2009年から2019年までの南極の棚氷面積の変化
あらまし
南極の棚氷は、氷床を支えるバットレスの役割を果たし、接地した氷の流れを安定させ、地球の海面上昇に寄与しています。過去50年間の衛星観測により、棚氷の崩壊、薄層化、後退が確認されているが、南極全体の棚氷面積の変化を測定したものはほとんどない。ここでは、MODIS（中分解能撮像分光放射計）衛星データを用いて、2009年から2019年にかけて南極の34の棚氷の分娩前線の位置と面積の変化を測定しました。過去10年間で、南極半島（6693 km2）と西南極（5563 km2）の面積の減少を、東南極（3532 km2）と大規模なロス棚とロンネ・フィルヒナー棚（14 028 km2）の面積増加が上回りました。最大の後退はラーセンC棚氷で観測され、2017年の個別の分娩イベントで5917 km2の氷が失われ、最大の面積増加は東南極のロンネ棚氷で観測され、過去10年間の漸進（535 km2 yr-1）によって、2009年から2019年の面積増加は5889 km2である。全体として、南極の棚氷面積は2009年以降5305 km2増加し、18の棚氷が後退し、16の大型棚氷が面積を増加させた。我々の観測は、南極の棚氷が過去10年間で661Gtの氷塊を獲得したことを示し、一方、定常的なアプローチでは同じ期間にかなりの氷が失われたと推定され、変化を測定するために時変の分娩フラックス観測を用いることの重要性を示しています。
引用の仕方
Andreasen, J. R., Hogg, A. E., and Selley, H. L.: Change in Antarctic ice shelf area from 2009 to 2019, The Cryosphere, 17, 2059-2072, https://doi.org/10.5194/tc-17-2059-2023, 2023.
受信しました： 2022 年 10 月 12 日 - 議論を開始した： 01 Nov 2022 - Revised: 10 Mar 2023 - Accepted： 2023 年 04 月 08 日 - 公開：2023 年 05 月 16 日
1 はじめに
南極の海岸線の4分の3は棚氷で覆われており、氷床を支えるとともに、氷床と南氷洋をつないでいる。氷床前線は、棚氷の縁の海側限界であり、南極の海岸縁の境界である。カービング前線位置（CFL）は、持続的な成長や後退によって徐々に変化することもあれば（Cook and Vaughan, 2010）、氷山カービング（Hogg and Gudmundsson, 2017）や棚氷崩壊（Rott et al, 1996; Rack and Rott, 2004; Padman et al, 2012）などの大きなイベントによって突然変化することもある。南極棚氷の時間変動するカービング前線位置のマッピングは、（i）棚氷の総淡水収支を推定するために、（ii）動的不安定性、したがって氷床海面寄与の前兆として、（iii）棚氷構造条件の変化の指標として、（iv）海洋・大気強制の変化の代理として重要です。衛星観測によると、棚氷の面積が減少すると、上流の氷河が薄くなり（Scambos et al.、2004）、以前の速度の最大8倍まで加速する（Rignot et al.、2004）ことがあり、影響を受けた地域からの氷動的海面寄与が増加することが分かっています。浮氷の一部のゾーンは氷床の構造的安定性を著しく高め、圧縮アーチの内陸にある氷やピンニングポイントに接する氷は、失われると不安定性を誘発する（Holland et al.、2015）。棚氷面積の変化の影響は必ずしも局所的なものではなく、棚氷が数百キロメートル先の着氷した氷を広範囲に渡ってバットレス支持することが研究で示されています（Fürst et al., 2016）。しかし、多くの氷山のカービングイベントは棚氷の進化の自然なサイクルの一部を形成しており、カービングイベントの後にカービング前線が着実に再生し前進することが一般的に見られます（Hogg and Gudmundsson, 2017）。
過去30年間、南極大陸の棚氷は、南極半島のラーセンA（Rottら、1996）、ラーセンB（RackとRott、2004）、ウィルキンス棚氷（Padmanら、2012）に見られるように、着実に前進し、氷山カービングイベント後に後退し、壊滅的に崩壊することが観察されてきた。カービング前線位置の変化の追跡は、分娩プロセスとその駆動力の研究に情報を提供するために使用され（Trevers et al.、2019）、カービングによる棚氷質量変化を計算するために必要であり、基礎融解と表面質量入力と一緒に総予算の構成部分です（Rignot et al.、2013）ので、氷流モデルにとって重要な入力パラメータである。棚氷のカービング前線位置の測定は、ロス棚氷の1842年からの歴史的な船舶による観測（Jacobsら、1986、Keysら、1998）、航空写真で取得した画像の手動による描画（Cookら、2005）などを含む様々な方法を用いて行われてきた、 2005）、光学・合成開口レーダー（SAR）衛星（Cook and Vaughan, 2010; MacGregor et al., 2012）、自動氷前線検出（Baumhoer et al., 2019）、衛星レーダー高度測定標高データへのエッジ検出技術の適用（Wuite et al., 2019）によるものである。これらの補完的な技術の空間分解能、精度、頻度は様々で、カービング前線測定の時間的・空間的範囲は、取得したデータの繰り返し期間とカバー率、使用する処理技術の手動強度によって大きく左右されます。衛星時代以前（1960年代以前）のデータは極めて限られているが、過去の記録は、氷前線の位置の長期的な変化と環境強制に対する反応を理解するための重要な参照データセットである。