広島工業大学紀要研究編
第 ₅₂ 巻（₂₀₁₈）109 – 115論

文

淡水性カービング氷河の変動に関する数値実験研究三浦綾菜*・内藤望**（平成₂₉年₁₁月 ₁ 日受付）

Numerical simulations on variations of a freshwater calving glacier
Ayana MIURA and Nozomu NAITO(Received Nov. 1, 2017)

Abstract
A numerical model was developed to simulate variations of Glaciar Perito Moreno in the Southern
Patagonia Icefield. The glacier is a rare target of freshwater calving glacier, on which relatively many
scientific observations have been performed. Sensitivities to the glacier flow and variations by hypothetical distributions of englacial water level were investigated through the numerical simulations, andcompared with the observation results. Fast glacier flow in the upstream part was simulated fairly well,and inclination of englacial water level was suggested to be steeper at the upstream part than terminal
part. Fast flow and surface lowering in the terminal part, however, could not be satisfactorily simulated.
The term of longitudinal stress gradient in stress equilibrium, which is ignored in the present simulations, should be important near such calving glacier terminus.
Key Words: freshwater calving glacier, Glaciar Perito Moreno, glacier variations, numerical simulations, englacial water levelを含む海にカービングする海洋性カービング氷河であるが，₁ ．はじめに陸上の淡水湖にカービングする氷河は淡水性カービング氷

近年の地球温暖化に伴い世界規模で氷河の縮小が注目を河と呼び区別する。両者は，氷河末端に接する水位変動へ

浴 び て い る。気 候 変 動 に 関 す る 政 府 間 パ ネ ル（IPCC:の海洋潮汐の影響の有無や，懸濁物質に富む氷河融解水の₁︶Intergovernmental Panel on Climate Change）の報告 によ

密度は通常，淡水より高く海水より低いことから，氷河にると，₁₉₉₃～₂₀₁₀年の海面水位上昇への影響は，海水の熱接する海洋や淡水湖の物理的鉛直構造にも差がみられる₂︶膨張に次いで，山岳氷河の縮小が₂₇％を占めると見積もら等，特に氷河の末端部における動態プロセスには大きな違れており，グリーンランドおよび南極の両大陸氷床によるいがあると考えられる。

影響の₂₁％を上回っている。

カービング氷河の末端部における現地観測には危険や困

世界各地に分布している山岳氷河には様々な種類がある。

難が多いため，未だ観測事例は十分とは言い難い。特にその中でも大きな割合を占めているものにカービング氷河

カービングの発生頻度や量，速度を汎用的に示す定量化はがある。カービングとは，氷河の末端部から，氷塊が海や確立しておらず，そのため氷河変動モデルによる数値実験湖に崩落する現象を指す。末端部でカービングが発生して研究も，カービング氷河ではほとんど行われていないのがいるカービング氷河は，主に南極，グリーンランド，アラ現状である。

スカ，パタゴニアに存在している。その多くはフィヨルド* 広島工業大学大学院工学系研究科環境学専攻** 広島工業大学環境学部地球環境学科
─ 109 ─本研究では，カービング氷河に対する多くの制約を踏ま三浦綾菜・内藤望

えつつ，観測データが比較的充実している淡水性カービン
グ氷河である，南パタゴニア氷原ペリート・モレノ氷河を対象として，淡水性カービング氷河の変動特性の把握に向けた数値実験を実施した。具体的には，現地観測が困難である氷河内水位分布による氷河流動や氷厚変化に及ぼす影響に注目した感度実験を中心に実施し，表面流速や表面高度の実測結果と比較することで考察を行った。

