氷河期後の回復
後氷期の隆起と海盆への海水の再流入による現在の質量変化のモデル。青と紫の領域は、氷床の除去による隆起を示しています。黄色と赤の領域は、隆起領域に供給するためにマントル物質がこれらの領域から移動したことと、氷床周囲の前隆起の崩壊による下降を示しています。
ヌナブト準州バサースト・インレットにあるこの層状のビーチは、最終氷期後の後氷河期の隆起の一例です。潮がほとんどまたは全くなかったため、この層状のビーチが形成されました。ここではアイソスタシー隆起が今も進行中です。

後氷河期リバウンド（アイソスタシーリバウンドまたは地殻リバウンドとも呼ばれる）は、最終氷期中にアイソスタシー低下を引き起こした巨大な氷床の重量が除去された後に陸地が隆起する現象である。後氷河期リバウンドとアイソスタシー低下は、氷河アイソスタシー（氷河アイソスタシー調整、氷河アイソスタシー）の段階であり、氷河質量分布の変化に応じた地殻の変形である。[ 1 ]後氷河期リバウンドの直接的な上昇影響は、北ユーラシア、北アメリカ、パタゴニア、南極大陸の一部で容易に明らかである。しかし、海洋サイフォン作用と大陸のてこ作用のプロセスを通じて、後氷河期リバウンドの海面レベルへの影響は、現在およびかつての氷床の場所から遠く離れた地球規模で感じられる。[ 2 ]

概要

氷河期と氷河期後の隆起によるスペリオル湖の標高の変化

最終氷期には、北ヨーロッパ、アジア、北アメリカ、グリーンランド、南極大陸の大部分が氷床に覆われ、約2万年前の氷期極大期には厚さが3キロメートルに達しました。この氷の莫大な重さによって地殻表面が変形し、下方に反り返り、粘弾性のあるマントル物質が荷重のかかっている領域から強制的に流出しました。各氷期の終わりに氷河が後退すると、この重さが除去され、陸地がゆっくりと（現在も継続中）隆起または反発し、マントル物質が氷河のなくなった地域の下に戻ってきました。マントルの極度の粘性のため、陸地が平衡レベルに達するまでには何千年もかかります。

隆起は2つの異なる段階で起こった。融氷期後の最初の隆起は、氷の荷重が除去されたときの地殻の弾性反応により、ほぼ即座に起こった。この弾性段階の後、隆起はゆっくりとした粘性流によって指数関数的に減少する速度で進んだ。今日、典型的な隆起率は1cm/年かそれ以下である。北ヨーロッパでは、これはBIFROST GPSネットワークによって得られたGPSデータによって明確に示されている。 [ 3 ]たとえばフィンランドでは、国土の総面積は1年あたり約7平方キロメートル増加している。[ 4 ] [ 5 ]研究によると、隆起は少なくともあと1万年は続くと示唆されている。融氷期の終わりからの総隆起は、地域の氷の荷重に依存し、隆起の中心付近では数百メートルになる可能性がある。

最近、「後氷河期リバウンド」という用語は徐々に「氷河アイソスタシー調整」という用語に置き換えられつつあります。これは、氷河の荷重と除荷に対する地球の反応が、上向きのリバウンド運動だけでなく、陸地の下降、地殻の水平運動、[ 3 ] [ 6 ]地球の海面変動[ 7 ]と地球の重力場[ 8 ]誘発地震[ 9 ]、そして地球の自転[ 10 ]の変化も伴うことを認識したためです。別の用語として「氷河アイソスタシー」があります。これは、リバウンドの中心付近の隆起が、アイソスタシー平衡の回復傾向（山のアイソスタシーの場合のように）によるものであるためです。残念ながら、この用語は、アイソスタシー平衡が何らかの形で達成されたという誤った印象を与えるため、「調整」という言葉を語尾に付けることで、回復運動を強調しています。

効果

後氷期リバウンドは、地殻の鉛直運動、地球全体の海面上昇、地殻の水平運動、重力場、地球の自転、地殻応力、そして地震に測定可能な影響を及ぼします。氷期リバウンドの研究は、マントル岩石の流動法則に関する情報を提供し、これはマントル対流、プレートテクトニクス、そして地球の熱進化の研究にとって重要です。また、過去の氷床の歴史についての洞察も提供し、これは氷河学、古気候、そして地球全体の海面変動にとって重要です。後氷期リバウンドを理解することは、近年の地球規模の変化を監視する上でも重要です。

