ข้อเสนอแนะเกี่ยวกับค่าการสะท้อนของน้ำแข็ง
กระบวนการตอบสนองเชิงบวกต่อสภาพอากาศ
แผนภาพการตอบสนองของน้ำแข็งและค่าการสะท้อนแสง น้ำแข็งสะท้อนแสงกลับไปสู่อวกาศได้มากกว่า ในขณะที่พื้นดินและน้ำดูดซับแสงอาทิตย์ได้มากกว่า

ปฏิกิริยาตอบสนองของน้ำแข็ง-ค่าสะท้อนแสงคือปฏิกิริยาตอบสนองของการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศโดยการเปลี่ยนแปลงในพื้นที่ของแผ่นน้ำแข็งธารน้ำแข็งและน้ำแข็งในทะเลจะทำให้ค่าสะท้อนแสงและอุณหภูมิพื้นผิวของดาวเคราะห์เปลี่ยนแปลงไป เนื่องจากน้ำแข็งมีคุณสมบัติสะท้อนแสงได้ดี จึงสะท้อนพลังงานแสงอาทิตย์ กลับสู่อวกาศได้มากกว่าน้ำเปิดหรือ พื้นดินอื่นๆ[ 1]ซึ่งเกิดขึ้นบนโลกและอาจเกิดขึ้นบนดาวเคราะห์นอกระบบได้ เช่นกัน [2]

เนื่องจากละติจูด ที่สูงขึ้น มีอุณหภูมิที่เย็นที่สุด จึงมีแนวโน้มสูงสุดที่จะมีหิมะปกคลุมตลอดปี ธารน้ำแข็งและแผ่นน้ำแข็งปกคลุมพื้นที่กว้างใหญ่ รวมถึงศักยภาพในการก่อตัวของแผ่นน้ำแข็ง [ 3]อย่างไรก็ตาม หากเกิดภาวะโลกร้อนขึ้น อุณหภูมิที่สูงขึ้นจะทำให้พื้นที่ที่ปกคลุมด้วยน้ำแข็งลดลง และเปิดโล่งมากขึ้น น้ำหรือพื้นดิน ค่าสะท้อนแสงจะลดลง ดังนั้นจึงมีการดูดซับพลังงานแสงอาทิตย์มากขึ้น ส่งผลให้อุณหภูมิเพิ่มขึ้นและสูญเสียส่วนที่สะท้อนแสงของคริโอสเฟียร์มากขึ้น ในทางกลับกัน อุณหภูมิที่เย็นลงจะทำให้น้ำแข็งปกคลุมมากขึ้น ซึ่งจะเพิ่มค่าสะท้อนแสงและส่งผลให้เย็นลงมากขึ้น ซึ่งทำให้มีโอกาสเกิดการก่อตัวของน้ำแข็งมากขึ้น[4]

ดังนั้น การตอบรับของน้ำแข็งและค่าสะท้อนแสงจึงมีบทบาทสำคัญในการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศ ของโลก ซึ่งมีความสำคัญทั้งในช่วงเริ่มต้นของ สภาพ โลกหิมะ เมื่อ เกือบ 720 ล้านปีก่อนและในช่วงสิ้นสุดเมื่อประมาณ 630 ล้านปี ก่อน [5]ภาวะน้ำแข็งละลายอาจทำให้ค่าสะท้อนแสงค่อยๆ มืดลงเนื่องจากมีฝุ่นเกาะ[6]ในอดีตทางธรณีวิทยาที่ไม่ค่อยมีมากนัก การตอบรับนี้เป็นปัจจัยหลักในการเคลื่อนตัวและถอยร่นของแผ่นน้ำแข็งในช่วง ยุค ไพลสโตซีน (~2.6 ล้านปีก่อนถึง ~10,000 ล้านปีก่อน) [7]เมื่อไม่นานมานี้ การเพิ่มขึ้นของก๊าซเรือนกระจก ที่เกิดจากการกระทำของมนุษย์ ส่งผลกระทบ มากมาย ทั่วโลก และการลดลงของน้ำแข็งในทะเลอาร์กติกถือเป็นสิ่งที่เห็นได้ชัดที่สุด เมื่อแผ่นน้ำแข็งในทะเลหดตัวและสะท้อนแสงแดดน้อยลง[8]อาร์กติกจะอุ่นขึ้นเร็วกว่าค่าเฉลี่ยทั่วโลกถึงสี่เท่า[9]การสูญเสียน้ำแข็งในอาร์กติกเป็นเวลานานหลายทศวรรษและการลดลงของน้ำแข็งในแอนตาร์กติกา ในช่วงไม่นานมานี้ ส่งผลกระทบต่อภาวะโลกร้อนในระดับเดียวกันระหว่างปี 1992 ถึง 2018 โดยเป็นก๊าซเรือนกระจก 10% ของก๊าซทั้งหมดที่ถูกปล่อยออกมาในช่วงเวลาเดียวกัน[10]