この氷河学的パラメータの重要性から、南極棚氷のカービング前線位置の変化を測定する最近の出版物は、地域的評価から全大陸的評価までいくつかあります（MacGregorら、2012；Lilienら、2018；Wuiteら、2019； Baumhoerら、2018、2019、2021； Greeneら、2022； Christieら、2022）。本研究では、この先行研究を発展させ、MODIS（Moderate Resolution Imaging Spectroradiometer）衛星画像（Scambos et al., 1996）を用いて、2009年から2019年にかけて南極周辺の34の氷棚で年間カービング前線の位置をマッピングし、南極周辺の調査を行う。その結果、過去10年間の南極大陸の氷前線の移動を包括的に評価することができ、氷の移動の歴史的パターンを拡大し、成長と後退の領域を正確に定量化することが可能となりました（図1）。
2 データと方法
2009年から2019年までの11年間、南極の海岸線の80%を網羅する34の氷棚で、年間のカービング前線位置を測定した（図1）。NASAのTerra衛星とAqua衛星に搭載されたMODIS装置によって取得された350枚以上のマルチスペクトル光学画像を使用した（Scambos et al.、1996；別冊の表S1）。1月中旬から2月末までの南半球の夏に取得された画像は、一貫したサンプリングを保証し、カービング前線の位置の季節的変動をエイリアシングしないために、10年間を通して選択された。海氷や氷山のメランジがあると、カービング前線の位置を視覚的に特定する精度が落ちるため、分娩前線に海が広がっている、雲のない衛星画像を可能な限り優先的に選択した。また、昼間に撮影された画像は、この時間帯の照明がコントラストを高め、棚氷の縁をより明確に識別することができるため、優先的に使用されました。調査期間は2009年に30の棚氷で始まりましたが、Wordie、Baudouin、Nansen、Drygalskiの棚氷では、2011年まで適切な画像を取得することができませんでした。そのため、本研究では、この3つの地域で最も早い開始日としてこの年を使用しました（表1）。南極大陸周辺の34の棚氷の氷前線位置の年次測定は、各衛星画像において棚氷の表面が外洋または海氷に目に見える形で移行する地点で、カービング前線の位置を手動で定義することによって行った（Cook et al.、2005； Cook and Vaughan、2010）。
各棚氷のカービング前線境界の距離尺度、点密度、精度を標準化するため、ポーラーステレオ投影法を用いて、氷前線に沿って約1000mごとに等距離点をプロットした。棚氷のカービング前線の位置は常に変化しており、測定された位置は使用した衛星画像のタイムスタンプを代表するものであるが、この研究の目的上、これは年間の位置を反映していると仮定している。カービング前線の位置の精度は、画像のジオリファレンス精度と境界のデジタル化によって制限される。我々は、Dotson Ice Shelf上の2017年の画像を用いて、カービング前線境界を5回画定し、平均位置からの分散を測定することで測定技術の不確実性を評価した。その結果、カルビングフロント測定の標準偏差は254mであり、これが測定の不確かさであると推測されました。この結果は、MODIS画像の空間分解能（ピクセルサイズ250×250m）を反映しています。本研究で得られた現代のカービング前線位置は、南極半島での過去の測定結果と組み合わせて、Larsen A〜C、George VI、Wilkins、Wordie、Bach、Stange棚氷を含む、変化の記録を1947年までに拡張しました（Cook and Vaughan、2010）。全体として、本研究は2009年から2019年の間に366のカービング前線計測を行い、南極半島の53の歴史的計測を利用し、南極大陸全体の氷前線位置の変化について最も時間的・空間的に広範な評価を提供しました。
各棚氷の年間面積は、デジタル化されたカービング前線位置と、棚氷境界の内陸限界を示す基準接地線位置、Making Earth Science Data Records for Use in Research Environments (MEaSUREs) Antarctic Grounding Line from Differential Satellite Radar Interferometry, Version 2 (Rignot et al., 2016) (Thomas et al., 1979) を組み合わせて2009年から2019年までに測定されました。接地線とカービング前線の位置をポリゴン化し、棚氷に縁取られた南極の各流域について交差させ、その面積から離島とヌナタックを差し引き、研究の各年について各棚氷の境界面積を作成した。10年間の調査期間中の総面積変化は、最新の棚氷面積観測値（2019年）を最も古い観測値（2009年または2011年；表1）から差分することで算出した。総面積変化を観測年数で割って平均年間分娩率を計算し、総面積変化を2009年の面積で割って面積変化率を計算した（表1）。カービング前線の進化による体積と氷塊の変化を評価するために、最も内陸で測定されたカービング前線の位置で、棚氷によって2009年から2019年までの範囲にわたって、Bedmap2（Fretwell et al.、2013）から氷厚を抽出した（表1）。そして、各棚のカービング前線における平均厚さを算出した。各棚氷の体積変化を計算し、各年の面積に平均氷厚と氷密度（0.9166Gt km-3）を乗じることで、カービング過程による各棚氷の年間質量変化を算出した。平均体積変化率は、毎年変化する棚氷の体積変化率を調査期間で割って算出した。棚氷面積の測定精度は、海岸線の幅と長さの両方に依存するため、先行研究（Cook and Vaughan, 2010）の方法と一致し、カービング前線の境界線（254m）内の誤差を考慮して、1km2の精度で四捨五入しました。面積、体積、カービング量変化の計算方法は、南極半島の過去のカービング前線位置にも同じ方法を適用した。