₂ ．研究方法
₂.₁

研究対象氷河南米に存在する南パタゴニア氷原（図 ₁ 左）は，南半球

図₂

ペリート・モレノ氷河。末端を水平座標の原点とし上流方
向 に 末 端 距 離 を と る。破 線 は 対 象 範 囲。（背 景 画 像：
©ESRI）

図₃

対象範囲の₁₉₉₆年の表面高度，基盤高度，氷河幅。弾性波探査および氷河末端に接する湖の湖盆調査から得られた基盤高度₅︶ を黒丸で示す。

で最大の山岳氷河群である。この氷原から流出している氷河の大半はカービング氷河であり，主に西方へ流出する氷河は太平洋から入り込むフィヨルドへの海洋性カービング氷河であり，東方への流出氷河は淡水性カービング氷河が多い。また南パタゴニア氷原の氷河の多くは近年，顕著な後退傾向を示しているが，本研究で対象とするペリート・モレノ氷河（図 ₁ 右下）の末端位置は小刻みな前進と後退を繰り返し，長期的な変動傾向がみられていない₃︶。この特異な末端変動は，末端部が突入する細長い湖（水道）の対岸まで達することによる湖水の堰き止めと，その後のアイス・ダム崩壊が繰り返されるという，地形的要因によるものと考えられる。このことは，短期間のうちに氷河の前進と後退という両ステージを対象にできるという意味で，数値実験の対象として好適といえる。の地点を，本研究の対象範囲の上流端とした。対象氷河の基盤地形に関しては，かつて本研究における上流端と中流域で実施された弾性波探査，および氷河末端に接する湖の湖盆調査の結果₅︶ を参照し，それらの間は直線的に内挿した（図 ₃ ）。また図 ₂ から読み取った氷河幅も図 ₃ に示す。
続いて，本数値実験結果の検証に使用する， ₂ つの既往研究事例について紹介する。
₁ つ目は表面流速に関する既往研究である。Stuefer が干渉 SAR によって求めた，対象氷河消耗域における₁₉₉₄年の表面流速分布₅︶ を使用する。 この結果によると，本研究対象範囲よりさらに上流側，および氷河末端部において流速が速くなっており，本研究対象範囲では圧縮流から伸張流へと変化する流速場となっているものと考えられる。
図₁

南パタゴニア氷原（左）とペリート・モレノ氷河（右下）。
背景画像は Google Earth より。

₂ つ目は氷河表面高度変化に関する既往研究である。末端距離 ₄₅₀₀ m における氷河表面高度が₁₉₉₀年以降，継続的に測量されてきている₆︶₇︶₈︶。これは氷河横断方向およびなお，ペリート・モレノ氷河の流動速度は ₄₀₀ m 年⊖₁ 以

流線方向に設定された₁₀地点の水平座標における各年の表₄︶上 と非常に速く，上流部から下流部への変化の伝播も速面高度を継続測量したもので，₁₀地点の平均から表面高度いと考えられる。の変化すなわち氷厚の変化を把握するものである。₁₉₉₀年

本研究で扱う氷河範囲を図 ₂ に示す。上流の涵養域につ代後半から₂₀₀₀年代初頭にかけていったん表面上昇（氷厚いてはデータが不足しているため，末端からの距離 ₇.₆ km増大）を示した後，₂₀₀₀年代後半は ₁～₁.₅ m 年⊖₁ 程度の─ 110 ─

淡水性カービング氷河の変動に関する数値実験研究

なお，本研究対象範囲の上流端および氷河末端における表面低下（氷厚減少）が続いている。本数値実験によって流量については，いずれも氷厚が時間変化しない流量とし算出した表面高度の経年変化との比較に使用する。

た。上流端については，氷河上流部における涵養量や表面₂.₂

氷河変動モデル高度変化の情報がないための仮定（境界条件）である。ま

氷河規模の変動のうち，氷河体積の時間変化を考えるた

た氷河末端については，カービングの影響が大きい末端位めには，上流から下流に至るまでの氷厚の時間変化を考え置の変動は再現し難いため，氷河末端の位置と氷厚を固定ることとなる。その場合，氷河表面における質量収支（降して，末端位置へと流下してくる流量がそのままカービン雪や融解等）だけでなく，氷河流動に伴う氷厚の増大／減グするという仮定となっている。

少効果（圧縮／伸張効果）も考慮する必要がある。そこで，式（₂.₂）をもとに，各 CV に対して時間ステップ（Δt）

融解量や氷河流動から氷厚の変化を計算するプログラムでごとの体積変化を Crank-Nicholson 法（陰解法）により時ある氷河変動モデルを構築した。モデルの基本構造は既往間積分していく。その際，時間ステップ内の Vcv 計算誤差₉︶

研究 を参考にして，本対象氷河の形状に適合させると共が全 CV に対して₀.₁％以内に収束するまで反復計算をしてに，氷河内水位や底面流動，および末端カービング端の扱いる。