ข้อเสนอแนะเกี่ยวกับค่าการสะท้อนของน้ำแข็งปรากฏอยู่ในแบบจำลองสภาพภูมิอากาศ ยุคแรกๆ ดังนั้นพวกเขาจึงจำลองผลกระทบที่สังเกตได้เหล่านี้มาเป็นเวลาหลายทศวรรษ[3] [11]ดังนั้น การคาดการณ์ของพวกเขาเกี่ยวกับภาวะโลกร้อนในอนาคตยังรวมถึงการสูญเสียน้ำแข็งในทะเลในอนาคตควบคู่ไปกับปัจจัยอื่นๆ ที่ทำให้เกิดการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศด้วย[12] คาดว่าการสูญเสียอย่างต่อเนื่องในช่วงฤดูร้อนของอาร์กติก ซึ่งเป็นช่วงที่ดวงอาทิตย์ส่องแสงแรงที่สุดและไม่มีพื้นผิวสะท้อนแสงมีผลกระทบมากที่สุด จะทำให้เกิดภาวะโลกร้อนประมาณ 0.19 °C (0.34 °F) [12] [13]นอกจากนี้ ยังมีการประมาณผลกระทบของภาวะโลกร้อนจากการสูญเสียทั้งธารน้ำแข็ง บนภูเขา และแผ่นน้ำแข็งในกรีนแลนด์และแอนตาร์กติกาอย่างไรก็ตาม ภาวะโลกร้อนจากการสูญเสียธารน้ำแข็งเหล่านี้โดยทั่วไปจะน้อยกว่าจากน้ำแข็งในทะเลที่ละลาย และจะต้องใช้เวลานานมากจึงจะมองเห็นได้ครบถ้วน[12] [14]

การวิจัยในระยะเริ่มแรก

ในช่วงทศวรรษที่ 1950 นักอุตุนิยมวิทยา ในยุคแรกๆ เช่นซิวกูโร มานาเบะได้พยายามอธิบายบทบาทของน้ำแข็งปกคลุมในงบประมาณพลังงานของโลก [ 11]ในปี 1969 ทั้งมิคาอิล อิวาโนวิช บูดีโกแห่งสหภาพโซเวียตและวิลเลียม ดี. เซลเลอร์สแห่งสหรัฐอเมริกาได้ตีพิมพ์บทความที่นำเสนอแบบจำลองภูมิอากาศ สมดุลพลังงานชุดแรกๆ เพื่อแสดงให้เห็นว่าการสะท้อนแสงของน้ำแข็งมีผลกระทบอย่างมีนัยสำคัญต่อภูมิอากาศของโลก และการเปลี่ยนแปลงของหิมะปกคลุมน้ำแข็งในทั้งสองทิศทางอาจทำหน้าที่เป็นผลตอบรับที่ทรงพลัง[1] [15] [16] [11]