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3 結果と考察
本研究では、南極の主要な34の棚氷について、2009年から2019年まで（図1；表1）、そのうちの3つの棚氷を2009年から2021年まで計測し、カービング前線の位置と面積の変化を空間的・時間的に広範囲に記録しました。2009年から2019年の11年間で、（a）主要なカービングイベント、（b）急速なカービング前線後退、（c）緩やかなカービング前線後退、（d）周期的な後退を伴う前進、（e）急速なカービング前線前進、（f）安定したカービング前線前進で特徴づけられる6種類の異なる棚氷のカービング前線挙動を観測しました（別冊の図S1）。我々は、過去10年間の南極の棚氷の挙動を詳細に評価するために、観測された変化を説明するために、棚氷をこれら6つのカテゴリーに分類した。
3.1 主なカービングイベント
主要なカービングイベントは、棚氷のかなりの割合（総面積の5 %以上）が失われ、短期間に1つ以上の氷山が生成されたものと定義されています（1ヶ月未満で発生した分娩イベント）。南極大陸の6つの棚氷が2009年から2019年にかけて大規模なカービングイベントを経験しており、南極半島のWilkins、Wordie、Larsen C棚氷がそれぞれ2009年、2013年、2017年に、西南極のThwaites Glacierが2012年に、東南極のMertz、Nansen棚氷がそれぞれ2010年と2016年に分娩イベントを経験しています（図3a）。Thwaites棚氷は、氷山の分断（2012年の氷舌分断イベント）と後退の両方の複合効果により、元の面積の合計53.7 %（-2924 km2）を失って、最大の相対面積変化を経験しました（表1）（図S33）。1963年から2008年の間、ラーセンC棚氷はその面積の91 %（50 837 km2; ice fronts provided by Cook and Vaughan, 2010）を保持していたが、2017年に長さ200 km超の氷山（A68；Hogg and Gudmundsson, 2017）をカービングさせてその面積を12.7 %（5917 km2）減らし、2009年から2019年までに全体の氷減少を10.2 %もたらす（図S4）。
南極半島の西端に位置するWordie棚氷は、1966年から2008年の間に面積が90%減少し（Cook and Vaughan, 2010によるアイスフロント）、Carlson氷河、Prospect氷河、Hariot氷河を支える4つの孤立棚氷とHariot氷河とFleming氷河間の無名の残党ができた（図S7）。いくつかの氷の隆起は、Wordieの接地帯で重要な安定化の役割を果たしたが、それらは楔としても機能し、流入する3つの支流氷河から棚氷を分裂させ弱める（Vaughan、1993）。2011年から2019年にかけて、ワーディ棚氷は残存面積の45.2 %を失い（表1）、その88 %は2013年に発生した35 km2の分娩イベントによって引き起こされた。1990年以来持続的に後退してきたウィルキンス棚氷（Cook and Vaughan, 2010）の北部と西部は、2009年から2010年の間に1204 km2後退した（図S6）。これは、Charcot島への幅1kmの氷橋が失われたためで、東風による周期的な運動と、風圧により氷橋に圧接した氷メランジが原因と考えられている（Humbert et al.、2010）。
2010年、Mertz氷河は全長78kmの氷山（C28）を誕生させ、1987年にロス棚から誕生したB-09B氷山が、クレバスの多い浮氷舌に衝突し、元の面積（-2451km2）を失った（図2a、S21； Massom et al, 2015）．Mertz海岸線周辺の接地氷山は、氷舌の長さを延長する高速氷被覆の層を作ることで浮遊棚に影響を与え、さらに、MertzはEAISの0.8 %の排水を担っています（Massom et al., 2015）。ナンセン棚氷は2011年から2016年まで平均7 km2 yr-1の速度で順調に成長したが、2016年から2017年にかけて、カルビングによって棚氷全体の8.9 %（182 km2）が失われた（図S23）。C-33とC-33b氷山を形成する破砕は1987年に初めて記録され、2011年から2013年まで7 km yr-1の速度で成長し（Li et al., 2016; Dziak et al., 2018）、最終的に2016年のカルビングは低気圧の嵐に誘発されたと考えられる（Dziak et al., 2018）。マーツ氷河とナンセン棚氷は、東南極で2009年から2019年の間に主要なカービングイベントを行った唯一の2つの地域であり、11年間の調査期間中に面積の純減を経験した東南極の4つの棚氷のうちの2つである。ウィルキンス棚とスウェイツ棚はカービングイベント後、より緩やかな速度で後退を続けたが、マーツ棚は再進出し、ワーディ棚は比較的静止したままである。2019年から2022年にかけて、アメリー棚（2019年9月；氷山D-28；1636 km2；Francisら、2021；図S16）、ブラント棚（2021年2月；氷山A-74；1270 km2；図S12）、ロンネ棚（2021年5月；氷山A-76；4310 km2；図S10）で大きなカービング事件が発生、東南極で2009年から面積が純減した地域が大きく拡大した。このように年単位で氷山融解現象を分析することで、過去10年間に氷山融解が著しく増加したのか、それとも衛星観測の繰り返し期間が長くなったことで、南極大陸の主要な氷山融解現象の真の頻度をよりよく捉えられるようになったのか、今後の研究において確実なデータが得られる。
