Glacier - Hyoga (English spelling)

Japanese: 氷河 - ひょうが（英語表記）glacier

When snow that has fallen and accumulated on the ground gradually thickens and turns into ice, and begins to move due to gravity, it is called a glacier.

[Yugo Ono]

Glacial ice formation

The density of freshly fallen snow (new snow) is about 0.05 to 0.15 g/ ^cm3 , and the spaces between the snow crystals are filled with air. However, as the snow piles up, the weight from above crushes the gaps (compaction), and the air escapes, making the snow hard and packed (compact snow). When snow melts during the day and freezes again at night, coarse-grained granular snow forms. In this way, snow gradually becomes denser, and when its density reaches 0.5 g/cm3 or ^more , it is called firn. Snow in snowfields that have not completely melted even after summer has passed and have survived the year (overwintering snowfields) becomes this type of firn. When firn is further compacted and its density reaches 0.83 g/cm3 or ^more , the gaps between the crystals are severed, and the air becomes trapped in the form of bubbles. This is glacier ice, or glacial ice. The change from fresh snow to glacier ice is called metamorphosis, and occurs relatively quickly when it is accompanied by melting of the snow (warm metamorphosis). However, in places like Antarctica, where the temperature is too low to cause melting of the snow (cold metamorphosis), the metamorphosis occurs slowly over the course of hundreds of years.

[Yugo Ono]

Glacier mass balance

Glaciers can be divided into recharge areas, where the amount of snow and ice that accumulates on them (recharge) is greater than the amount that melts (absorption), and ablation areas, where recharge is less than absorption. Because ablation increases with increasing temperature, the upstream side of the glacier is the recharge area and the downstream side is the ablation area. The boundary between the two areas is where the amounts of recharge and ablation are equal. This line is called the equilibrium line. In the recharge area, the amount of snow that accumulates exceeds the amount of snow that melts, so the surface of the glacier is always covered with new snow or snow that fell the previous year, known as firn, and glacial ice appears from a certain depth. In contrast, in the ablation area, the amount of snow that melts exceeds the amount of snow that accumulates, so the glacial ice is always exposed, except after snowfall. Therefore, in glaciers that mainly accumulate snow in winter, snow melts from the downstream side in summer, and at the end of summer, firn remains only in the recharge area. The line that connects the lower limits of firn is called the firn line, and it approximately indicates the position of the equilibrium line. The balance between the amount of a glacier's recharge and loss is called the glacier's mass balance. In glaciers such as those in Antarctica, where the entire area is a recharge area due to low temperatures, the glacier drains by flowing into the ocean and becoming icebergs (known as "calving"), which reduces the glacier's mass balance.

[Yugo Ono]

Glacier flow

In the recharge area, the amount of snow exceeds the amount of melt, so the glacier should get thicker and thicker, and in the ablation area, the amount of melt is greater, so the glacier should get thinner and thinner. However, in a stable glacier, the shape and thickness of the glacier hardly change from year to year. This is because the extra snow accumulated in the recharge area just compensates for the extra melt in the ablation area, and this is glacier flow. However, the question of why glaciers, which are ice (solid material), flow has long puzzled physicists. J. Forbes, who studied glaciers in the Alps in the 19th century, presented the viscosity theory, which states that glaciers flow like starch syrup, while J. Tyndall explained glacier flow using the theory of reglaciation discovered by Faraday. It is now believed that plastic deformation of ice crystals and sliding of the glacier's base cause flow. Ice crystals are close to their melting point, so when force is applied they deform plastically, just as strongly heated metals deform easily. Ice crystals have a structure similar to stacked playing cards, so when gravity is applied from above, the crystals shift and deform, just like cards collapsing.