กระบวนการนี้ได้รับการยอมรับในไม่ช้าว่าเป็นส่วนสำคัญของการสร้างแบบจำลองสภาพอากาศในบทวิจารณ์ในปี 1974 [3]และในปี 1975 แบบจำลองการไหลเวียนทั่วไปที่ Manabe และ Richard T. Wetherald ใช้เพื่ออธิบายผลกระทบของความเข้มข้นของ CO 2 ที่เพิ่มขึ้นเป็นสองเท่า ในชั้นบรรยากาศ ซึ่งเป็นการวัดความไวต่อสภาพอากาศ ที่สำคัญ ได้รวมเอาสิ่งที่เรียกว่า "ผลตอบรับจากหิมะปกคลุม" ไว้แล้ว[17]ผลตอบรับต่อค่าการสะท้อนแสงของน้ำแข็งยังคงรวมอยู่ในแบบจำลองที่ตามมา[12]การคำนวณผลตอบรับยังใช้กับ การศึกษา ภูมิอากาศโบราณเช่น การศึกษาใน ยุค ไพลสโตซีน (~2.6 ล้านปีก่อนถึง ~10,000 ล้านปีก่อน) [7]

บทบาทปัจจุบัน

การเปลี่ยนแปลงของค่าอัลเบโดในกรีนแลนด์จากปี 2000-2006 ถึงปี 2011 โดยแผ่นน้ำแข็งเกือบทั้งหมดสะท้อนแสงน้อยลง

ผลสะท้อนกลับของหิมะและน้ำแข็งมีผลกระทบอย่างมากต่ออุณหภูมิในภูมิภาค โดยเฉพาะอย่างยิ่ง การมีแผ่นน้ำแข็งปกคลุมและน้ำแข็งในทะเลทำให้ขั้วโลกเหนือและขั้วโลกใต้หนาวเย็นกว่าที่เคยเป็นมาหากไม่มี น้ำแข็งปกคลุม [4] ดังนั้นการลดลงของน้ำแข็งในทะเลอาร์กติก เมื่อไม่นานนี้ จึงเป็นปัจจัยหลักประการหนึ่งที่ทำให้อุณหภูมิในอาร์กติกสูงขึ้นเกือบสี่เท่าเร็วกว่าค่าเฉลี่ยทั่วโลกตั้งแต่ปี 1979 (ปีที่เริ่มมีการอ่านค่าน้ำแข็งในทะเลอาร์กติกจากดาวเทียมอย่างต่อเนื่อง) ซึ่งเป็นปรากฏการณ์ที่เรียกว่าการขยายของอาร์กติก[9]

การศึกษาแบบจำลองแสดงให้เห็นว่าการขยายตัวของอาร์กติกที่รุนแรงเกิดขึ้นเฉพาะในช่วงหลายเดือนที่เกิดการสูญเสียน้ำแข็งในทะเลอย่างมีนัยสำคัญ และจะหายไปเป็นส่วนใหญ่เมื่อแผ่นน้ำแข็งจำลองคงที่[8]ในทางกลับกัน ความเสถียรสูงของแผ่นน้ำแข็งในแอนตาร์กติกา ซึ่งความหนาของแผ่นน้ำแข็งแอนตาร์กติกาตะวันออกช่วยให้แผ่นน้ำแข็งสูงขึ้นเกือบ 4 กม. เหนือระดับน้ำทะเล หมายความว่าทวีปนี้แทบไม่ประสบภาวะโลกร้อนสุทธิเลยในช่วงเจ็ดทศวรรษที่ผ่านมา โดยส่วนใหญ่กระจุกตัวอยู่ในแอนตาร์กติกาตะวันตก[18] [19] [20]การสูญเสียน้ำแข็งในแอนตาร์กติกาและการมีส่วนทำให้ระดับน้ำทะเลสูงขึ้นนั้นขับเคลื่อนโดยภาวะโลกร้อนของมหาสมุทรใต้ เป็นหลัก ซึ่งได้ดูดซับความร้อนทั้งหมด 35–43% ที่มหาสมุทรทั้งหมดดูดซับระหว่างปี 1970 ถึง 2017 [21]

