永久凍土分布

永久凍土が定義されています少なくとも2年連続して0°C以下にとどまる地面（土壌または岩石および含まれる氷または有機物）として。低地の永久凍土地域は、伝統的に、景観の推定地理的連続性に基づいていくつかのゾーンに分割されます。典型的な分類は、継続的な永久凍土（景観の90-100％の根底にある）を認識します。不連続永久凍土（50-90％）;散発的な永久凍土（0-50％）。北半球では、永久凍土が発生する地域が陸地の約25％（2300万km²）を占めています。不連続で散発的なゾーンでは、永久凍土の分布は複雑で斑状であり、永久凍土のない地形が一般的です。永久凍土の厚さは1メートル未満から1500メートル以上までさまざまです。
今日存在する永久凍土のほとんどは、寒い氷期に形成され、{tooltip}完新世{end-link}を含むより暖かい間氷期を通して持続しました。完新世は、約11、700年前{end-tooltip}（過去10、000年）に始まった地質学的時代です。完新世の第2部（過去6、000年）に形成された比較的浅い永久凍土層（30〜70メートル）と、小氷期（400〜150年前）に形成された永久凍土層があります。大陸の内部では、連続と不連続の境界での永久凍土層の温度は一般に約-5°Cであり、これはおよそ-8°Cの平均年間気温に対応します。中緯度および低緯度の山々のパーマフロストは暖かく、その分布は、傾斜の勾配と向き、植生パターン、積雪などの地表の特性と密接に関連しています。
海中のパーマフロストは、0°C近くで大規模に発生します。 {tooltip}北極大陸棚の領域{end-link}大陸棚は、各大陸と関連する沿岸平野の延長された周囲であり、氷河期には大陸の一部でしたが、現在のような氷河期には海底にあります。比較的浅い海（大陸棚海として知られている）と湾による時代。{end-tooltip}、露出した大陸棚の風景の最後の氷河期に形成されました。永久凍土層は、南極大陸の氷のない地域の下で地理的に連続しており、氷床がそのベッドに凍結している地域の下でも発生します。

最近の変化

永久凍土層は古温度計として使用できます。19世紀後半から20世紀にかけての気温の変動は、永久凍土層の深部の温度を測定することで得られます{tooltip}ボアホール{end-link}ボアホールは、垂直または水平に地面に掘削された細いシャフト{end-tooltip}。 1960年代後半以降、多くの場所の永久凍土層の温度プロファイルで温暖化が観察されています。過去数十年にわたって、永久凍土層の温度は一般的に低地と山で暖まりました。例外は、永久凍土層が形成されているいくつかの新しく露出した排水された湖の流域と悪化する海岸線にあります。永久凍土層の融解は、ここ数十年で多くの低地や山岳地帯で観察されています。証拠の多くは間接的であり、森林やツンドラの植生の変化、地表の沈下の違い、湖の喪失に基づいています。 {tooltip} active-layer {end-link}の増加永久凍土{end-tooltip}の厚さの下にある地域で、毎年解凍と凍結が発生する地層が、暖かい夏に観察されています（北米西部、1989年、 1998、2004）、その結果、斜面の崩壊が増加し、氷が豊富な地形で地盤沈下が起こり、湖の排水が増加しました。地域的および世界的な規模では、永久凍土の分布に3次元の不規則性があるため、永久凍土の帯状境界の変化を特定することは困難です。永久凍土の劣化とその分布の変化は、{tooltip} “taliks” {end-link}の形成の増加に関連しています。熱、水文、水文地質、または水文地質の局所的な異常により、永久凍土地域で発生する凍結していない地面の層または本体水文化学的条件{end-tooltip}。開いたタリックは永久凍土層を貫通し、閉じたタリックまたは解凍した窪みは深い湖や川の下で発生します。

21世紀の変化

気候変動シナリオを使用してモデル化された帯状永久凍土の「境界」の変化は、通常、永久凍土の完全な消失ではなく、比較的浅い永久凍土の深さでの活性層の厚さと温度変化の増加の予測に基づいています。暖かい永久凍土層は上部と下部の両方から劣化し、タリック形成の程度を高めます。永久凍土層の南限は不規則なパターンで北に移動し、{tooltip}泥炭地{end-link}泥炭は部分的に腐敗した植生物質の蓄積を含む局所的な要因によって支配されます。湿地または泥炭地での泥炭の形態。沼地、湿原、ムスケグ、ポコシン、湿原、泥炭湿地林{end-tooltip}の分布、土壌水分、植生パターン、積雪とさまざまに呼ばれます。散発的な永久凍土帯と不連続な永久凍土帯の間の「境界」の動きは、主に開いたタリックの発達と範囲によって支配されます。氷が豊富な永久凍土の地域では、連続的な永久凍土帯の南の「境界」は、永久凍土は数世紀から数千年かかる可能性があり、永久凍土が薄い場所を除いて地理的な変化を判断することは困難です。急速な海岸侵食は、嵐とそれに関連する波の強さによって維持されますが、{tooltip}地氷の量と種類に大きく依存します{end-link}凍結および凍土に含まれるすべての種類の氷を指す一般的な用語。地表近くの永久凍土{end-tooltip}。モデルによって予測された永久凍土の分布の変化には、長期間にわたる広範なフィールドまたはリモートセンシングベースの検証が必要です（数十年の間隔での永久凍土温度のスナップショット）。永久凍土の熱状態（TSP）を地球規模で監視することは、水文学的接続、永久凍土分布の将来の変化を理解し、グローバルおよび地域モデルの検証として機能するために必要です。国際極年（IPY）は、IPA国際観測ネットワークを通じて永久凍土のダイナミクスを理解するための遺産を残すことができます（www.ipy.orgおよびプロジェクト33、50、90を参照）。

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UNEPの氷と雪の世界的展望（凍土）地上章）

永久凍土-それは何ですか？ （アルフレッドウェゲナーインスティテュート、ドイツ語でも利用可能）