3.2 急激なカービング前線の後退
急速なカービング前線後退とは、11年間の調査期間（2009年～2019年）を通して持続的に著しい氷の減少を経験し、総面積の15%以上を失った棚氷と定義されます。南極大陸では、南極半島のラーセンA棚氷、西南極のパインアイランド氷河とスインバーン棚氷など、3つの棚氷が2009年から2019年にかけて急速なカービング前線の後退を経験しました（図3b）。これらの棚氷は流れの速い氷河によって支えられているため、年平均で1%から2%程度の緩やかな前進が観測されています。南極半島北東部にあるLarsen A棚氷は、1963年には2929 km2の面積を有していたが、1980年代に崩壊が始まった（図S2; Ice Frontts provided by Cook and Vaughan, 2010）。1995年1月、2270 km2の氷が崩壊し（Rott et al., 1996）、Larsen Aは、表面の雪解け水の池がクレバスを介して水砕を引き起こし、元の面積の682 km2しか残らなかった（Scambos et al., 2000）。1995年から2008年まで、Larsen Aは棚氷の残骸が着実に後退し、637 km2の氷が失われ、2009年から2019年まで、Larsen A棚氷は後退を続け、さらに11 km2の氷が失われ、22 km2の残面積となった。本研究では、すべてのラーセンAの面積計算には、シールヌナタクス地域は含まれていません。
パインアイランド氷河(PIG)はアムンゼン海干拓地にあり、温暖な環極深層水(CDW)の大陸棚への侵入により、高い基底融解率（Dutrieux et al., 2014）と海洋への氷流出の加速が起こっている（図 2b, S34; Joughin et al., 2014; MacGregor et al.） これまでの研究で、PIGは1970年代から長期的に棚氷の後退を経験しており（Crabtree and Doake, 1982）、そこで接地した氷の突出が解除されたことにより、過去30年間に盆地から大きな負の氷動損失が生じた（Mouginot et al, 2014）。2011年には、これまでの記録（1947年以降）よりもさらに内陸で棚を横断する裂け目が発生し、2013年には689 km2の氷が失われるカービング現象が発生しました。2009年以降、PIGは1043 km2後退し、年間-95 km2の割合で後退していることが示された。西南極の他の場所では、スウィンバーン棚氷は調査期間中、比較的均一な割合で氷が失われ、平均-17 km2 yr-1で合計185 km2の氷が失われ、2019年までにその面積の20.4 %を失った（図S27）。
3.3 緩やかなカルビングフロントの後退
我々は、11年間の調査期間（2009年～2019年）に総面積の4 %未満を失った氷棚を、緩やかなカービング前線後退と定義し、年間成長率の最大値は1.31 %、最大後退率は-3.76 %である。このカテゴリーは、南極半島のジョージ6世氷棚、バッハ氷棚、スタンゲ氷棚、西南極のサルツバーガー氷棚、ゲッツ氷棚、アボット氷棚、東南極のトッテン氷棚、ボードゥアン氷棚など、南極の8ヶ所を含む最大の氷棚のグループ分けです（図3c）。
ジョージ6世（GVI）棚氷は、南極半島西岸で最大の棚氷（2019年22 882 km2）で、アレキサンダー島と大陸を結ぶ氷架橋水路として存在しています（図S5）。GVIには500km離れた2つの氷の前線があり、北側の前線はマルグリット湾に、南側の前線はベルギカトラフにそれぞれ面しています。GVIは、南半球の夏に季節的な表面融解を起こし、高い割合で基底融解を起こしますが、これは、棚下のCDWから供給される南東太平洋盆地の暖かい水によるものと考えられています（Lucchitta and Rosanova, 1998）。1947年から2008年にかけて、GVIは1943.7km2の氷を失い、1947年の面積の92.4％を維持した（氷の前線はCook and Vaughan, 2010による）。この緩やかだが着実な氷の減少は、2009年から2019年まで平均55 km2 yr-1で続き、11年間の調査期間を通じて601.9 km2の氷が失われた。BachとStangeの棚氷は、GVI南側開口部の両側に位置し、また、何十年にもわたって同様の緩やかで安定した後退率を示してきた。Bachは1947年から2008年までの62年間で304 km2の氷を失い（Cook and Vaughan, 2010によるアイスフロント）、2009年から2019年までの11年間でさらに113 km2 (2.5 %)の氷が失われました（図2c、S8）。Stange Ice Shelfは同様の挙動を示し、1973年から2008年の間に当初記録された氷面積の97 %を保持し（272 km2の損失）、過去10年間にさらに2.6 %の面積（210 km2）を失った（図S9）。
ゲッツ氷棚とアボット氷棚は、西南極で最大の氷棚で、海岸線の大部分を挟んでいる。これらの氷棚は、氷山を削り取る際に、氷山を削り取る速度と規模を制限する一連の島々によって、削り取る前面に固定されています。ゲッツ棚氷の内陸にある着氷した氷は、過去20年間に氷の動的なスピードアップを示したが（Selley et al., 2021）、棚氷面積（2019年には33 605 km2）は比較的安定した状態を維持した。全体として、過去10年間に403 km2の氷が棚氷から失われ、カービング前線の後退率は、西側部分で17 km2 yr-1（図S29）、東側棚で20 km2 yr-1（図S30）である。2009年から2019年までの11年間の調査期間中、両棚氷はその総面積のうち、わずかな面積を失っている。