ปฏิกิริยาตอบสนองระหว่างน้ำแข็งกับค่าการสะท้อนแสงยังมีผลเล็กน้อยต่ออุณหภูมิโลก แต่ยังคงเห็นได้ชัดการลดลงของน้ำแข็งในทะเลอาร์กติกระหว่างปี 1979 ถึง 2011 คาดว่ามีส่วนรับผิดชอบต่อการบังคับการแผ่รังสี 0.21 วัตต์ต่อตารางเมตร (W/m 2 ) ซึ่งเทียบเท่ากับการบังคับการแผ่รังสีหนึ่งในสี่จากการเพิ่มขึ้นของCO 2 [13]ในช่วงเวลาเดียวกัน เมื่อเปรียบเทียบกับการเพิ่มขึ้นสะสมของ การบังคับการแผ่รังสี ของก๊าซเรือนกระจกตั้งแต่เริ่มต้นการปฏิวัติอุตสาหกรรมเทียบเท่ากับการบังคับการแผ่รังสีที่ประมาณไว้ในปี 2019 จากไนตรัสออกไซด์ (0.21 W/m 2 ) เกือบครึ่งหนึ่งของการบังคับการแผ่รังสีในปี 2019 จากมีเทน (0.54 W/m 2 ) และ 10% ของการเพิ่มขึ้นของ CO 2 สะสม (2.16 W/m 2 ) [22]ระหว่างปี 1992 ถึง 2015 ผลกระทบนี้ถูกชดเชยบางส่วนโดยการเติบโตของแผ่นน้ำแข็งปกคลุมรอบทวีปแอนตาร์กติกาซึ่งส่งผลให้อุณหภูมิเย็นลงประมาณ 0.06 W/m2 ต่อทศวรรษ อย่างไรก็ตาม น้ำแข็งในทะเลแอนตาร์กติกาก็เริ่มลดลงในเวลาต่อมา และบทบาทรวมของการเปลี่ยนแปลงของแผ่นน้ำแข็งปกคลุมระหว่างปี 1992 ถึง 2018 เทียบเท่ากับ 10% ของก๊าซเรือนกระจกที่เกิด จากการกระทำ ของ มนุษย์ทั้งหมด [10]

ผลกระทบในอนาคต

หากอุณหภูมิถึง 1.5 °C (2.7 °F) จะทำให้ธารน้ำแข็งบนภูเขาแผ่นน้ำแข็งกรีนแลนด์และWAISหายไปในที่สุด และหากน้ำแข็งในทะเลอาร์กติกละลายไปทุกเดือนมิถุนายน การสูญเสียค่าสะท้อนแสงและการตอบรับลำดับที่สองจะทำให้เกิดภาวะโลกร้อนเพิ่มเติมในกราฟ[12]แม้จะดูสมเหตุสมผล แต่การสูญเสียแผ่นน้ำแข็งจะใช้เวลานานหลายพันปี[14] [23]

ผลกระทบของผลตอบรับจากค่าการสะท้อนแสงของน้ำแข็งต่ออุณหภูมิจะทวีความรุนแรงมากขึ้นในอนาคต เนื่องจากน้ำแข็งในทะเลอาร์กติกมีแนวโน้มที่จะลดลงอย่างเห็นได้ชัด โดยมีแนวโน้มว่าน้ำแข็งในทะเลจะสูญเสียพื้นที่เกือบหมด (เหลือต่ำกว่า 1 ล้านตารางกิโลเมตร)ในช่วงปลายฤดูร้อนของอาร์กติกในเดือนกันยายนอย่างน้อยหนึ่งครั้งก่อนปี 2050 ภายใต้สถานการณ์การเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศทั้งหมด[ 22 ]และประมาณปี 2035 ภายใต้สถานการณ์ที่ก๊าซเรือนกระจกเพิ่มขึ้นอย่างต่อเนื่อง[24]