地殻の垂直運動

リソスフェアとマントルの弾性挙動。氷河の下向きの力による地殻の沈下と地形特性を示しています (「前」)。また、融解と氷河の後退がマントルとリソスフェアの反発に及ぼす影響も示しています (「後」)。
現在のフィンランドの大部分は、かつては海底または群島でした。最後の氷河期直後の海面が図に示されています。

迷子岩、U字谷、ドラムリン、エスカー、ケトル湖、岩盤の条線などは、氷河期の共通の特徴です。さらに、氷河期後の隆起は、過去数千年にわたって海岸線や景観に数多くの大きな変化をもたらし、その影響は今もなお大きく続いています。

スウェーデンでは、メーラレン湖はかつてバルト海の支流であったが、隆起により最終的に分断され、 12世紀頃にその出口にストックホルムが建設された頃に淡水湖となった。オンタリオ湖の堆積物で見つかった海の貝殻は、先史時代の同様の出来事を暗示している。他の顕著な影響はスウェーデンのエーランド島で見ることができ、非常に低いストーラ・アルヴァレットがあるため地形の起伏がほとんどない。土地の隆起により鉄器時代の集落地域はバルト海から後退し、現在の西海岸の村々は海岸から予想外に遠く離れた場所に位置することになった。これらの影響は、例えば鉄器時代の住民が沿岸でかなりの漁業を生業としていたことで知られる アルビー村では非常に劇的である。

後氷河期の隆起の結果、ボスニア湾は2000年以上のうちにクヴァルケンで最終的に閉じると予測されています。 [ 11 ]クヴァルケンはユネスコの世界自然遺産であり、後氷河期の隆起と完新世の氷河後退の影響を示す「タイプ地域」として選ばれています。

トルニオやポリ（旧ウルヴィラ）といった北欧の他の港では、港湾は幾度となく移転を余儀なくされました。沿岸地域の地名にも隆起地が反映されており、内陸部には「島」「岩礁」「岩」「岬」「海峡」といった地名が見られます。例えば、オウルサロ（「オウルヨキの島」[ 12 ]）は半島であり、内陸部ではコイヴカリ（「白樺の岩」）、サンタニエミ（「砂の岬」）、サルミオヤ（「海峡の小川」）といった地名が用いられています。（ [1]と[2]を比較してください 。）

アイルランドとイギリス諸島の陸地レベルに対する後氷河期回復の影響の地図。

グレートブリテン島では、氷河期の影響はスコットランドには及んだものの、イングランド南部には及ばなかった。また、グレートブリテン島北部の氷河期後隆起（1世紀あたり最大10cm）は、島の南半分の海面下降（1世紀あたり最大5cm）を引き起こしている。これは、最終的にはイングランド南部とアイルランド南西部における洪水リスクの増大につながるだろう。 [ 13 ]

氷河作用によるアイソスタシー調整によって陸地は海に対して相対的に移動するため、かつて氷河に覆われていた地域では、古代の海岸線が現在の海面より上に位置していることが分かっています。一方、氷河期に隆起した周辺のバルジ領域では、現在、沈降が始まっています。そのため、バルジ領域では古代の海岸線が現在の海面より下に位置付けられています。世界中の古代の海岸線の高さと年代の測定値からなる「相対海面データ」は、氷河期末期には氷河作用によるアイソスタシー調整が現在よりも速く進行していたことを示しています。

現在の北ヨーロッパの隆起運動は、 BIFROSTと呼ばれるGPSネットワークによっても監視されています。[ 3 ] [ 14 ] [ 15 ] GPSデータの結果は、ボスニア湾の北部で約11 mm /年のピーク率を示していますが、この隆起率は旧氷河の境界から外れるにつれて減少し、マイナスになります。

旧氷河縁辺の外側の近海では、陸地は海に対して沈下する。これはアメリカ合衆国東海岸に顕著で、古代の海岸が現在の海面より下に沈んでいることが発見されており、フロリダも将来水没すると予想されている。[ 7 ]北米のGPSデータも、旧氷河縁辺の外側では陸地の隆起が沈下につながることを裏付けている。[ 6 ]

