります。塊氷床の最小厚さは少なくとも2メートル、短径は少なくとも10メートルです。[ 55 ]この現象が北米で最初に記録されたのは、1919年にヨーロッパの科学者がキャニングリバー（アラスカ州）で観測したものでした。 [ 56 ]ロシアの文献では、それより早い1735年と1739年のP.ラッシニウスとハリトン・ラプテフによる北方探検隊のときの記録が示されています。IAロパチン、B.ヘグボモフ、S.タバー、G.ベスコフなどのロシアの研究者も、凍結土壌への氷の包含に関する独自の理論を定式化しました。[ 57 ]

永久凍土には、間隙氷、氷楔（鉱脈氷とも呼ばれる）、埋没表層氷、堆積内氷（時には構成氷とも呼ばれる[ 57 ]）の4つのカテゴリーの氷があるが、塊状地氷と呼べるほどの大きさになるのは最後の2つだけである。[ 58 ] [ 26 ]これら2つのタイプは通常別々に発生するが、ローレンタイド氷床の残骸があるカナダ北極圏西部のトゥクトヤクトゥク海岸のように、一緒に見つかることもある。[ 59 ]

埋没表層氷は、雪、凍った湖氷や海氷、アウフェイ（漂着した河川氷）、さらには更新世の氷床に由来する埋没氷河氷に由来する可能性がある。後者は古氷河学的研究において非常に大きな価値を有するが、2022年現在においても、このような埋没古代氷の総面積と体積は不明である。[ 60 ]古代氷床が知られている著名な地域としては、ロシアのシベリアにあるエニセイ川渓谷、カナダのヌナブト準州とノースウェスト準州のバンクス島とバイロット島などがある。[ 61 ] [ 62 ] [ 54 ]埋没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。[ 60 ]

永久凍土内に埋もれた巨大な地氷（青）を示す断面図。

堆積内氷、あるいは構成氷は、カナダ全土で広く観察され、研究されてきました。これは地下水がその場で凍結することによって形成され、貫入氷、注入氷、分離氷に分類されます。後者は主要なタイプであり、湿潤堆積物における結晶分化の後に形成されます。結晶分化は、水がファンデルワールス力の影響を受けて凍結前線に移動する際に起こります。[ 56 ] [ 55 ] [ 58 ]これはゆっくりとしたプロセスであり、主に海水の20%未満の塩分濃度のシルトで発生します。一方、塩分濃度の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ます。その結果、粘土堆積物の上部2.5メートルに堆積内氷が形成されるには1年から1000年かかりますが、泥炭堆積物の場合は10年から1万年、シルト堆積物の場合は1,000年から1,000,000年かかります。[ 26 ]

ハーシェル島の南岸、約 22 メートル (72 フィート) x 1,300 メートル (4,300 フィート) の頭壁内に位置する後退雪解けによる崖壁。

地形

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参照:模様のある地面

永久凍土のプロセスには、熱収縮によって亀裂が生じて最終的に氷のくさびになったり、ソリフラクション（凍結と融解を繰り返す際に土壌が斜面を徐々に下って移動すること）が発生したりすることが多く、その結果として、北極圏や周氷河、高山地帯で見られる地面の多角形、リング、階段状、その他の模様のある地面が形成される。 [ 63 ] [ 64 ]氷の多い永久凍土地域では、地面の氷が溶けることでサーモカルスト湖、雪解けによる崩落、熱浸食による峡谷、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、北極圏の荒野や沼地の異常に深い永久凍土は、温暖な季節に融解水を引き寄せることが多く、それが溜まって凍結し、アイスレンズを形成し、周囲の地面が斜面で外側に突き出るようになる。これにより、最終的にはこの永久凍土の核の周りに大規模な陸地が形成されることになる。パルサは長さ（15～150メートル、49～492フィート）で幅（10～30メートル、33～98フィート）だが浅い（高さ1～6メートル未満、3フィート3インチ～19フィート8インチ）の泥炭塚である。さらに大きなピンゴは高さ3～70メートル、直径30～1,000メートルにもなる。[ 67 ] [ 68 ]