Abbot Ice Shelfは総面積の3.6 %（1141 km2）を失ったが、2014年と2016年から2019年にかけて緩やかに成長した時期もある（図S35）。サルツバーガー棚氷は、西南極のスインバーン棚氷とロス海に面したゲスト半島の間に位置し、2019年の面積は12 276 km2である（図S28）。サルツバーガーは、氷の前面を挟む多数の島とピンニングポイントを持つ複雑な構造を持ち、氷の厚さは末端部で平均80m以下、海面深度は約150mです（Le Brocq et al.、2010）。衛星観測によると、この棚氷では過去35年間、氷の動速度に大きな変化はありませんでした（Brunt et al., 2011）。しかし、11のアイスライズ（および小さなアイスランブル）周辺の氷流パターンによって、氷の破壊の可能性を高める弱点線が作られています（松岡 et al., 2015）。2011年、日本の地震が津波を引き起こし、サルツベルガー棚氷に裂け目ができた。これは、10 km×6 kmの氷山の分断現象（Brunt et al., 2011）に直接つながり、Sulzbergerの面積は142.1 km2減少した。2009年から2019年にかけて、Sulzbergerは全体で19 km2 yr-1の緩やかな速度で後退し、その総面積の1.7 %を失いました。
東南極では、ボードゥアン棚氷が北岸にあり、2011年から2019年の間に全体の面積が239.4 km2減少し、平均後退量は27 km2 yr-1となりました（図S15）。トッテン氷河も東南極にあり、世界の海面を3.5m上昇させるのに十分な氷を含む大規模なオーロラ亜氷河盆地を流出している（図S19; Greenbaum et al., 2015）。トッテン氷河からの氷流量はEAISで最大、南極のパインアイランドとスウェイツに次いで3番目に多く（Roberts et al., 2018）、氷流の深く接地したベッド形状は、接地線後退と海洋氷床不安定性（MISI）の影響を受けやすい地域です。2009年から2019年の間に、トッテン棚氷は平均-14 km2 yr-1の速度で153 km2の総氷減少を経験したことが我々の結果で示されました。研究期間終了の2019年までに、トッテン棚氷は2009年の面積の97.5 %を維持しました。
3.4 定期的な後退を伴う前進
我々は、少なくとも0.9%の全体的な成長に直面しただけでなく、過去10年間（2009-2019年）に-0.02%から-4.21%の範囲で後退した個々の年を持つ氷棚を、周期的後退を伴う前進カテゴリと定義する。2009年以降、このカテゴリーには西南極のドットソン棚氷、東南極の西棚氷、モスクワ大学棚氷、ドライガルスキー棚氷が含まれます。これらの氷棚で過去10年間に観測されたカービング現象は、その規模が小さく、その後の年に面積が再成長することが多い（図3d）。
ドットソン棚氷は2009年の面積が5791 km2で、大きなスウェイツ棚氷とゲッツ棚氷の間のアムンゼン海袂に位置しています（図S31）。過去11年間で、ドットソン棚氷の面積は0.9%増の5843.3 km2と小幅に増加しています。コーラー氷河からの氷流がこの前進を促す主な入力であるが、2016年には小さなカービング現象が発生し、合計51.8 km2の氷が失われた。その後、2017年から2019年にかけての再成長により、その後2年間で9.9 km2の面積を獲得しました。西棚氷は、2009年の面積が15 855 km2と大きく、アメリ棚氷とシャックルトン棚氷の間のEAISの海岸沿いに位置しています（図2d、S17）。その結果、2019年には、棚氷面積は3.1 %増の16 343 km2と緩やかに増加し、2013年には1つの小さな氷山のカービング現象によって667.7 km2の氷が失われました。モスクワ大学棚氷は、2010年、2015年、2016年の3年間にカービング前線の後退を経験し、合計251.3 km2の氷が失われたが、モスクワ大学は2009年から2019年にかけて131 km2の全体的な限界成長を目撃した（図S20）。長さ88 km（2019年）のドライガルスキー氷舌は、東南極のスコット海岸に位置し、ナンセン棚氷に隣接しています（図S24）。この氷舌の面積（2019年）は2384 km2で、氷流はDavid Glacierから供給され、平均5 km2 yr-1の前進率を駆動しています。2011年から2019年の間に、ドライガルスキー氷舌の面積は48 km2増加し、2011年には小さな氷山の分娩イベントが発生し、2012年、2014年、2016年に追加の後退がありました。主要な氷山カービングイベントと比較すると比較的小さいが、このカテゴリーの棚氷は、分娩イベントによる実際の氷の質量損失を正確に把握するために、毎年カービングフロント測定を行うことの重要性を示している。
3.5 急激なカービングの前倒し
急速なカービング前線の前進を受けた棚氷は、11年間の調査期間中（2009-2019）に5%以上面積が増加し、最大で15%弱の成長を遂げました。緩やかな棚氷面積の増加カテゴリーと同様に、カービング前線前進は氷の流速によって制御されますが、急速なカービング前線前進の棚氷は平均して10倍小さくなります（141 684 km2ではなく、11 762 km2）。そのため、カービング前線の前進が総面積の変化に占める割合が大きくなっています。このカテゴリーに属する棚氷には、東南極氷床（EAIS）のニニス棚、ブラント棚、西南極氷床（WAIS）のクロソン棚に加えて、2002年3月に棚氷の大部分が崩壊して前進中のラーセンB残骸（Rack and Rott, 2004）が含まれています（図3f）。ラーセンB棚は、南極半島の北東側に位置しています。1963年から2009年にかけて、Larsen B棚氷はその面積の83.0 %（9055 km2）を失い、2009年にはScar Inletに1850 km2の棚氷が残りました（図S3、アイスフロントはCook and Vaughan, 2010より提供）。