世界の海面

最終氷河期の氷床の形成には、海水が蒸発し、雪となって凝縮し、高緯度地域に氷として堆積したことが関係しています。こうして、氷河期の間に世界の海面は低下しました。

最終氷期極大期には氷床が巨大化し、世界の海面は約120メートル低下しました。その結果、大陸棚が露出し、多くの島々が陸地を介して大陸と繋がるようになりました。これは、イギリス諸島とヨーロッパ（ドッガーランド）や、台湾、インドネシア諸島とアジア（スンダランド）の間など、様々な島々が陸続きになった事例です。また、シベリアとアラスカの間にも陸橋が存在し、最終氷期極大期には人々や動物の移動を可能にしました。[ 7 ]

海面低下は海流の循環にも影響を与え、氷河期最盛期の気候に重要な影響を及ぼします。

氷河期の終焉に伴い、溶けた氷水は海に戻り、海面は再び上昇します。しかし、海面変動に関する地質学的記録は、溶けた氷水の再分配が海域全体で均一ではないことを示しています。言い換えれば、場所によっては、ある地点の海面上昇が他の地点よりも大きくなる可能性があります。これは、溶けた水の質量と、残存する氷床、氷河、水塊、マントル岩石などの他の質量との間の重力作用[ 7 ]と、地球の変動による遠心力ポテンシャルの変化によるものです。[ 16 ]

水平地殻変動

地殻の鉛直運動に伴い、地殻は水平方向にも運動する。BIFROST GPSネットワーク[ 15 ]は、この運動が反発の中心から発散することを示している[ 3 ] 。しかし、水平方向の速度は、旧氷縁付近で最大となる。

北米の状況はそれほど確実ではありません。これは、カナダ北部ではGPS観測所がまばらにしか分布しておらず、アクセスが困難なためです。[ 6 ]

傾き

水平方向と垂直方向の動きの組み合わせにより、表面の傾きが変わります。つまり、北に行くほど速く上昇し、この効果は湖で顕著になります。湖底は以前の氷河最大期の方向から徐々に傾き、氷河最大期側（通常は北）の湖岸は後退し、反対側（南）の湖岸は沈みます。[ 17 ]これにより、新しい急流や川が形成されます。たとえば、フィンランドのピエリネン湖は大きく（90 x 30 km）、以前の氷河縁に垂直に向いていますが、もともとヌンナンラハティ近くの湖の中央にある出口からホイティアイネン湖に流れ込んでいました。傾きの変化により、ピエリネン湖は湖の南西端にあるウイマハルユ湖を突き破り、新しい川（ピエリスヨキ）を作り出し、ピュハセルカ湖を経由してサイマー湖に流れ込みます。[ 18 ]海岸への影響と同様ですが、海面上で発生します。土地の傾斜は将来、湖や河川の水の流れにも影響を与えるため、水資源管理計画において重要です。

スウェーデンでは、ゾンメン湖の北西部の出口では年間2.36mmの上昇が見られ、東部のスヴァナヴィーケンでは年間2.05mmの上昇が見られます。これは、湖がゆっくりと傾斜し、南東岸が水没していることを意味します。[ 19 ]

重力場

氷、水、そしてマントル岩石は質量を持ち、運動する際に他の質量を重力で引き寄せます。したがって、地球表面と地球内部のすべての質量に敏感な重力場は、地球表面における氷／融解水の再分布と内部のマントル岩石の流れの影響を受けます。[ 20 ]

最後の氷河期が終了してから6000年以上が経過した現在、マントル物質が氷河地域へ逆流し、地球全体の形状は扁平化しています。この地球表面の地形変化は、重力場の長波長成分に影響を与えています。[ 21 ]

変化する重力場は、絶対重力計による陸上での繰り返し測定や、最近ではGRACE衛星ミッションによって検出できます。 [ 22 ]地球の重力場の長波長成分の変化も衛星の軌道運動を乱し、 LAGEOS衛星の動き によって検出されています。[ 23 ]