Research into the plastic deformation of ice has been instrumental in the development of rheology. In glaciers where ice is always attached to the bedrock at the bottom, such as those in Antarctica, flow due to plastic deformation is the main factor in the flow. In contrast, in glaciers where the ice melts due to pressure (pressure melting) and a thin layer of water exists at the bottom (temperate glaciers), basal sliding, where the glacier slides on this layer of water, is the main factor in the flow. In cold glaciers, where flow is caused only by plastic deformation, the flow rate is slow, at only a few to tens of meters per year, but in temperate glaciers, where basal sliding is active, the flow rate can be tens to hundreds of meters per year. In valley glaciers, the flow rate is faster in the center, as in rivers, and slows down due to friction near the valley walls. When the ice is stretched or crushed by the difference in flow speed and the sudden change in the slope of the bottom, it forms crevasses in the glacier. When a glacier passes through a particularly steep slope, it breaks into many crevasses and flows down in blocks of ice called seracs (ice towers). These places look like glacial waterfalls and are called ice falls. Downstream of the ice fall, stripes can be seen on the surface of the glacier, with the convex side facing downstream. These are called ogives, and are made up of alternating blue ice without bubbles and white ice with bubbles. The blue ice is glacial ice that passed through the ice fall in summer, and has turned blue due to repeated melting and freezing on the surface and the inclusion of fine dust, while the white ice is ice that passed through the ice fall in winter while still frozen. The spacing of the ogives therefore indicates the distance travelled by a glacier in one year.

[Yugo Ono]

Glacier classification

Glaciers are divided into ice sheets (continental glaciers) and mountain glaciers based on their extent. Ice sheets cover an entire continent with an area of more than 1 million square kilometers, and are more than 3,000 meters thick, so large undulations such as mountain ranges and valleys are often hidden under the glacier. Currently, they only exist in Antarctica and Greenland, and the Antarctic Ice Sheet and Greenland Ice Sheet alone account for about 96.5% of the total glacier area on Earth. In contrast, mountain glaciers develop in valleys and depressions in mountainous areas where snow tends to accumulate, and steep rock walls are not covered by the glacier and rise above the glacier. Even in ice sheets, there are mountains that protrude above the ice sheet due to their high altitude, and such mountains are called nunatak (originally an Inuit word).

Glaciers that are intermediate in size between ice sheets and mountain glaciers include ice caps and outlet glaciers. An ice cap is a glacier that completely covers the top of a mountain like a cap, and has an area of 50,000 square kilometers or less. Vahtnajökull in Iceland is a typical ice cap. Outlet glaciers are formed when the ends of ice sheets or ice caps flow into valleys, becoming valley glaciers, and are common in the coastal mountains of Greenland and Alaska.

Mountain glaciers are classified into: (1) hanging glaciers, which hang down from steep rock walls; (2) cirque glaciers, which flow out from a cirque that carves a round shape into the uppermost part of a valley, (3) valley glaciers, which flow down the valley when several cirque glaciers join together; and (4) piedmont glaciers, which flow out from a valley glaciers that reach the foot of the mountain and spread out like a fan at the foot of the mountain like an alluvial fan. The size of the glaciers is determined in the order listed above.

Many valley glaciers in steep mountainous regions, such as the Himalayas, are formed when snow and ice that fell from rock walls in an avalanche accumulates at the bottom of the valley; these are known as Turkestan-type glaciers. The surface of the glacier is often dirty, covered with debris that has fallen from the rock walls and debris carried by the glacier. On the other hand, where the summit slopes gently, a small ice cap that completely covers the peak can form, such as the peak of Mont Blanc in the Alps. This type of ice cap is specifically called an alpine ice cap.

[Yugo Ono]

Distribution of glaciers

The height of the equilibrium line of a glacier varies from year to year, so the snow line is the average of this over a long period of time. The height of the snow line is determined by temperature and snowfall, and generally rises from the poles to the equator. However, the snow line is highest not at the equator, but in the subtropical high pressure belt, where the area is dry and snowfall is reduced. Inland and on the coast, the snow line is higher the more inland there is less snowfall. Also, in relation to the prevailing winds that bring snowfall, the snow line is lower on the windward side of the mountains that receive the prevailing winds first. In contrast, when looking at the windward and leeward sides of a mountain or ridge, snow is blown away by the wind on the windward side, while snow accumulates on the leeward side, so glaciers are more likely to form on the leeward side, and the snow line is lower on the leeward side. In the Northern Hemisphere, glaciers facing north or east are less exposed to solar radiation and heat than glaciers facing south or west, so they often have lower snow lines. As the height of the snow line is thus greatly influenced by topography, it is sometimes called the topographical snow line.