この氷の損失の大部分は、1995年に発生したオリジナルの大規模なタブラーカルビングイベント（Kulessa et al., 2014）に起因するクレバスの水砕により、数日のうちに3250 km2の氷が失われた2002年の破局的崩壊イベント（Rack and Rott, 2004; Cook and Vaughan, 2010）で生じた。観測によると、Larsen B棚氷の面積減少により、南極半島の接地氷の突出が解消され、2000年から2003年の間に氷流が8倍に加速し、それに伴ってこの地域からの海面寄与が増加した（Rignot et al.、2004）。2009年から2019年の11年間で、Larsen B Ice Shelfの残りの部分への氷流は、23 km2 yr-1の速度で急速にカービング前線を前進させ、総面積は13.5 %（250 km2）増加した。
ニニス棚氷は、東南極のジョージVコーストのマーツ氷河舌に隣接しており、2009年以降268 km2（15.1 %）成長した（図2fおよびS22）。棚氷の成長はニニス氷舌の全範囲で均一ではなく、その東側で2017年に小さなカービング現象が発生した。Brunt Ice Shelfは、Dronning Maud LandのRonne-Filcher氷棚の東側に位置し、前回の歴史的なカービングイベントは51年前の1971年に発生しました（Anderson et al., 2014）。2009年から2019年にかけて、ブラント棚氷は171 km2 yr-1の速度で合計1881 km2面積を拡大した（図S12）。過去10年間で、ブラント棚氷では3つの主要な割れ目が活動し、成長しました。キャズム1はブラント棚氷の西側に位置し、35年間休眠状態でしたが、2012年に衛星観測により亀裂が進展し始めたことがわかりました。2014年以降、キャズム1はさらに急速に棚氷を伝播し、2019年には長さ55kmに達しました。2021年現在、キャズム1の先端とブラント棚氷のピンニングポイントであるマクドナルドアイスランプルを長さ約5kmの氷橋で結んでいます。2016年10月31日、ブラント棚氷で「ハロウィン・クラック」と呼ばれる2つ目の割れ目が観測されました。長さは60km以上あり、マクドナルド・アイス・ランプルズから離れた内陸に伸びています。2020年11月、マクドナルド・アイス・ラムプルの東側で、ノーザン・リフトと呼ばれる第3のクレバスが確認されました。このクレバスは棚氷を越えて急速に伝播し、2021年2月に長さ56km、幅33kmの氷山（A74）が誕生し、2021年の総面積は38 175km2となった。Dotson Ice Shelfに隣接し、Pope GlacierとSmith Glacierの東支流が供給するCrosson Ice shelfは、2010年、2012年、2013年、2015年に周期的に後退しながら、全体として8.3 %（295 km2）の急速なカービングフロント前進を経験しました（図S32、Lilien et al.、2018）。
3.6 着実なカービングの前倒し
我々は、定常的なカービング前線前進を、2009年から2019年にかけて、氷の流速に制御されて徐々に面積を拡大した棚氷と定義する。全体として、このカテゴリーに属する棚氷は、10年間の調査期間中に平均4%弱成長し、年間の後退は最大0.29%にとどまり、年間の成長は0～0.58%で、年間の平均成長率は0.18%であることがわかりました。このカテゴリーに属する棚氷は、南極大陸の4つの大きな棚氷で、いずれも面積が10万km2以上あり、最も厚い浮氷を含む傾向がある。このカテゴリーに属する8つの棚氷はすべて東南極にあり、ロス東・西棚氷、ロンネ、フィルヒナー、ライザーラーセン、フィンブル、アメリ、シャクルトン棚氷が含まれます（図3e）。
ロスは南極大陸最大の棚氷で、西南極氷床のシップル海岸と東側のトランスアンターク山脈の間を埋めている。2009年から2019年までの10年間で、ロス東棚とロス西棚の両方が、それぞれ187km2と350km2 yr-1の割合で、合計5896km2着実に成長しています（図S25とS26）。ロス棚氷の中央部では周期的に厚くなる現象が見られますが、これはオーストリアの冬に海氷が棚氷の底に再凍結するためと考えられています（Adusumilli et al.、2020；Hogg et al.、2021）。暖かい夏期には、大気加熱された南極の表層水によって駆動される東部棚氷のカービング前線で局所的な薄化が起こることが観測で示されている（Tinto et al.、2019）。ロス海の表面水の熱加熱は、強い沖合風が海氷の形成を妨げるときに発生し、このプロセスはロス海のポリニヤで持続的に発生する（Lazzara et al.、2008）。2009年以前は、1987年と2008年に大きな裂け目が生じ、その間に棚氷が安定的に再生する時期があった（Lazzara et al. 今回の観測は、先行研究（Smethie and Jacobs, 2005; Lazzara et al., 2008）と合わせて、ロス棚氷が再生サイクルの中に存在し、数十年の成長によって定期的に大きなカービング現象が起こることを示唆しています。
ロンネ棚とフィルヒナー棚は、南極大陸の反対側に位置し、ウェッデル海に流れ込んでいる氷床です。2009年から2019年にかけて、ロンネ棚とフィルヒナー棚氷の面積はそれぞれ5889 km2（1.7 %）と2243 km2（2.2 %; 図2e）増加し、年間成長率は535 km2および204 km2 yr-1でした（図S10およびS11）。2009年以前、フィルヒナー棚氷では、1986年に11 500 km2の面積が失われ、1998年には150 km×35 kmの氷山が分断され、棚氷の分断前線が1947年の位置に戻りました（Ferrigno and Gould, 1987）。これらの分水嶺に先立ち、1957年以降、幅19kmの大きな裂け目が氷の前線と平行に成長しており、分水嶺に至る長期的な漸増を物語っている（Swithinbank et al.、1988）。2021年5月、ロンネ棚はその西端から面積4 310 km2の氷山をカービングさせ、棚氷の総面積は341 957 km2となった。