いなどに修正を加えた。以下に，その基本構造について述べる。

₂.₄

質量収支計算₂.₃

量は無視しえるため，質量収支 b を Degree-Day 法による本研究では，氷河対象範囲が氷河消耗域内であり，降雪基本構造

本研究で構築するのは，流動方向一次元の氷河変動モデ融解量のみから計算した。Degree-Day 法とは，日平均気温ルである。基本式は，氷河氷の質量保存を表す連続の式

が₀°C 以下では融けず，₀°C 以上で融解量は気温に比例す（₂.₁）である。

る，とみなす手法である（式₂.₄，₂.₅）。

∂Hb1 ∂Q=−ρi W ∂x∂t（₂.₁）

T ≧₀°C のとき… b = – K・T（₂.₄）

T＜₀°C のとき… b = ₀（₂.₅）⊖₁

ここで H は氷厚，b は氷河表面における質量収支（水当量），

ここで b は日融解量（mm day ），T は日平均気温（°C）を

ρ i は氷河氷の密度，W は氷河表面の横断幅，Q は氷河横断示し，K は Degree-Day 係数（mm °C⊖₁ day⊖₁）と呼ぶ。こ面を単位時間に通過する氷河体積流量とする。x は氷河のの Degree-Day 係数は氷河ごとに異なるが，本研究では，か流線に沿って下流方向を正にとる。

つてペリート・モレノ氷河において現地観測から求められ

図 ₄ は谷氷河を流動横断方向に Δx 間隔で輪切りにした箱た ₇.₁ mm °C⊖₁ day⊖₁という値₁₀︶ を用いている。

状の部分（control-volume：以下 CV）に対する連続の式の本研究では，ペリート・モレノ氷河末端付近の AWS（自概念図である。この CV に対して連続の式（₂.₁）を適用

動気象観測装置）で₁₉₉₉～₂₀₁₃年に記録された気温データ（積分）すると式（₂.₂）となり，CV 体積（Vcv）の時間変化を使用した。ただし，₂₀₀₁，₂₀₀₃年に関しては数か月間のは，CV 表面積内における質量収支量（B）と上流端と下流データしかないため，この ₂ 年間は数値計算の際にスキップした。すなわちこの ₂ 年間は，前年末のまま氷厚変化は端における流量（Qin, Qout）から計算される。
∆Vcv B=− (Qout − Qin )∆tρi（₂.₂）

B = bW ∆x（₂.₃）

ないと仮定した計算となっている。また，氷河上における気温の高度減率は，一般に氷河風の影響が大きく，全球平均値 ₆.₅°C km⊖₁より大きくなることが知られている。本研
究では，現地観測から評価された₈.₀°C km⊖₁という値₅︶ を採用した。
₂.₅

流量計算

流量計算には，氷河の流速および横断面形状が必要である。氷河形状は，図 ₃ に示した基盤高度と氷河幅，そして数値モデルで順次計算していく氷河表面高度を用いて，横断面は放物線状であると仮定する。一方，氷河の流速については，氷河内部の塑性変形成分と底面における流動成分に分けて考えられる。そのうち底面流速は次節で説明し，
図₄

各 control-volume における連続の式（₂.₂）の概念図。

まずここでは塑性変形成分を中心とした流量計算について
─ 111 ─

三浦綾菜・内藤望τ b = f1τ d = f1ρi gH sin α（₂.₈）

A 3
τ b H + ub2（₂.₉）

us = AQ = S  f 2 ( f1ρi g sin α )3 H 4 + ub 2（₂.₁₀）

ここで A は氷の構成方程式として知られる Glen の流動則において氷温に依る係数を示す。本研究では，既往研究₅︶図₅⊖₃と同じく A = ₃.₈×₁₀⊖₁₅ s⊖₁（kPa）を用いる。ub は次節でCV に対する応力平衡の概念図。

説明する底面流速，S は氷河横断面積を示す。そして f₂ は＂velocity shape factor＂ と呼ばれ，層流近似で求められる氷述べる。
はじめに応力平衡式（₂.₆）にもとづいて，底面せん断応河表面での塑性変形成分に対する，氷河横断面で平均した力 τ b の評価方法を説明する。図 ₅ は CV に拡張した式（₂.₆）