[Yugo Ono]

Climate change and glaciers

Glaciers expand or contract in response to changes in the climate. If there is a drop in temperature or an increase in snowfall, the amount of replenishment increases and the amount of loss decreases, so the equilibrium line (snow line) drops and the glacier advances (expands). Conversely, if there is a rise in temperature or a decrease in snowfall, the glacier retreats (shrinks). A glacial period is a period when a cooling climate causes glaciers to advance and expand, resulting in the formation of large ice sheets in the Northern Hemisphere.

[Yugo Ono]

Glacial Landforms

Glaciers erode bedrock as they move, then transport and deposit the debris they have eroded. Landforms created by glacial erosion, transportation, and deposition are called glacial landforms. The erosion caused by glaciers is also called glacial erosion, so landforms created primarily by glacial erosion are sometimes called glacial landforms.

At the bottom of the glacier, water seeps into the cracks in the rock and expands as it freezes, breaking the rocks, and the resulting debris, large and small, freezes to the bottom of the glacier and is carried away. This causes the surface of the rock at the bottom of the glacier to be smoothed, leaving scratches and shallow grooves in the direction of the glacier's flow. In this process, the debris is further broken down into fine particles like clay. This is why the water flowing from the glacier is cloudy and white, and is called glacier milk.

When a rock protrusion exists at the base of a glacier, the upstream side of the rock is rubbed and rounded as the glacier passes over it. At the top of the protrusion, the pressure of the glacier is so great that the ice at the base partially melts (pressure melting). At the downstream side of the protrusion, a gap forms between the glacier and the rock, and the pressure decreases, so the meltwater refreezes and breaks the rock. In this way, the sheep-back rocks (also called roches moutonnées) are created, which are rounded on the upstream side and rough on the downstream side due to the destruction of the rock by freezing.

Among the landforms created by glacial erosion, the largest are cirques and U-shaped valleys. Ridges carved on both sides by cirques and U-shaped valleys become sharply pointed "narrow ridges" and are called arête (French). Mountain peaks surrounded on three sides by steep cirque walls become sharply pointed peaks (horns) like the Matterhorn in the Alps. Valleys carved by glaciers are called glacial valleys, and U-shaped valleys are famous, but the bottoms of U-shaped valleys are often filled with thick sediments, and where bedrock is exposed all the way to the valley floor, there are many glacial valleys with a V-shaped cross section. Submerged glacial valleys are called fjords.

The landforms formed by the accumulation of large and small rock debris carried by glaciers in the downstream (ablation zone) of glaciers are called moraines. There are lateral moraines formed on both sides of glaciers, terminal moraines where lateral moraines join together at the end, and ground moraines left behind on the former glacier floor. Ground moraines are the only type of moraine that do not form bank-like elevations like lateral moraines, but consist of a series of irregular elevations and depressions.

The landforms created by ice sheets are much larger in scale than those created by mountain glaciers. Near the ends of the ice sheets that covered North America and Northern Europe during the glacial period, the ice partially melted, forming long tunnels inside and at the bottom of the ice sheets, through which the meltwater from the glaciers flowed, carrying debris. When the ice sheets melted, the large and small gravel that had accumulated in the ice tunnels by the meltwater piled up on the ground and formed long hills that continued in the direction of the glacier's flow. These long hills are called eskers, and some are known to be 200 meters high, 3 kilometers wide, and 500 kilometers long. In addition, ground moraines that rise up due to the pressure of the glacier to form long, narrow hills aligned in the direction of the glacier's flow are called drumlins. Downstream from the terminus of ice sheets and mountain glaciers, thick deposits of gravel carried by meltwater from glaciers accumulate to fill the bottoms of glacial valleys (valley trains) or to create vast alluvial fan plains (outwash plains, called sandurs in Iceland). Sediments carried by meltwater from glaciers are called outwash deposits.