生態学

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ノースウエスト準州のフォートシンプソンの南にある泥炭高原複合体。

永久凍土の存在下では、浅い根を持つ植物だけが生き残ることができます。クロトウヒは限られた根域にも耐え、永久凍土が広範囲に広がる地域では植物相を支配しています。同様に、巣穴や穴に生息する動物種も、永久凍土によって生息地が制限されており、こうした制約は生態系における種間の相互作用にも二次的な影響を与えています。[ 69 ]

スウェーデンのストルフラケット永久凍土湿原の縁に亀裂が生じている

永久凍土は凍結しているが、微生物が完全に生息できないわけではない。ただし、微生物の数は土壌1グラムあたり100万から10億個と幅広く変動する。[ 70 ] [ 71 ] 永久凍土炭素循環（北極炭素循環）は、永久凍土から陸上の植生や微生物、大気、再び植生へ、そして極低温プロセスによる埋没と堆積を経て最終的に永久凍土に戻る炭素の移動を扱う。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に移動される。この循環には、陸上成分と大気の間での二酸化炭素とメタンの交換、および陸地と水の間でのメタン、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の炭素の移動が含まれる。[ 72 ]

永久凍土中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ませんが、DNAに基づく技術によって微生物の正体を明らかにすることができます。例えば、シベリア東部コリマ低地の更新世後期の永久凍土サンプルから採取した16S rRNA遺伝子の解析により、放線菌門とシュードモナス門に属する8つの系統群が明らかになりました。[ 73 ] スイス東部のアルプス永久凍土地域「ムオット・ダ・バルバ・パイダー」では、2016年に多様な微生物群が存在することが確認されました。主要な細菌群には、アシドバクテリオタ門、放線菌門、AD3門、バクテロイデス門、クロロフレクソタ門、ゲムマティモナドタ門、OD1門、ニトロスピロタ門、プランクトミセタ門、シュードモナドタ門、ヴェ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ました。現在生存する種において、科学者たちは還元型および嫌気性代謝プロセスを含む、氷点下の環境への多様な適応を観察しました。[ 74 ]

永久凍土での建設

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世界には永久凍土（凍った土壌が途切れることなく氷点下の層を形成する地域）に建てられた大都市は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す。[ 75 ]永久凍土の上に建物を建てるのは、建物（またはパイプライン）の熱が土壌に伝わり、土壌を解かす可能性があるため困難です。氷が水に変わると、地盤の構造的支持力が弱まり、建物が不安定になります。例えば、シベリア横断鉄道の建設中、 1901年に建設された蒸気機関工場群は、これらの理由により、稼働開始から1か月以内に崩壊し始めました。[ 76 ] : 47 さらに、永久凍土の下にある地域では地下水が利用できません。大規模な集落や施設では、水を得るために何らかの代替手段を講じる必要があります。[ 75 ] [ 76 ] : 25 

一般的な解決策は、ノリリスクでソ連の技術者ミハイル・キムが開発した技術である木製の杭の上に基礎を置くことである。 [ 77 ]しかし、温暖化による杭の摩擦の変化は、土壌が凍ったままであっても、クリープによる動きを引き起こす可能性がある。 [ 78 ]ヤクーツクのメルニコフ永久凍土研究所は、建物の沈下のリスクを回避するために、杭基礎は15メートル（49フィート）まで延長する必要があることを発見した。この深さでは気温は季節によって変化せず、約-5℃（23°F）で推移する。[ 79 ]