塑性変形成分の比を示すものである。本研究では，層流近各項の概念を示しており，式（₂.₆）左辺の重力による氷河似における f₂ = ₀.₈を用いる。

流動の駆動応力 τ d に対して，右辺の三項がつりあうことを示す。右辺第二項と第三項は，それぞれ縦応力傾度成分と₂.₆

底面流速

ペリート・モレノ氷河では，末端距離 ₄₅₀₀ m 地点にお側方摩擦効果と呼ぶ。

ρi gH sin α = τ b + ∫z s ∂σzbx∂xdz + ∫z s ∂τ xyzb

∂ydz

（₂.₆）

⊖₂

ここで g = ₉.₈₁ m s は重力加速度，α は氷河表面の傾斜角，σ x および τ xy はそれぞれ氷河流動の x 方向に作用する垂いて全層掘削孔内の氷河内水位と表面流速の同時測定が実施された。この観測により，氷河内水位の変化によって底面流速および表面流速が大きく影響を受けていることが示され，以下の経験則が得られている₄︶。

直応力，氷河横断の y 方向と x 方向とのせん断応力，z 方向

ub = 0.91 Pe−0.35は氷河表面に垂直上向きを示し，zb と zs はそれぞれ基盤高（₂.₁₁）

ここで Pe は有効圧力と呼ばれ，氷河氷の荷重圧力と氷河底度と表面高度を示す。
式（₂.₆）右辺の三つの応力項のうち，第二項の縦応力傾水圧との差である。氷河内水位が高まって，氷河氷の荷重度成分は，大陸氷床の場合は内陸の分氷嶺周辺や末端部で圧力を水頭に換算した上載圧力水頭に達する状態が Pe = ₀

棚氷へ移行する接地線付近など，山岳氷河の場合は表面傾で，この場合は氷河氷が水圧で浮き上がる状態を示す。

斜が急変する氷瀑付近などで重要とされるが，通常は他の二項に比べて十分小さいことから，本研究では無視する。

₂.₇

氷河内水位

次に，式（₂.₆）右辺第三項の側方摩擦効果については，式（₂.₁₁）で底面流速を計算するために必要な氷河内水

本研究では ＂shape factor＂ と呼ばれる係数（f₁）を用いた簡位については，全層掘削地点における観測₄︶ と，氷河末端便な方法を採用する。shape factor とは，駆動応力に対しにおける湖水位しか知られていない。そこで本研究では，て底面摩擦が相殺する大きさの比率を示すもので，残りの氷河内水位を以下のとおり ₅ 種類のパターン（図 ₆ ）を仮（₁ – f₁）分については側方摩擦が相殺してつりあうという考定して計算を試みた。なお，いずれのパターンにおいても，え方である。そして最も簡単な，f₁ = ₁ となる層流近似から氷河内水位の時間変化は無視した。

導出される表面流速および流量の計算に係数 f₁ を導入することで側方摩擦効果を包含する。
側方摩擦効果を簡便に考慮するための係数 f₁の値は，氷河横断面の形状による。本研究では，ペリート・モレノ氷河は放物線状の横断面をもつと考え，放物線状の氷河横断面の場合に対して算出された f₁ 値₁₁︶ に対する回帰式（₂.₇）
を用いる₉︶。
f1 = 1 −

0.330

W/

2 H + 0.780

2W/2H（₂.₇）

そして底面せん断応力 τ b，表面流速 us，流量 Q は以下の式で表現できる。

図₆
─ 112 ─氷河内水位の水平分布の仮定。

淡水性カービング氷河の変動に関する数値実験研究＜パターンⅠ＞

氷河末端では氷河前縁湖の平均水位，末端距離 ₄₅₀₀ m では全層掘削時に観測された平均水位とし，末端～末端距離 ₄₅₀₀ m の間では，両地点の水位を線形で結んだ氷河内水位とし，末端距離 ₄₅₀₀ m より上流側でも，その下流側における水位の傾斜と同じとして外挿した水位分布を仮定した。
＜パターンⅡ，Ⅲ＞