[Yugo Ono]

"The Science of Glaciers" by Wakahama Goro (1978, NHK Books)" ▽ "Dictionary of Geomorphology" edited by Machida Sada et al. (1981, Ninomiya Shoten)" ▽ "The Ice Age" by Kobayashi Kunio and Sakaguchi Yutaka (1982, Iwanami Shoten)" ▽ "Solving the Mysteries of the Ice Age" by J. Imbree and K.P. Imbree, translated by Koizumi Itaru (1982, Iwanami Shoten)"

Topography near the terminus of an ice sheet (continental glacier)
(1) Tunnel (2) Braided flow (3) Ice floe (4) Iceberg (5) Delta (6) End moraine (7) Recessed moraine (8) Glacial tongue moraine (9) Base moraine (10) Esker (11) Drumlin (12) Keim delta (13) Lake shoreline (14) Lake bed (15) Kettle (depression) ©Masazumi Fujita ">

Topography near the terminus of an ice sheet (continental glacier)

Various forms of mountain glaciers and their post-glacier landforms
©Masazumi Fujita ">

The various forms of mountain glaciers and the land after the glaciers melt…

Source: Shogakukan Encyclopedia Nipponica About Encyclopedia Nipponica Information | Legend

Japanese:

地上に降り積もった雪（積雪）がしだいに厚くなって氷となり、重力によって流動するようになったものを氷河とよぶ。

［小野有五］

氷河氷の生成

降ったばかりの雪（新雪）の密度は約0.05～0.15g／cm³で、雪の結晶と結晶の間は空気で満たされている。しかし積雪が厚くなると、上からの重みですきまが押しつぶされ（圧密）、空気が抜けて固くしまった雪（しまり雪）になる。また、日中雪が融(と)けて夜間にふたたび凍るような場合には、粒の粗いざらめ雪ができる。積雪はこのようにしてしだいに密度を増していき、密度が0.5g／cm³以上になるとフィルンfirnとよばれる。夏が過ぎても融けきらず、年を越した雪渓（越年雪渓）の雪はこのようなフィルンになっている。フィルンがさらに圧密を受けて密度が約0.83g／cm³以上になると、結晶と結晶との間のすきまがつながりを絶たれて、空気は気泡となって閉じ込められるようになる。これが氷河の氷、つまり氷河氷(ひょうがごおり)である。新雪から氷河氷への変化を変態とよび、積雪の融解を伴う場合（温暖変態）には比較的早く進むが、南極のように、気温が低いために積雪の融解が生じない場合（寒冷変態）には、変態は数百年をかけてゆっくりと進行する。

［小野有五］

氷河の質量収支

氷河は、その上に積もる雪氷の量（涵養量(かんようりょう)）が、融けていく雪氷の量（消耗量）より多い涵養域と、涵養量が消耗量より少ない消耗域に分けられる。消耗量は気温が高いほど多くなるから、氷河の上流側が涵養域に、下流側が消耗域となる。両者の境界線では涵養量と消耗量が等しい。この線を均衡線（平衡線）という。涵養域では積雪量が融雪量を上回るので、氷河の表面はつねに、新雪や前の年に降った雪、すなわちフィルンに覆われており、ある深さから氷河氷が現れる。これに対して消耗域では、融雪量が積雪量を上回るため、降雪のあったあとを除けばつねに氷河氷が露出している。したがって、主として冬に積雪のある氷河では、夏になると下流側から雪が融け、夏の終わりには、涵養域にだけフィルンが残ることになる。このフィルンの下限を連ねた線をフィルン線といい、均衡線の位置を近似的に示している。氷河の涵養量と消耗量のバランスを氷河の質量収支とよぶ。南極大陸の氷河のように、気温が低いために全域が涵養域となっている氷河では、氷河が海に流れ込み、氷山となって流出（氷山分離、カービングcalvingという）することによって氷河が消耗し、その質量収支を保っている。