他の2つのアプローチは、広い砂利敷き（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）の上に建設するか、無水アンモニア ヒートパイプを使用する方法です。[ 80 ]トランスアラスカ・パイプライン・システムは、パイプラインの沈下を防ぐために垂直の支柱にヒートパイプを組み込んでおり、チベットのチンツァン鉄道は、凍結しやすい土壌の地域で地面を冷却するためにさまざまな方法を採用しています。永久凍土では、 「ユーティリドール」と呼ばれる埋設ユーティリティ用の特別な囲いが必要になる場合があります。 [ 81 ]

気候変動の影響

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参照：気候変動の影響
2013 年、アラスカ州ポイント ロンリー付近の北極海のボーフォート海で最近解けた北極の永久凍土と海岸浸食。

活性層の厚さの増加

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世界全体では、2007年から2016年の間に永久凍土は約0.3℃（0.54℉）温暖化しましたが、不連続永久凍土層と比較して、連続永久凍土層ではより強い温暖化が観測されました。観測された温暖化は、アラスカ北部の一部（1980年代初頭から2000年代半ば）で最大3℃（5.4℉）、ロシア・ヨーロッパ北部の一部（1970年から2020年）で最大2℃（3.6℉）でした。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年代以降は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ます。[ 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、年間平均増加率は約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、1899年以降、永久凍土帯が極地方向に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。海底永久凍土の面積も減少しており、2019年時点では、北極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、基本的なプロセスの理解、古気候の証拠の間での高い一致に基づくと、地球の気候が温暖化するにつれて永久凍土の面積と体積は縮小し続け、損失の程度は温暖化の程度によって決まることはほぼ確実です。[ 83 ]：1283 

永久凍土の融解は幅広い問題に関連しており、国際永久凍土協会（IPA）はこれらの問題への対応を支援するために存在しています。IPAは国際永久凍土会議を招集し、永久凍土のための世界陸地ネットワークを維持しています。このネットワークは、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やネットワークを調整しています。[ 85 ]

気候変動のフィードバック

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主要記事:永久凍土の炭素循環
地球温暖化の程度によって永久凍土泥炭地（炭素に富んだ小さな永久凍土地域の一部）がどのような影響を受けるか、またその結果生じる排出量が、その程度の温暖化を引き起こすのに必要な人為的排出量の割合として示されている。[ 86 ]

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ったことで、以前貯蔵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っています。[ 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、気候変動の正のフィードバックのよく知られた例です。[ 87 ]永久凍土の融解は、局所的な閾値の発現とその事実上の不可逆性により、気候システムの主要な転換点の1つに含まれることがあります。 [ 88 ]しかし、局所的または地域規模で適用される自己永続的なプロセスがある一方で、全体として永久凍土の融解は温暖化とともに徐々に進むため、それが地球全体の転換点の厳密な定義を満たすかどうかについては議論があります。[ 89 ]

陸上および海底永久凍土に関連するフィードバック プロセス。

北半球周極地域では、永久凍土には数千年かけて蓄積された14000億～16500億トンの純炭素に相当する有機物が含まれている。この量は土壌中の有機物の総量のほぼ半分に相当し[ 90 ] [ 11 ]、大気中の炭素含有量の約2倍、あるいは産業革命開始から2011年までの人類による炭素排出量の約4倍にあたる。 [ 91 ]さらに、この炭素の大部分（約1兆350億トン）は、地表下3メートル（9.8フィート）以下の浅い永久凍土に蓄えられている。[ 90 ] [ 11 ]しかし、この蓄えられた炭素のほんの一部しか大気中に放出されないと予想されている。[ 92 ]一般的に、地表から3メートルの永久凍土の体積は、地球温暖化が1℃（1.8℉）進むごとに約25％減少すると予想されていますが、[ 83 ] 21 世紀末までに4℃（7.2℉）以上の地球温暖化を伴うRCP8.5シナリオ下でも、 [ 93 ]永久凍土の炭素の約5％から15％が「数十年から数世紀にわたって」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り放出される炭素の正確な量は、融解の深さ、融解した土壌内の炭素含有量、環境への物理的変化、土壌内の微生物と植物の活動によって異なります。[ 94 ]特に、炭素放出量の推定値だけでは、永久凍土の融解が気候変動に与える影響を完全には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CO2の約80倍、100年間で約28倍になります。[ 95 ] [ 96 ]永久凍土の炭素のうち、メタンとして大気中に放出されるのはごくわずかですが、その排出量は21世紀における永久凍土の融解によって引き起こされる温暖化全体の40～70%を占めます。永久凍土からのメタン排出量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難しいことに起因しています。これらのプロセスでは、通常の緩やかな融解プロセスと比較して、二酸化炭素よりもメタン排出量の割合が増加することがよくあります。[ 97 ] [ 11 ]