パターンⅠの水位分布を，全域において上下に ₃₀ m 平行移動させた水位分布のパターンを，それぞれパターンⅡ，Ⅲとした。
＜パターンⅣ，Ⅴ＞

末端～末端距離 ₄₅₀₀ m の間はパ

図₇

ターンⅠのまま，末端距離 ₄₅₀₀ m より上流側における氷

氷河末端 AWS における年平均気温と対象氷河範囲内における年間融解量平均値の経年変化。（₂₀₀₁，₂₀₀₃年は欠測。）

河内水位の傾斜を変化させた。上流側の氷河内水位の傾斜をゼロとしたパターンⅣ，ならびに下流側の水位傾斜の ₂倍としたパターンⅤを仮定した。
₂.₈

数値実験におけるその他の条件

これまで述べた以外の本数値実験における条件は，計算時間ステップ（Δt）は ₁ 日，CV の流動方向の基本長さ（Δx）は ₅₀₀ m，氷河氷の密度（ρ i ）は ₉₀₀ kg m⊖₃ とした。
そして₁₉₉₆年氷河表面高度₅︶ を初期条件として₂₀₁₃年まで
図₈の数値実験を実施し，その結果を実測にもとづく流速や表₁₉₉₉年における年間融解量の水平分布。

面高度データと比較することにより，主に氷河内水位の仮定の違いによる感度実験としてまとめた。

₃ ．感度実験の結果と考察
氷河内水位の分布として ₅ 通りのパターンを用いることにより，氷河の流速や表面高度にどのような影響が表れるかを試す感度実験を実施し，比較した。
まず図 ₇ に融解量計算に用いた氷河末端 AWS における年平均気温の経年変化と，パターンⅠの場合に対象氷河範囲内で平均した年間融解量の経年変化を示す。比較的暖かかった年，寒かった年により，融解量の大小が対応してい

図₉る。

₁₉₉₉年における底面流速の水平分布。既往研究₅︶ で算出された底面流速と比較。

図 ₈ はパターンⅠで計算された，₁₉₉₉年における年間融解量の水平分布を示す。対象範囲における融解量は₁₅～₂₀⊖₁視できないことが考えられる。すなわちこの縦応力傾度成

m 年 程度で，表面高度の低い下流部ほど融解量が多い。

分を考慮に入れていない本モデル計算では，末端に近い下次に式（₂.₁₁）から計算された₁₉₉₉年における底面流速流部での流動計算に難が残っていると言える。ただしこの

₅︶分布を図 ₉ に示す。既往研究 により表面流速から塑性変問題の影響は，末端距離 ₆ km 程度ぐらいまでのようであ形成分を差し引いて算出された底面流速の分布と比較するる。と，末端距離が ₆₀₀₀ m 以上の上流側では同等な計算結果同様に，₁₉₉₉年において計算された，表面流速に対するを示すものの，下流側において大きな差が表れている。パ塑性変形成分，および表面流速の分布を図₁₀，₁₁に示す。

ターンⅢは下流側で比較的既往研究₅︶ に近くなっているが，塑性変形成分は氷厚および表面傾斜に対して敏感であり，このパターンⅢは氷河末端において氷河氷が湖水圧で浮上基盤高度および表面高度の分布が急変する末端距離 ₄₅₀₀ mしてしまうという非現実的な仮定である（図 ₆ ）。対象氷河より上流側で急に増大し，上流端付近では底面流速に同等は末端で盛んにカービングが発生しているため，特に末端な大きさを示している。しかし下流側では，緩い表面傾斜部においては応力平衡における縦応力傾度成分が大きく無と薄くなる氷厚のため，塑性変形成分は非常に微小であり，

─ 113 ─

三浦綾菜・内藤図₁₀

₁₉₉₉年における表面流速に占める塑性変形成分の水平分布。

図₁₁

₁₉₉₉年における表面流速の水平分布。表面流速観測値₅︶ と比較。

望図₁₂

氷河内水位分布パターンⅠを用いて計算した氷河表面高度分布の経年変化。

図₁₃

末端距離 ₄₅₀₀ m における表面高度変化速度の経年変化。実測値は，末端距離₄₅₀₀ m における測量結果₈︶ による。

表面流速の大半は底面流速による結果となっている。
表面流速の分布は，底面流速と塑性変形成分の特徴を引水位が実測されていない上流側において，表面高度と同じき継いでおり，観測値₅︶ と比較した差異については，下流ように下流側よりも急傾斜で分布している可能性が示唆さ側における差異は底面流速での考察と同様である。表面流れた。
ただし，下流側の流速分布や表面高度変化については，速の上流側については，非現実的な仮定であったパターン
₅︶