เนื่องจากเดือนกันยายนถือเป็นจุดสิ้นสุดของฤดูร้อนในอาร์กติก จึงถือเป็นจุดต่ำสุดของการปกคลุมน้ำแข็งในทะเลในสภาพอากาศปัจจุบัน โดยกระบวนการฟื้นฟูประจำปีจะเริ่มขึ้นในฤดูหนาวของอาร์กติกเดือนกันยายนที่ไม่มีน้ำแข็งติดต่อกันนั้นถือว่าไม่น่าจะเกิดขึ้นได้ในอนาคตอันใกล้นี้ แต่ความถี่ของการเกิดจะเพิ่มขึ้นตามระดับภาวะโลกร้อนที่สูงขึ้น รายงานในปี 2018 ประมาณการว่าเดือนกันยายนที่ไม่มีน้ำแข็งจะเกิดขึ้น 1 ครั้งในทุก 40 ปี หากโลกร้อนขึ้น 1.5 °C (2.7 °F) แต่จะเกิดขึ้น 1 ครั้งในทุก 8 ปี หากโลกร้อนขึ้น 2 °C (3.6 °F) และ 1 ครั้งในทุก 1.5 ปี หากโลกร้อนขึ้น 3 °C (5.4 °F) [25]ซึ่งหมายความว่าการสูญเสียน้ำแข็งในทะเลอาร์กติกในเดือนกันยายนหรือช่วงต้นฤดูร้อนนั้นไม่ใช่สิ่งที่ไม่สามารถย้อนกลับได้ และในสถานการณ์ที่ภาวะโลกร้อนเริ่มกลับทิศ ความถี่ของการสูญเสียน้ำแข็งในแต่ละปีก็จะเริ่มลดลงเช่นกัน ดังนั้น จึงไม่ถือเป็นจุดเปลี่ยนในระบบสภาพอากาศ [ 14] [23]

ที่น่าสังเกตคือ แม้ว่าการสูญเสียแผ่นน้ำแข็งปกคลุมทะเลในเดือนกันยายนจะเป็นเหตุการณ์ประวัติศาสตร์ที่ส่งผลกระทบอย่างมีนัยสำคัญต่อสัตว์ป่าในอาร์กติก เช่นหมีขั้วโลกแต่ผลกระทบต่อค่าการสะท้อนแสงของน้ำแข็งนั้นค่อนข้างจำกัด เนื่องจากปริมาณพลังงานแสงอาทิตย์ทั้งหมดที่อาร์กติกได้รับในเดือนกันยายนนั้นต่ำอยู่แล้ว ในทางกลับกัน แม้ว่าน้ำแข็งในทะเลจะลดลงเพียงเล็กน้อยในเดือนมิถุนายน แต่ก็ส่งผลกระทบมากกว่ามาก เนื่องจากเดือนมิถุนายนเป็นช่วงพีคของฤดูร้อนในอาร์กติกและเป็นช่วงที่มีการถ่ายโอนพลังงานแสงอาทิตย์มากที่สุด[13]

แบบจำลอง CMIP5ประมาณการว่าการสูญเสียแผ่นน้ำแข็งในทะเลอาร์กติกทั้งหมดตั้งแต่เดือนมิถุนายนถึงกันยายนจะทำให้อุณหภูมิโลกเพิ่มขึ้น 0.19 °C (0.34 °F) โดยมีช่วงตั้งแต่ 0.16–0.21 °C ในขณะที่อุณหภูมิในภูมิภาคจะเพิ่มขึ้นมากกว่า 1.5 °C (2.7 °F) การประมาณการนี้ไม่เพียงรวมถึงผลตอบรับจากค่าการสะท้อนแสงของน้ำแข็งเท่านั้น แต่ยังรวมถึงผลกระทบลำดับที่สองด้วย เช่น ผลกระทบของการสูญเสียแผ่นน้ำแข็งดังกล่าวต่อ ผลตอบรับจาก อัตราการลดลงการเปลี่ยนแปลง ความเข้มข้น ของไอน้ำและผลตอบรับจากเมฆในภูมิภาค[12]เนื่องจากการคำนวณเหล่านี้เป็นส่วนหนึ่งของแบบจำลอง CMIP5 และ CMIP6 ทุกแบบแล้ว[26]จึงรวมอยู่ในการคาดการณ์ภาวะโลกร้อนภายใต้เส้นทางการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศทุกเส้นทางด้วย และไม่ได้แสดงถึงแหล่งที่มาของภาวะโลกร้อน "เพิ่มเติม" นอกเหนือไปจากการคาดการณ์ที่มีอยู่