2008年、カナダのハドソン湾の泥炭地にある永久凍土融解池。[ 98 ]

永久凍土からの炭素排出量予測を複雑にするもう一つの要因は、北極圏で進行中の「緑化」である。気候変動によって大気と土壌が温暖化するにつれ、この地域は以前は生存できなかった大型の低木や樹木を含む植物にとってより住みやすい環境となっている。そのため、北極圏はツンドラバイオームをますます失っている一方で、植物はより多くの炭素を吸収し続けている。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、この植物の成長増加によって相殺されるだろうが、正確な割合は不明である。この緑化が21世紀中に永久凍土の融解による排出量のすべてを相殺できる可能性は非常に低く、21世紀以降も排出量の増加に追いつき続ける可能性はさらに低いと考えられている。[ 11 ]さらに、気候変動は北極圏における山火事のリスクを高め、永久凍土からの炭素排出量を大幅に加速させる可能性がある。[ 87 ] [ 99 ]

地球の気温への影響

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21世紀における永久凍土の融解による温室効果ガス排出の9つの可能性の高いシナリオ。低、中、高排出量の代表的濃度経路に対するCO2およびCH4排出の反応が限定的、中程度、そして強いことを示している。縦棒は比較のために選ばれた大国の排出量を用いている。目盛りの右側は産業革命開始以来の累積排出量を示し、左側は各国が2019年の水準から変化しなかったと仮定した場合の21世紀の残りの期間の累積排出量を示している。[ 11 ]

全体として、永久凍土の融解による温室効果ガスの累積排出量は、累積的な人為的排出量よりは少ないと予想されますが、世界規模では依然として相当な量であり、一部の専門家はそれを森林伐採による排出量に例えています。[ 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、気温上昇1°C（1.8°F）につき140億～1750億トンの二酸化炭素に相当すると推定しています。[ 83 ] : 1237  比較すると、2019年までに二酸化炭素の年間人為的排出量だけで約400億トンに達しました。[ 83 ] : 1237  2022年に発表された主要なレビューでは、2 °C（3.6 °F）の温暖化を防ぐという目標が達成された場合、21世紀を通じた永久凍土の平均年間排出量は、ロシアの2019年の年間排出量と同等になると結論付けています。現在の軌道に近いと考えられているRCP4.5シナリオでは、温暖化が3 °C（5.4 °F）をわずかに下回ると、永久凍土の年間排出量は西ヨーロッパまたは米国の2019年の排出量に匹敵しますが、地球温暖化が著しく、永久凍土のフィードバック反応が最悪のシナリオでは、中国の2019年の排出量に近づくことになります。[ 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℉）に抑えられれば、永久凍土の緩やかな融解により、2100年までに世界の気温が約0.09℃（0.16℉）上昇すると推定されているが、[ 100 ] 、 2022年のレビューでは、地球温暖化が1℃（1.8℉）上昇するごとに、2100年と2300年までに急激な融解により0.04℃（0.072℉）と0.11℃（0.20℉）上昇すると結論付けている。約4℃（7.2℉）の地球温暖化により、永久凍土地域の急激な（約50年）崩壊が広範囲に発生し、0.2～0.4℃（0.36～0.72℉）の追加的な温暖化をもたらす可能性がある。[ 88 ] [ 101 ]