2009年以降、Riiser-Larsen棚氷の面積は、2009年の43 544 km2から2019年の44 042 km2へと1.1 %増加し、平均成長率は45 km2 yr-1である（図S13）。Riiser-Larsen棚氷では、歴史的なカービング現象はほとんど報告されていない。このことは、流れの速い氷が南側のゾーン（73～74∘S）に、流れの遅い氷が北側（72～73∘S；Lange and Kohnen, 1985）に供給される、比較的安定した配置で推移してきたことを示唆しています。フィンブル棚氷はドロニング・モード・ランドのリイザー・ラーセンに隣接しており、2009年の40 801 km2から2019年の41 277 km2へと1.2％増加している（図S14）。フィンブル棚氷の中央部は、主にJutulstraumen氷河からの氷の流れによって支えられており、その速度は約760 m yr-1 (Neckel et al., 2021) である。ユトゥルストラウメン氷河は、棚氷をトロルトゥンガ氷舌を含む流れの速い東部領域と、流れの遅い西部領域に分割する（Humbert and Steinhage, 2011）。
アメリー棚氷は東南極大陸の中央部に位置し、2009年から2019年にかけて1502 km2ずつ着実に成長している。2009年以前、アメリーの直近の主要なカービングイベントは1963/1964年に発生し、約10 000 km2の氷が失われた（フリッカーら、2002年）。2019年の平均前進速度137 km2 yr-1では、カービング前線の位置が1960年のカービング前の位置に戻るにはさらに5～10年かかると考えられ、おそらく約60～70年のカービング周期を示す（Fricker et al., 2002）。衛星観測では、棚氷のカービング前線の中心部にいくつかの顕著で成長する裂け目があり、過去34年以上にわたって、この裂け目は内陸に伸び、横方向の氷の広がりによって2つの別々の枝に分かれている（Fricker et al.、2002年）。2019年初頭、北側の枝はメインリフトから全長35kmに達し、南側の枝は25kmに達した。2019年9月、この亀裂の西側が陥没し、幅30km、長さ60kmの氷山（D-28）が形成され、この陥没イベントは、潮位と風の増加をもたらす大きな双子極低気圧によって引き起こされると考えられている（図S16; Francis et al.、2021）。シャックルトン棚氷は、ウェスト棚氷とロー・ドームの間に位置し、東南極の大きな棚氷の一つであるが、2009年から2019年にかけて全体で840.7 km2の成長を経験した（図S18）。
3.7 南極の棚氷面積の全体的な変化
その結果、2009年から2019年までの11年間で、南極の棚氷はその総氷面積の0.4 %（または5305 km2）というわずかな面積を獲得したことがわかりました（表1；図1）。この面積増加は、南極の2大氷棚であるロンネ・フィルヒナーとロスで14 028 km2 (1.5 %)、東南極の氷棚で3532 km2 (1.3 %)の大幅な面積増加が主なものでした。これは、7.0 %（-6692.5km2）の氷が失われた南極半島と、2009年の面積から5.5 %（-5563km2）の氷が失われた西南極の棚氷面積が大きく減少したことを打ち消しています。2009年から2019年にかけて、WAISと南極半島（AP）では全体的に累積質量が減少し、AP、ロス、ロンネ・フィルヒナーでは累積氷量が増加したことが、今回の観測で明らかになりました（図4）。西南極氷床の棚氷は150.2Gt yr-1減少し、Pine Island、Thwaites、Abbotなどの個々の流域の氷が最も多く減少した。南極半島では、棚氷も過去10年間に104Gt yr-1の氷量を失い、海洋への淡水流入に大きく寄与した。ロス、ロンネ、フィルヒナーなどの大きな棚は262Gt yr-1の氷を増やした。東南極では、ボードゥアン、トッテン、メルツ、ナンセンが氷を失った唯一の棚であったが（それぞれ-5、-4、-50、-2Gt yr-1）、地域全体としては2009年から2019年にかけて51Gt yr-1の氷を獲得した。
3.8 定常カルビングフラックス
氷山カービングによる氷の損失が観測されていないため、これまでの研究では、カービングプロセスによって失われる氷の量を推定するために、定常カービング近似法を用いてきた（Rignot et al.、2013； Depoorter et al.） この方法は、固定されたフラックスゲート（通常、最後に知られたカービング前線位置の近くまたはその位置にある）を通るすべての氷の流れが、氷山のカービングによって失われると仮定する（Rignot et al.、2013）。我々は、過去10年間に観測された変化を完全に考慮した場合の影響を評価するために、南極大陸の34の棚氷すべてについて、観測値と定常カービングフラックス法の両方から質量変化を計算した（表1）。2009年から2019年までの面積差に、最も内陸のカービング前線での平均氷厚（Fretwell et al., 2013）と氷の密度（ρ=0.9166Gt km-3）を乗じることで、観測カービングフラックスを用いた氷塊変化を算出した。定常状態の仮定を用いた氷塊変化は、2009年以降に各棚氷の最も内陸で観測されたカービング前線位置に設置されたフラックスゲートを用いて推定し、ゲート位置から450m分解能での平均氷速、MEASUREs ice velocityを抽出した（Mouginot et al., 2019）。