［小野有五］

氷河の流動

涵養域では積雪量が融解量を上回るので、氷河はどんどん厚くなり、消耗域では融解量のほうが多いので、氷河はどんどん薄くなるはずである。しかし安定した氷河では、氷河の形や厚さは年々ほとんど変わらない。これは、涵養域でよけいにたまった分が、消耗域でよけいに融けた分をちょうど埋め合わせているからで、これが氷河の流動である。しかし、氷（固体）である氷河がなぜ流れるかという問題は、長い間、物理学者を悩ませた問題であった。19世紀にアルプスの氷河を研究したフォーブスJ. Forbesは氷河が水飴(みずあめ)のように流れるという粘性説を発表し、一方、ティンダルJ. Tyndallは、氷河の流動を、ファラデーによって発見された復氷の理論によって説明した。現在では、氷の結晶の塑性変形と、氷河の底面滑りが流動をもたらすと考えられている。氷の結晶は融点近くにあるので、強く熱せられた金属が変形しやすいように力を受けると、塑性的に変形する。氷の結晶はちょうどトランプのカードを積み重ねたような構造をもっているため、上から重力が加わると、カードが崩れていくように、結晶にずれが生じて変形するのである。

　氷の塑性変形の研究は、レオロジーrheology（流水学）の発展に役だった。塑性変形による流動は、南極大陸の氷河のように、氷がつねに底面の岩盤に凍り付いている氷河（寒冷氷河）では、流動の主役をなしている。これに対して、氷の圧力のために融けて（圧力融解）、氷河の底面に薄い水の膜が存在しているような氷河（温暖氷河）では、この水の膜の上を氷河が滑る底面滑りが流動の主役となっている。塑性変形だけで流動する寒冷氷河の流動速度は遅く、1年に数メートルないし数十メートルにすぎないが、底面滑りが活発に生じている温暖氷河では、1年間に数十メートルないし数百メートルも流動する。谷氷河では、流速は川と同じように中央部ほど大きく、谷壁に近いところでは摩擦によって小さくなる。このような流速の違いや、底面の勾配(こうばい)の急な変化によって、氷が引き伸ばされたり押しつぶされたりすると、氷河には割れ目（クレバスcrevasses）ができる。勾配がとくに急なところを氷河が通過するときには、氷河が多くのクレバスによってずたずたに割れ、セラックseracs（氷塔）とよばれる氷の塊になって流下する。こうした場所は氷河の滝のようにみえるのでアイスフォールice fall（氷瀑(ひょうばく)）とよばれる。アイスフォールより下流では、氷河の表面に、下流側に凸面を向けた縞(しま)模様がみられることがある。これをオーギブogivesといい、気泡のない青い氷と、気泡をもった白い氷の繰り返しでできている。青い氷は、夏にアイスフォールを通過した氷河氷で、表面で融解と凍結を繰り返し、細かい塵(ちり)などを含んだために青くなったものにあたり、白い氷は、冬に凍結したままアイスフォールを通過した氷に相当する。したがって、オーギブの間隔は、氷河の1年間の流動距離を示す。

［小野有五］

氷河の分類

氷河は、その広がりによって氷床（大陸氷河）と山岳氷河に分けられる。氷床は面積が100万平方キロメートルより広く、大陸全体を一面に覆う氷河で、厚さは3000メートルを超えるため、山脈や谷などの大きな起伏も氷河の下に隠されてしまうことが多い。現在では南極大陸とグリーンランドだけにあり、南極氷床とグリーンランド氷床だけで地球上の全氷河面積の約96.5％を占めている。これに対して山岳氷河は、山地の中で雪のたまりやすい谷や凹地に氷河が発達したもので、急な岩壁は氷河に覆われず、氷河の上にそびえ立っている。氷床でも、高度が大きいために氷床の上に突出している山地をみることがあり、このような山地をヌナタクnunatak（元はイヌイット語）という。

　氷床と山岳氷河の中間的な規模をもつ氷河としては、氷帽（氷河）と溢流氷河(いつりゅうひょうが)がある。氷帽は山地の頂部を帽子のようにすっぽりと覆う氷河で、面積5万平方キロメートル以下のものをさす。アイスランドのバハトナヨークトル（バトナイェークル）は代表的な氷帽である。溢流氷河は、氷床や氷帽の末端部が谷の中に流れ込んで谷氷河になったもので、グリーンランドやアラスカの海岸山脈に多い。