雪解けによる地盤不安定性

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アラスカの北極海沿岸で深刻な海岸浸食が起こっている。
アラスカの海岸浸食により永久凍土が露出した。

水が排水または蒸発するにつれて、土壌構造は弱まり、時には粘性を持つようになりますが、水分含有量の減少とともに強度を回復します。永久凍土の劣化の目に見える兆候の一つは、永久凍土地域における樹木が垂直方向からランダムにずれていくことです。[ 102 ]地球温暖化は永久凍土斜面の撹乱と河川システムへの堆積物の供給を増加させており、河川堆積物の異常な増加をもたらしています。[ 103 ]一方、かつて硬かった土壌の撹乱は、北部の湿地における貯水池の排水を増加させます。これは湿地を乾燥させ、湿地生態系に適応した動植物の生存を危うくする可能性があります。[ 104 ]

高山では、構造的な安定性の多くは氷河と永久凍土に起因しています。[ 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ります。[ 106 ] [ 107 ]過去1世紀にわたって、世界中の山脈でアルプスの岩盤斜面崩壊の件数が増加していると記録されており、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考えられています。1987年にイタリアアルプスで22人の死者を出したヴァル・ポーラの地滑りはその一例と考えられています。[ 108 ] 2002年には、高山の永久凍土の斜面不安定性が原因で、大規模な落石や氷の崩落（最大1180万m3 ）、地震（最大3.9リヒター）、洪水（最大780万m3の水）、長距離への急速な岩氷流（最大7.5km、60m/s）が発生した。[ 109 ]

2013年、カナダのハーシェル島で永久凍土が解けている。

永久凍土の融解は、凍結デブリローブ（FDL）の形成を引き起こす可能性もあります。FDLは、「土、岩、木、氷でできたゆっくりと移動する地滑り」と定義されています。[ 110 ]これはアラスカ州南部のブルックス山脈で顕著な問題で、2012年までに幅100メートル（110ヤード）、高さ20メートル（22ヤード）、長さ1,000メートル（1,100ヤード）を超えるFDLも発生しました。[ 111 ] [ 112 ] 2021年12月現在、ブルックス山脈南部で43の凍結デブリローブが確認されており、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北斜面を結ぶ主要交通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 ]

インフラストラクチャー

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2050年までに起こると予想される永久凍土の融解によるインフラへのリスクの地図。[ 114 ]

2021年現在、北極圏の永久凍土の上には1162の集落があり、推定500万人が暮らしている。2050年までには、これらの集落の42％の下の永久凍土層が融解し、そこに住む人々全員（現在330万人）が影響を受けると予想されている。[ 115 ]その結果、永久凍土地域の幅広いインフラが融解の脅威にさらされている。[ 12 ] [ 116 ] : 236  2050年までには、永久凍土地域にある世界のインフラの約70％が永久凍土融解の高いリスクにさらされると推定されており、これには「重要な」インフラの30～50％が含まれる。関連コストは、今世紀後半までに数百億ドルに達する可能性がある。[ 13 ]パリ協定に沿って温室効果ガスの排出を削減することで、今世紀半ば以降はリスクが安定すると予測されている。そうでなければ、状況はさらに悪化し続けるでしょう。[ 114 ]

アラスカ州だけでも、高排出の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被害額は46億ドル（2015年ドル換算）に達すると予測されています。その半分以上は建物への被害（28億ドル）によるものですが、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）への被害もあります。[ 117 ] RCP4.5についても同様の推計が行われています。RCP4.5は、2100年までに気温が約2.5℃（4.5°F）上昇するという、より緩やかなシナリオで、現在の予測と同程度の温暖化レベルとなります。[ 118 ]その場合、永久凍土の融解による総被害額は30億ドルに減少し、道路と鉄道への被害額は約3分の2（それぞれ7億ドルと6億2000万ドルからそれぞれ1億9000万ドルと2億2000万ドル）に、パイプラインへの被害額は10分の1以下に、それぞれ1億7000万ドルから1600万ドルに減少します。アラスカにおける気候変動に起因する他の被害額、例えば降水量の増加や洪水による被害とは異なり、気候変動への適応は永久凍土の融解による被害を軽減する現実的な方法ではありません。なぜなら、どちらのシナリオでも発生する被害額を上回る費用がかかるからです。[ 117 ]