垂直基準点

鉛直基準面は高度測定の基準面であり、土地測量、建物や橋の建設など、多くの人間活動において重要な役割を果たしています。後氷期隆起によって地殻表面と重力場が継続的に変形するため、鉛直基準面は時間の経過とともに繰り返し再定義される必要があります。

ストレス状態、プレート内地震、火山活動

プレートテクトニクス理論によれば、プレート間の相互作用はプレート境界付近で地震を引き起こします。しかしながら、カナダ東部（最大M7）や北欧（最大M5）といった、現在のプレート境界から遠く離れたプレート内環境でも、大きな地震が発生することがあります。重要なプレート内地震としては、1811年にアメリカ大陸中部で発生した マグニチュード8のニューマドリッド地震が挙げられます。

氷河期最大期には、氷河荷重によってカナダ北部で 30 MPa 以上、ヨーロッパ北部で 20 MPa を超える垂直応力が生じました。この垂直応力は、マントルとリソスフェアのたわみによって支えられています。マントルとリソスフェアは変化する氷と水の荷重に絶えず反応するため、どの場所でも応力状態は時間とともに変化し続けます。応力状態の方向の変化は、カナダ南東部の後氷期の断層に記録されています。 [ 24 ] 9000年前の退氷期の終わりに後氷期の断層が形成されたとき、水平方向の主応力の方向は以前の氷縁にほぼ垂直でしたが、今日ではその方向は北東から南西の方向、つまり大西洋中央海嶺の海底拡大の方向に沿っています。これは、退氷期には後氷期の反発による応力が重要な役割を果たしていたが、徐々に緩和され、今日では地殻変動による応力がより支配的になっていることを示しています。

岩石破壊のモール・クーロン理論によれば、大きな氷河荷重は一般に地震を抑制するが、急速な氷河融解は地震を促進する。Wu & Hasagawa によれば、今日地震を誘発するのに利用可能な反発応力は 1 MPa のオーダーである。 [ 25 ]この応力レベルは、損傷を受けていない岩石を破壊するほど大きくはないが、破壊に近い既存の断層を再活性化させるには十分である。このように、後氷河期反発と過去の地殻変動の両方が、今日のカナダ東部と米国南東部のプレート内地震に重要な役割を果たしている。一般に後氷河期反発応力はカナダ東部のプレート内地震を誘発した可能性があり、1811 年のニューマドリッド地震を含む米国東部の地震誘発に何らかの役割を果たした可能性がある。[ 9 ]今日の北ヨーロッパの状況は、付近の現在の地殻変動活動と沿岸の荷重と弱体化によって複雑になっている。

氷河期における氷の重みによる圧力の上昇は、アイスランドとグリーンランドの氷河下部における融解物の生成と火山活動を抑制した可能性がある。一方、氷河期の終焉による圧力の低下は、融解物の生成と火山活動を20～30倍に増加させる可能性がある。[ 26 ]

最近の地球温暖化

南極の氷河崩壊はアイソスタシー回復と海面上昇の両方の原因となる

近年の地球温暖化により、グリーンランドや南極の山岳氷河や氷床が溶け、世界の海面が上昇しています。[ 27 ]そのため、海面上昇や氷床と氷河の質量バランスを監視することで、人々は地球温暖化についてより深く理解することができます。

近年の海面上昇は、潮位計や衛星高度計（例：TOPEX/Poseidon）によって監視されています。近年の海面変動は、氷河や氷床から溶けた氷水の流入に加え、地球温暖化による海水の熱膨張[ 28 ] 、最終氷期極大期の氷河融解による海面変動（後氷期海面変動）、陸底および海底の変形、その他の要因によっても影響を受けています。したがって、地球温暖化と海面変動を理解するには、これらすべての要因、特に主要な要因の一つである後氷期リバウンドを区別して考える必要があります。

氷床の質量変化は、氷面高度の変化、氷床直下の地盤の変形、そして氷床上の重力場の変化を測定することで監視できます。ICESat 、GPS、GRACE衛星ミッションは、このような目的に有用です。[ 29 ]しかし、氷床の氷河アイソスタシー調整は、今日の地盤変形と重力場に影響を与えています。したがって、氷河アイソスタシー調整を理解することは、近年の地球温暖化を監視する上で重要です。