これに平均氷厚（Fretwell et al., 2013）、カービング前線の長さ、氷の密度（Rignot et al., 2013; Table S2）を掛け合わせる。氷の厚さと速度を計算する際、最も内陸にあるカービング前線の位置を使用し、前線が厚さと速度のデータセットの空間的範囲内にあることを確認した。異なる方法を比較するために、調査内のすべての棚氷で2つの数値の差を計算した。その結果、18の棚氷で質量減少が、16の棚氷で質量増加が観測されました。全体として、定常状態の仮定は、前進している棚氷の氷の損失を過大評価し、後退している棚氷の氷の損失を過小評価することになります。また、大規模なカービングによって氷が失われた棚氷のような不規則な挙動に対しても、この仮定は成り立ちません。我々の観測によると、2009年から2019年にかけて南極の棚氷は660.6Gtの氷量を増加させたが、定常的なアプローチでは同じ期間に-2002.1Gtの氷が失われたと推定される（表1）。定常的なカービングフラックス近似は、南極半島での観測結果に最も近い。しかし、西・東南極の両方とすべての大きな棚氷で、氷の損失量が著しく過大評価されている。これらの比較は、観測データと定常状態を比較した過去の研究（Liu et al., 2015）と一致し、南極における棚氷のカービングフラックスの時期や量を正確に定量化するためには、カービングフラックスの時変観測が不可欠であることを示しています。
4 結論
本研究では、過去10年間の南極大陸の34の棚氷の面積の変化について包括的なデータセットを作成しました。全体として、南極半島と西南極の棚氷はそれぞれ6693 km2と5563 km2の面積を失い、東南極の棚氷は3532 km2の面積を獲得し、ロス、ロンネ、フィルヒナーの大型棚氷は14 028 km2（合計）成長した。このデータセットは、2009年から2019年までの変化を高空間分解能で記録したもので、棚氷の融解行動の地域差を示し、10年単位のタイムスケールで大陸全域の棚氷融解イベントの頻度と大きさを記録しています。これらの観測結果は、南極の棚氷変化の地域的な研究に有用であり、モデリング研究の入力データセットとして、あるいは棚氷融解フロント位置の変化をより自動的に測定する方法を開発する将来の研究の検証データセットとして使用することができる。今後の研究では、過去の衛星データアーカイブを利用して棚氷面積の変化記録を拡張し、南極大陸の棚氷融解頻度に長期的な変化があるかどうかを立証することが必要である。特に小規模な棚氷や氷河において、カービング前線の測定頻度を高めるための自動化技術を開発・適用し、より短期的で季節的なカービング行動の特徴づけと監視を可能にする必要がある。
データの入手方法
MODIS衛星画像は、MODIS Antarctic ice shelf Image Archive (https://doi.org/10.7265/N5NC5Z4N; Scambos et al., 1996)から入手できます。棚氷の厚さデータおよび表面標高Bedmap2データは、https://www.bas.ac.uk/project/bedmap-2/ および https://doi.org/10.5194/tc-7-375-2013 (Fretwell et al., 2013)で入手できます。MEaSUREs InSAR-Based Antarctica Ice Velocity Map, Version 2の氷速度データは、https://doi.org/10.5067/IKBWW4RYHF1Q (Rignot et al., 2016)で入手可能です。本研究で提示された海岸線の線引きは、https://doi.org/10.5281/zenodo.7830051 (Andreasen et al., 2023) で .zip シェープファイルとして利用可能です。
補足
この記事に関連する補足は、https://doi.org/10.5194/tc-17-2059-2023-supplement でオンライン公開されています。
著者貢献
JRAとAEHは研究を計画した。JRAとHLSは計測を行った。JRAとAEHはデータを分析し、原稿を書き、論文のレビューと編集を行った。
利害関係者
接触著者は、いずれの著者も競合する利害関係を有していないことを宣言している。
免責事項
出版社からのコメント：コペルニクス出版は、出版された地図や所属機関の管轄権の主張に関して、中立を保っています。
謝辞
この研究は、ミネソタ大学土壌・水・気候学部およびリーズ大学地球環境学部のJulia R. Andreasenが主導しました。Julia R. Andreasenは、Future Investigators in NASA Earth and Space Science and Technology (FINESST) Awardの支援を受けています。Anna E. Hoggは、自然環境研究評議会（NERC）のDeCAdeSプロジェクト（助成番号：NE/T012757/1）およびESA Polar+ Ice Shelvesプロジェクト（助成番号：ESA-IPL-POE-EF-cb-LE-2019-834）により支援されている。著者らは、MODIS衛星データを取得した米国航空宇宙局に感謝の意を表します。また、NASA MEaSUREsプログラムを通じて作成されたデータセットの使用を認め、衛星観測による長期気候データ記録の開発への資金援助に感謝する。
資金援助
本研究は、自然環境研究評議会（助成番号118294）の支援を受けています。
レビュー記事
本論文はNicolas Jourdainが編集し、Chad Greeneと1名の匿名レフリーによってレビューされた。
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