カナダのノースウエスト準州には、 33のコミュニティがあり、人口はわずか4万5000人ですが、永久凍土の融解により、75年間で13億ドル、年間約5100万ドルの費用がかかると予想されています。2006年には、イヌヴィアルイットの住宅を永久凍土の融解に適応させる費用は、杭基礎で建てられた場合は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1,000ドルと推定されました。当時、準州の住宅の平均面積は約100平方メートルでした。融解による損害も住宅保険でカバーされる可能性は低く、この現実に対処するため、準州政府は現在、住宅所有者の適応を支援するために長期および短期の免除可能なローンを提供する修理および強化のための支援提供（CARE）および緊急時支援確保（SAFE）プログラムに資金を提供しています。将来的には、より安価な選択肢として強制移住が実施される可能性もある。しかし、それは事実上、地元のイヌイットを先祖代々の故郷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、適応コストは彼らにとって既に不釣り合いなほどに高い。[ 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ます。[ 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、公共インフラの損害総額は1320億ドルに達する可能性があります。[ 120 ]これには石油とガスの採掘施設が含まれており、そのうち45％が危険にさらされていると考えられています。[ 114 ]

SSP2-4.5シナリオ下での永久凍土融解により危険にさらされる青海・チベット高原のインフラの詳細地図。[ 121 ]

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広がっている。同地域は世界平均の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ており、特に不安定な状態となっている。青海チベット高原の人口は1,000万人を超え、これは北極圏の永久凍土地域の人口の2倍にあたる。また、永久凍土地域には100万平方メートル以上の建物が立ち並び、送電線は2,631キロメートル、鉄道は580キロメートルに及ぶ。[ 121 ]また、道路は9,389キロメートルあり、そのうち約30%が既に永久凍土の融解による被害を受けている。[ 13 ]推計によると、現在と最も近いシナリオであるSSP2-4.5では、2090年までに現在のインフラの約60％が高リスクに陥り、維持管理だけでも63億1,000万ドルの費用がかかるが、適応策によってこれらの費用は最大20.9％削減される。地球温暖化を2℃（3.6℉）に抑えればこれらの費用は56億5,000万ドルに削減され、楽観的なパリ協定の目標である1.5℃（2.7℉）を達成すればさらに13億2,000万ドルの節約になる。特に、1.5℃（2.7℉）以下では2100年までに鉄道の20％未満が高リスクに陥るが、2℃（3.6℉）ではこの割合は60％に増加する。一方、SSP5-8.5では、このレベルのリスクは21世紀半ばまでに達成される。[ 121 ]

有毒汚染物質の放出

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かつて安定していた永久凍土の融解によって引き起こされた様々な有毒物質の漏出のグラフ表示。[ 14 ]

20世紀の大半は、永久凍土はそこに埋まっているものを「無期限に」保存すると信じられており、そのため、深部永久凍土地域は有害廃棄物の処分場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策定されました。これは、2023年現在、北極圏の永久凍土地域には約4,500の産業施設があり、有害化学物質を積極的に処理または保管していることを意味します。さらに、13,000から20,000の汚染された場所があり、その70%はロシアにあり、その汚染物質は現在も永久凍土に閉じ込められています。[要出典]