　山岳氷河は、(1)急な岩壁に氷河が垂れ下がった懸垂氷河(けんすいひょうが)、(2)氷河が谷の最上流部を丸くえぐってカールKar（ドイツ語）（圏谷）をつくり、そこから流れ出たカール氷河、(3)いくつかのカール氷河が合流して、さらに谷を流れ下る谷氷河、(4)谷氷河が山麓(さんろく)まで達して、扇状地のように山麓で扇状に広がった山麓氷河、などに分けられ、氷河の規模はここにあげた順に大きくなっている。

　ヒマラヤなど、急な山岳地域の谷氷河のなかには、岩壁から雪崩(なだれ)によって落下した積雪や氷が谷底にたまってできたものが多く、これはトルキスタン型氷河とよばれる。岩壁から崩れ落ちた岩屑(がんせつ)や、氷河が運んできた岩屑が表面を覆って、氷河の表面が汚れていることも少なくない。一方、山頂部の傾斜が緩やかなところでは、アルプス山脈のモンブランの山頂のように、山頂をすっぽり覆った小さな氷帽ができることもある。このような氷帽は、とくに山岳氷帽とよばれる。

［小野有五］

氷河の分布

氷河の均衡線の高さは年によって変動するので、これを長期間にわたって平均したものを雪線という。雪線の高さは気温と降雪量によって決まり、一般に両極から赤道に向かって高くなる。しかし雪線がもっとも高くなるのは赤道ではなく、乾燥して降雪量が減る亜熱帯高圧帯である。内陸と海岸では、降雪量の少ない内陸ほど雪線が高くなる。また、降雪をもたらす卓越風との関係でみると、卓越風を最初に受ける風上側の山地ほど雪線は低い。これに対して、一つの山や尾根の風上側と風下側でみると、風上側では積雪が風によって吹き飛ばされ、風下側では雪が吹きだまるので、氷河は風下側にできやすく、風下側のほうが雪線は低くなる。また北半球では、北向きや東向きの氷河は、南向きや西向きの氷河に比べて日射や太陽の熱を受けにくいので、より低い雪線をもつことが多い。このように、雪線の高さは地形によって大きく影響されるので、それを地形的雪線ということがある。

［小野有五］

気候変化と氷河

氷河は気候が変化すると、それに応じて拡大したり縮小したりする。気温低下や降雪量の増大があれば、涵養量が増え、消耗量が減るので均衡線（雪線）の位置は下がり、氷河は前進（拡大）する。反対に、気温上昇や降雪量の減少があれば、氷河は後退（縮小）する。気候の寒冷化によって氷河が前進・拡大し、北半球に大きな氷床ができた時期が氷期である。

［小野有五］

氷河地形

氷河は流動することによって岩盤を削り、削り取った岩屑を運搬して堆積(たいせき)する。氷河の侵食・運搬・堆積作用によってつくられた地形を氷河地形とよぶ。氷河による侵食作用は氷食（作用）ともよばれるので、主として氷河の侵食によってできた地形氷食地形ということもある。

　氷河の底では、岩盤の割れ目にしみ込んだ水が凍るときに膨張して岩石が壊され、こうしてできた大小の岩屑は氷河の底面に凍り付いて運ばれていく。このため、氷河の底になった岩盤の表面は滑らかに擦り磨かれて、氷河の流動方向に擦り傷（擦痕(さっこん)）や浅い溝（条溝、グルーブgroove）がつけられる。このような過程で、岩屑はさらに細かく擦りつぶされ、粘土のような細かい粒子となる。氷河から流れ出す川の水が白く濁っているのはこのためで、グレイシャー・ミルクglacier milk（氷河乳）とよばれる。