地球温暖化によって引き起こされる氷床リバウンドの影響の一つとして、アイスランドやグリーンランドなど、かつて氷で覆われていた地域での火山活動の活発化が挙げられます。[ 30 ]また、グリーンランドと南極の氷縁付近でプレート内地震が発生する可能性もあります。南極アムンゼン海湾域における近年の氷床減少に伴う異常に急速な（最大4.1cm/年）氷河アイソスタシーリバウンドと、この地域のマントル粘性の低下は、西南極の海洋氷床の不安定性に若干の安定化効果をもたらすと予測されていますが、その抑制には十分ではない可能性があります。[ 31 ]

アプリケーション

後氷期反発の速度と量は、マントルの粘性またはレオロジー（つまり流れ）と、地球表面の氷の荷重と荷重軽減の履歴という 2 つの要因によって決まります。

マントルの粘性は、マントル対流、プレートテクトニクス、地球の力学過程、そして地球の熱的状態と熱進化を理解する上で重要である。しかし、粘性の観測は困難である。なぜなら、マントル岩石のクリープ実験を自然なひずみ速度で観測するには数千年かかり、周囲の温度と圧力条件を十分な期間達成することは容易ではないからである。したがって、後氷期反発の観測は、マントルレオロジーを測定するための自然実験を提供する。氷河等圧調整のモデル化は、粘性が半径方向[ 7 ] [ 32 ] [ 33 ]と横方向[ 34 ]でどのように変化するか、そして流動則が線形、非線形、[ 35 ]あるいは複合レオロジーであるかという問題を扱っている。[ 36 ]マントル粘性は、地震速度を代理観測量として使用する地震トモグラフィー を用いてさらに推定することができる。 [ 37 ]

氷の厚さの履歴は、古気候学、氷河学、古海洋学の研究に役立ちます。氷の厚さの履歴は、伝統的に次の 3 種類の情報から推測されます。第 1 に、退氷の中心から遠く離れた安定した場所の海面データから、海に流入した水の量、つまり氷河期最大期に閉じ込められていた氷の量が推定できます。第 2 に、末端モレーンの位置と日付から、過去の氷床の面積と後退がわかります。氷河の物理学により、平衡状態の氷床の理論的プロファイルが得られ、平衡氷床の厚さと水平方向の範囲は、氷床の基底状態と密接に関連していることもわかっています。したがって、閉じ込められた氷の体積は、その瞬間面積に比例します。最後に、海面データ内の古代の海岸の高さと観測された陸地隆起率 ( GPSまたはVLBIなどから) を使用して、局所的な氷の厚さを制限できます。この方法で推定された一般的な氷モデルはICE5Gモデルである。[ 38 ]地球の氷床高の変化に対する反応は遅いため、氷床の急激な変動や急増を記録することができず、この方法で推定された氷床プロファイルは約1000年間の「平均高さ」しか示さない。[ 39 ]

氷河の等圧調整も、近年の地球温暖化と気候変動を理解する上で重要な役割を果たしています。

発見

18世紀以前、スウェーデンでは海面が低下していると考えられていました。アンデルス・セルシウスの主導により、スウェーデン沿岸の様々な場所で岩に多くの印が付けられました。1765年には、海面の低下ではなく、陸地の不均一な隆起であることが結論付けられました。

1775年に出版されたHMSレースホースの1773年北方航海日誌の中で、コンスタンティン・フィップスは、スヴァールバル諸島にある小さく低い島、モッフェン島は、彼の海図には詳細な記録があるにもかかわらず、それ以前の船乗りが報告していなかったため、以前は存在しなかった可能性があると示唆した。1655年にヘンドリック・ドンカーが地図に記していたが、I・ニューボルド・スミス[ 40 ]は、フィップスが海軍士官であり「地質学者でもなければ神秘主義者でもなかった…スピッツベルゲン島の隆起を知っていたかもしれない。そうでなければ、国王と国は彼を変人呼ばわりしただろう」と述べ、このような驚くべき観察を発表した。