温暖化が2020年の水準から上昇しない場合でも、工業地帯と汚染地帯（1000および2200～4800）の約5分の1が将来的に融解を始めると予想されている。パリ協定の目標と整合した気候変動シナリオ（RCP2.6）では、現在から2050年の間に融解が始まる地帯は約3％しか増えないが、2100年までには約1100以上の工業施設と3500～5200の汚染地帯で融解が始まると予想されている。非常に高い排出シナリオ（RCP8.5）では、2050年までに工業地帯と汚染地帯の46％で融解が始まり、2100年までにほぼすべての地帯が融解の影響を受けると予想される。[ 14 ]

有機塩素化合物やその他の残留性有機汚染物質は、魚類における生物濃縮によって再放出され、地域社会に繰り返し影響を及ぼす可能性があるため、特に懸念されています。最悪の場合、北極圏で生まれた将来の世代は、世代を超えて蓄積された汚染物質の影響で免疫力が弱体化した状態で人生を送ることになるでしょう。 [ 16 ]

アラスカの永久凍土地域に現在存在する有毒物質の分布（セクター別）。魚の骨格の数は各物質の毒性強度を表している。[ 14 ]

永久凍土に関連する汚染リスクの顕著な例は、ノリリスク・タイミル・エナジーの第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た2020年のノリリスク原油流出事故である。この事故では、6,000トンの燃料が陸地に、15,000トンが水に流出し、アンバルナヤ川、ダルディカン川、タイミル半島の多くの小河川を汚染し、その地域の重要な水源であるピャシノ湖にまで達した。連邦レベルの非常事態が宣言された。 [ 122 ] [ 123 ]この事件は、近代ロシア史上2番目に大きな原油流出事故と言われている。[ 124 ] [ 125 ]

永久凍土の融解に関連するもう一つの問題は、天然水銀鉱床の放出である。推定80万トンの水銀が永久凍土の土壌に凍結している。観測によると、その約70％は融解後に植物に吸収されるだけである。[ 16 ]しかし、RCP8.5の下で温暖化が続けば、永久凍土からの大気中への水銀排出量は2200年までに現在の全人類活動による地球全体の排出量に匹敵することになる。水銀を多く含む土壌は、河川の近くで融解すると、人間と環境にさらに大きな脅威をもたらす。RCP8.5の下では、 2050年までにユーコン川流域に十分な水銀が流入し、 EPAガイドラインの下で魚を食用に適さなくなる。2100年までには川の水銀濃度は倍増する。対照的に、緩和策がRCP4.5シナリオに限定された場合でも、水銀レベルは2100年までに約14％増加し、2300年になってもEPAガイドラインに違反することはありません。[ 15 ]

古代生物の復活

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微生物

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主要記事:凍結環境における病原微生物
ジャン＝ミシェル・クラヴェリーの研究チームによって復活した古代のアメーバを食べるウイルスの一部。上から時計回りに：パンドラウイルス・エドマ、パンドラウイルス・マンモス、メガウイルス・マンモス、セドラトウイルス・レナ、ピソウイルス・マンモス、メガウイルス・マンモス、パックマンウイルス・ループス。[ 17 ]

細菌は悪条件下でも休眠状態を維持できることが知られており、ウイルスはそもそも宿主細胞外では代謝活性を示さない。そのため、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放出され、それがヒトや重要な家畜、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る。[ 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播が起こる可能性があり、その結果、新たな抗生物質耐性遺伝子が現在の病原体のゲノムに導入され、将来的に困難な問題になると予想される状況をさらに悪化させる可能性があると主張している。[ 126 ] [ 16 ]

同時に、インフルエンザや天然痘のような注目すべき病原体は解凍されると生き残れないようであり、[ 20 ]他の科学者は、古代の微生物が解凍を生き延びて人類を脅かすリスクは科学的に妥当ではないと主張している。[ 19 ]同様に、いくつかの研究では、古代の細菌の抗菌薬耐性能力は現代のものと同等か、劣っている可能性もあると示唆されている。[ 127 ] [ 21 ]