　氷河の底に突出した岩盤があると、氷河がそれを乗り越えていくときに、岩盤の上流側は擦り磨かれて丸くなる。突出部の頂部では、氷河の圧力が大きくなるので底面の氷は部分的に融ける（圧力融解）。突出部の下流側では、氷河と岩盤との間にすきまができ、圧力が低下するので、融け水はふたたび凍って岩石を壊す。こうして、上流側では丸く、下流側では凍結による岩石の破壊によってごつごつした形になった羊群岩（羊背岩、ロッシュ・ムトネroches moutonnéesともいう）がつくられる。

　氷食によってつくられる地形のうちで、規模が大きいのはカールやU字谷(こく)である。両側をカールやU字谷によって削られた尾根は鋭くとがった「やせ尾根」となり、アレートarête（フランス語）とよばれる。また三方を急なカール壁に囲まれた山頂は、アルプス山脈のマッターホルンのように鋭くとがった尖峰(せんぽう)（ホルン
）となる。氷河によって削られた谷は氷食谷とよばれ、U字谷が有名であるが、U字谷の底は厚い堆積物で埋められていることが多く、谷底まで岩盤が露出しているところでは、V字谷状の横断面を示す氷食谷も少なくない。沈水した氷食谷はフィヨルドfiordとよばれる。

　氷河によって運搬された大小の岩屑が氷河の下流部（消耗域）で堆積してできた地形はモレーンmoraine（堆石(たいせき)）とよばれ、氷河の両側にできたラテラル・モレーンlateral moraine（側堆石堤）、末端でラテラル・モレーンが一つにあわさったターミナル・モレーンterminal moraine（端堆石堤）、かつての氷河底面に残されたグラウンド・モレーンground moraine（底堆石）などがある。グラウンド・モレーンだけはラテラル・モレーンのような土手状の高まりをつくらず、不規則な高まりと凹地の連なりからなる。

　氷床のつくる地形は、山岳氷河のつくる地形に比べてはるかに規模が大きい。氷期に北アメリカや北ヨーロッパを覆っていた氷床の末端近くでは、氷が部分的に融けて氷床の内部や底部に長いトンネルができており、その中を氷河の融け水が岩屑を運んで流れていた。氷床が融け去ると、融け水によって氷のトンネルの中にたまった大小の礫(れき)は、そのまま地高の上に堆積して、氷河の流動方向に長く続く丘をつくった。このような長い丘をエスカーeskerとよび、高さ200メートル、幅3キロメートル、長さ500キロメートルにも及ぶものが知られている。また、グラウンド・モレーンなどの一部が氷河の圧力によって盛り上がり、氷河の流動方向に並ぶ細長い小丘となったものはドラムリンdrumlinとよばれる。氷床や山岳氷河の末端より下流では、氷河の融け水によって運ばれた砂礫(されき)が厚く堆積して、氷食谷の底を埋めたり（バリー・トレインvalley train）、広大な扇状地の平野（アウトウォッシュ・プレーンoutwash plain、アイスランドではサンドルとよばれる）をつくったりする。氷河の融け水で運ばれた堆積物を、融氷河流堆積物（アウトウォッシュ堆積物）とよぶ。

［小野有五］

『若浜五郎著『氷河の科学』（1978・NHKブックス）』▽『町田貞他編『地形学辞典』（1981・二宮書店）』▽『小林国夫・阪口豊著『氷河時代』（1982・岩波書店）』▽『J・インブリー、K・P・インブリー著、小泉格訳『氷河時代の謎をとく』（1982・岩波書店）』

[参照項目] | 堆石 | 南極 | 氷河時代 | 氷期 | フィヨルド

氷床（大陸氷河）末端部付近の地形
(1)トンネル　(2)網状流　(3)氷塊　(4)氷山　(5)三角州　(6)終堆石　(7)後退堆石　(8)氷舌間堆石　(9)底堆石　(10)エスカー　(11)ドラムリン　(12)ケイム三角州　(13)湖岸線　(14)湖底　(15)ケトル（凹地）©藤田正純">

氷床（大陸氷河）末端部付近の地形

山岳氷河の諸形態と氷河が融けたあとの地…

出典　小学館　日本大百科全書(ニッポニカ)日本大百科全書(ニッポニカ)について　情報 | 凡例

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