険しいスヴァールバル諸島では、段々になった海岸線がその兆候の一つだったでしょう。同様に隆起していたバルト海北部では、海岸線の変化と拡大は1700年代の主要な海図製作者にも認識されていた長年の既知の特徴であり、地域的な傾向からこの記述を説明できるかもしれません。それは、多くの一般的な港が喫水が深い船舶が利用できなくなったものの、河川や移動する砂州付近で通常の堆積が見られず、代わりに硬くむき出しの岩が多く、座礁の危険性やこれらの海底での錨泊の難しさがよく知られているため、地図に頻繁に記載されているという例です。最も明白な状況は、軍艦の船長や、これらの地域の同様の商船分野である程度の知識を持つ者にとっては常識です。

1865年、トーマス・ジェイミソンは陸地の隆起が1837年に初めて発見された氷河期と関連しているという説を提唱した。この説は、 1890年にジェラルド・デ・ギアがスカンジナビアの古い海岸線を調査した論文を発表した後に受け入れられた。 [ 41 ] [ 42 ] [ 43 ]

土地の隆起が見られる地域では、所有権の正確な境界を定める必要がある。フィンランドでは、「新しい土地」は法的に水域の所有者の所有物であり、沿岸の土地所有者の所有物ではない。したがって、土地の所有者が「新しい土地」に桟橋を建設したい場合は、（以前の）水域の所有者の許可が必要である。沿岸の土地所有者は、新しい土地を市場価格で買い戻すことができる。[ 44 ]通常、水域の所有者は、沿岸の土地所有者の分割単位、すなわち共同所有法人である。[ 45 ]

定式化: 海面方程式

海面方程式（SLE ）は、 PGR に関連する海面変動を記述する線型積分方程式です。 SLE の基本的な考え方は、ウッドワードが平均海面の形状と位置に関する先駆的な研究を発表した 1888 年にまで遡ります[ 46 ] 。その後、海洋潮汐の研究の中で、プラッツマン[ 47 ]とファレル[ 48 ]によって洗練されました。 Wu と Peltier [ 49 ]によれば、SLE の解は、特定の退氷年代学と粘弾性地球モデルに対して海面の重力ポテンシャルを一定に保つために必要な、海洋深度の空間的および時間的な変化をもたらします。 その後、 SLE 理論は、 Mitrovica & Peltier [ 50 ] 、 Mitrovica et al. [ 51 ]、 Spada & Stocchiなどの他の著者によって発展しました。 [ 52 ]最も単純な形では、SLEは次のようになります。

S＝北−あなた、{\displaystyle S=NU,}

ここで 、 は海面変化、は地球の重心から見た海面変動、 は垂直変位です。 S{\displaystyle S}北{\displaystyle N}あなた{\displaystyle U}

より明確な形式では、SLE は次のように記述できます。

S（θ、λ、t）＝ρ私γGs⊗私私+ρわγGs⊗oS+SE−ρ私γGs⊗私私¯−ρわγGo⊗oS¯、{\displaystyle S(\theta,\lambda,t)={\frac {\rho _{i}}{\gamma}}G_{s}\otimes _{i}I+{\frac {\rho _{w}}{\gamma}}G_{s}\otimes _{o}S+S^{E}-{\frac {\rho _{i}}{\gamma}}{\overline {G_{s}\otimes _{i}I}}-{\frac {\rho _{w}}{\gamma}}{\overline {G_{o}\otimes _{o}S}},}

ここで、 は緯度、は経度、は時間、はそれぞれ氷と水の密度、は基準表面重力、は海面グリーン関数（ と 粘弾性荷重変形係数（LDC）に依存）、は氷の厚さの変化、 はユースタティック項（つまり、 の海洋平均値）、 は氷と海洋で覆われた領域での時空間畳み込みを示し、オーバーバーは質量保存を保証する海洋表面の平均を示します。 θ{\displaystyle \theta}λ{\displaystyle \lambda}t{\displaystyle t}ρ私{\displaystyle \rho_{i}}ρわ{\displaystyle \rho_{w}}γ{\displaystyle \gamma}Gs＝Gs（h、け）{\displaystyle G_{s}=G_{s}(h,k)}h{\displaystyle h}け{\displaystyle k}私＝私（θ、λ、t）{\displaystyle I=I(\theta ,\lambda ,t)}SE＝SE（t）{\displaystyle S^{E}=S^{E}(t)}S{\displaystyle S}⊗私{\displaystyle \otimes _{i}}⊗o{\displaystyle \otimes _{o}}

参照

参考文献

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