植物

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2012年、ロシアの研究者たちは、シベリアの永久凍土に眠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（Silene stenophylla）のサンプルを復元し、永久凍土が古代生命体の自然保存場所となり得ることを証明しました。これは、復元された最古の植物組織です。復元された植物は繁殖力があり、白い花と発芽可能な種子を生成しました。この研究は、生きた組織が氷の中に何万年も保存されても生き残ることができることを実証しました。[ 128 ]

科学研究の歴史

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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ていました。永久凍土の存在を記した最も初期の報告書の一つは1684年に遡り、ヤクーツクでの井戸掘削作業が永久凍土の存在に阻まれた際に作成されました。[ 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系ドイツ人科学者であり、サンクトペテルブルク科学アカデミーの会員でもあったカール・エルンスト・フォン・ベーアです。ベーアは1838年に永久凍土に関する著作の出版を開始し、「科学的永久凍土研究の創始者」と称されることが多いです。ベーアは、地上氷と永久凍土に関するあらゆる入手可能なデータを集積・分析することで、現代の永久凍土用語の基礎を築きました。[ 129 ]

カール・エルンスト・フォン・ベーア(1843) および他の著者によるユーラシア大陸の永久凍土の南限。

ベーアは1843年に世界初の永久凍土の教科書「シベリアの永久凍土の研究のための材料」を執筆したことでも知られている。これは彼の母国語であるドイツ語で書かれたものである。しかし、当時は印刷されず、ロシア語訳は1942年まで完成しなかった。オリジナルのドイツ語の教科書は、 1843年のタイプ原稿がギーセン大学の図書館アーカイブで発見されるまで、失われたと思われていた。234ページの本文は、追加の地図、序文、コメントとともにオンラインで入手できた。 [ 129 ]特筆すべきことに、ベーアが1843年に描いたユーラシアの永久凍土の南限は、現代の研究によって確認された実際の南限とよく一致している。[ 27 ] [ 129 ]

1942年から、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ロシア文献を徹底的に調査し、 1943年までに政府に永久凍土に関する工学フィールドガイドと技術報告書を提出した。 [ 130 ]その報告書は、永久凍土の短縮形として英語の用語を造り出し、[ 131 ]これはロシア語のvechnaia merzlota（ロシア語：вечная мерзлота ）の直訳であると考えられていた。1953年、この翻訳は別の米国地質調査所研究者イナ・ポワレによって批判された。彼女は、この用語がその安定性について非現実的な期待を生み出していると考えていたからである。[ 76 ] : 3 最近では、一部の研究者は「永久に再凍結する」という翻訳の方が適切だと主張している。[ 132 ]この報告書自体は機密扱い（米国陸軍工兵隊長室戦略工学研究第62号、1943年）であったが、[ 131 ] [ 133 ] 1947年に改訂版が発表され、このテーマに関する北米初の論文とされている。[ 130 ] [ 134 ]

永久凍土炭素をテーマに発表される科学研究論文の年間数は、1990年頃にはほとんどなかったのに対し、2020年には約400件に増加しました。[ 11 ]

1963年11月11日から15日にかけて、第1回永久凍土に関する国際会議が、アメリカ、インディアナ州ウェストラファイエットのパデュー大学構内で開催されました。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、ソ連など、様々な国から285名（研究者に加え、「エンジニア、メーカー、建設業者」も参加）が参加しました。これは、このテーマにおける近代的な科学的協力の始まりとなりました。会議はその後も5年ごとに開催されています。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）による特別会合が開催され、国際永久凍土協会が正式に設立されました。[ 135 ]

近年、永久凍土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ます。その結果、科学論文の出版数は飛躍的に増加しました。1990年頃には、「永久凍土」と「炭素」という言葉を含む論文はほとんど発表されていませんでしたが、2020年には年間約400件の論文が発表されるようになりました。[ 11 ]

参考文献

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出典

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