Ⅲを除くと，パターンⅤが最も観測値 に近づく傾向があ実測と大きく異なる結果となった。これはカービングが発る。このことから，上流側の氷河内水位は，下流側よりも生している氷河末端の近くでは，応力平衡における縦応力急な傾斜を示す可能性が考えられる。これは氷河表面が上傾度成分が重要となっていることを示す結果と考えられる。

流側で急傾斜になっていることに整合的でもある。

よって今後は，一般的な山岳氷河に比して，カービング氷そしてパターンⅠで計算した氷河表面高度分布の経年変化を図₁₂に示す。さらに末端距離 ₄₅₀₀ m 付近における表河の流動や変動を計算する際には，縦応力傾度成分を含みうる三次元的な数値計算が必要といえる。

面高度変化速度を図₁₃に示す。表面高度変化速度は，計算

謝

初期に不安定な大きな値を示した後，低下して実測値に近辞づいている。ただし計算対象期間中，一貫して正の値すな

本研究は，一般財団法人広島地球環境情報センターの平わち氷厚増大を示しており，実測結果と異なる。これは前成₂₉年度研究助成を受けた。ここに記して謝意を表する。

述した，下流部における流速の過小評価が影響していると文考えられる。すなわち現実よりも，下流部における伸張流に伴う氷厚減少効果を過小評価し，図₁₂にもみられる非現実的な表面上昇を計算してしまっているためと考えられる。

献₁ ）IPCC: Climate Change ₂₀₁₃. WG₁, AR₅, Cambridge
University Press, ₁₅₃₅ pp.（₂₀₁₃）
₂ ）Sugiyama, S., Minowa, M., Sakakibara, D., Skvarca, P.,

₄ ．まとめSawagaki, T., Ohashi, Y., Naito, N., Chikita, K.: Thermal

氷河内水位の流動方向における分布を ₅ 通りのパターン

structure of proglacial lakes in Patagonia. Journal ofで仮定した上で，流速分布を計算して実測と比較したとこ

Geophysical Research: Earth Surface, ₁₂₁（₁₂）, ₂₂₇₀-

ろ，上流側では比較的良好な結果を示した。さらに氷河内

₂₂₈₆.（₂₀₁₆）

─ 114 ─

淡水性カービング氷河の変動に関する数値実験研究

₃ ）Aniya, M., Sato, H., Naruse, R., Skvarca, P., Casassa, G.:

Bulletin of Glaciological Research, ₂₁, ₄₅-₄₈.（₂₀₀₄）

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₈ ）Naito, N., Enomoto, H., Skvarca, P.: Glaciological

Icefield, South America. Arctic and Alpine Research, ₂₉,monitoring regarding dynamic behavior of Glaciar

₁-₁₂.（₁₉₉₇）.

Perito Moreno, Southern Patagonia Icefield in ₂₀₀₃-₄ ）Sugiyama, S., Skvarca, P., Naito, N., Enomoto, H.,

₂₀₁₀. Glaciological and Geomorphological Researches

Tsutaki, S., Tone, K., Marinsek, S., Aniya, M.: Ice speed

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₉ ）内藤望： ネパール・ヒマラヤの近年の氷河縮小に関する数値実験的研究．名古屋大学大学院理学研究科大気（₂₀₁₁）

水圏科学専攻博士論文，₈₃ pp.（₂₀₀₁）

₅ ）Stuefer, M.: Investigations on Mass Balance andDynamics of Moreno Glacier based on Field

₁₀）Takeuchi, Y., Naruse, R., Skvarca, P.: Annual air-Measurements and Satellite Imager y. Doctoral

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₆ ）Naruse, R., Skvarca, P., Kadota, T., Koizumi, K.: Flow ofUpsala and Moreno glaciers, southern Patagonia.

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─ 115 ─Glaciology, ₅, ₆₆₁-₆₉₀.（₁₉₆₅）