ผลกระทบในระยะยาว

ภาวะโลกร้อนที่เกิดจากความเป็นไปได้ที่มวลน้ำแข็งที่สำคัญทั้งสี่จะสูญหายไปพร้อมกับค่าสะท้อนแสง โดยถือว่าระดับความอบอุ่นโดยเฉลี่ยอยู่ที่ 1.5 °C (2.7 °F) ตลอด[12]

ระดับภาวะโลกร้อนที่สูงมากอาจทำให้แผ่นน้ำแข็งในทะเลอาร์กติกไม่สามารถเปลี่ยนรูปได้ในช่วงฤดูหนาวของอาร์กติก ซึ่งต่างจากฤดูร้อนที่ไม่มีน้ำแข็ง ฤดูหนาวของอาร์กติกที่ไม่มีน้ำแข็งอาจเป็นจุดเปลี่ยนที่ไม่อาจย้อนกลับได้ โดยมีแนวโน้มที่จะเกิดขึ้นที่อุณหภูมิประมาณ 6.3 °C (11.3 °F) แม้ว่าอาจเกิดขึ้นเร็วถึง 4.5 °C (8.1 °F) หรือช้าถึง 8.7 °C (15.7 °F) ก็ตาม[14] [23]แม้ว่าแผ่นน้ำแข็งในทะเลอาร์กติกจะหายไปตลอดทั้งปี แต่จะส่งผลกระทบกับค่าการสะท้อนกลับของน้ำแข็งในช่วงเดือนที่อาร์กติกได้รับแสงแดดเท่านั้น เช่น ตั้งแต่เดือนมีนาคมถึงกันยายน ความแตกต่างระหว่างการสูญเสียน้ำแข็งในทะเลทั้งหมดนี้กับสภาพในปี 1979 นั้นเทียบเท่ากับการปล่อยก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์จำนวนหนึ่งล้านล้านตัน[ 13] ซึ่งคิดเป็นประมาณร้อยละ 40 ของการ ปล่อย ก๊าซ คาร์บอนไดออกไซด์สะสมจำนวน 2.39 ล้านล้านตันระหว่างปี 1850 ถึง 2019 [22]แม้ว่าผลกระทบดังกล่าวจะเกิดขึ้นแล้วประมาณหนึ่งในสี่จากการสูญเสียน้ำแข็งในทะเลในปัจจุบันก็ตาม เมื่อเทียบกับปัจจุบัน ฤดูหนาวที่ไม่มีน้ำแข็งจะมีผลกระทบต่อภาวะโลกร้อนที่ 0.6 °C (1.1 °F) โดยภาวะโลกร้อนในระดับภูมิภาคจะอยู่ที่ระหว่าง 0.6 °C (1.1 °F) ถึง 1.2 °C (2.2 °F) [23]

การตอบรับของน้ำแข็งและค่าการสะท้อนแสงยังเกิดขึ้นกับมวลน้ำแข็งขนาดใหญ่ชนิดอื่นๆ บนพื้นผิวโลก เช่นธารน้ำแข็งบนภูเขาแผ่นน้ำแข็งกรีนแลนด์ แผ่นน้ำแข็งแอนตาร์กติกาตะวันตกและแอนตาร์กติกาตะวันออกอย่างไรก็ตาม คาดว่าการละลายครั้งใหญ่ของมวลน้ำแข็งเหล่านี้จะใช้เวลานานนับศตวรรษหรือหลายพันปี และการสูญเสียพื้นที่ตั้งแต่บัดนี้จนถึงปี 2100 จะไม่ร้ายแรงนัก ดังนั้น แบบจำลองการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศจึงไม่รวมแบบจำลองดังกล่าวไว้ในการคาดการณ์การเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศในศตวรรษที่ 21 การทดลองที่ใช้แบบจำลองการหายไปของแบบจำลองดังกล่าวบ่งชี้ว่าการสูญเสียแผ่นน้ำแข็งกรีนแลนด์ทั้งหมดทำให้โลกร้อนเพิ่มขึ้น 0.13 °C (0.23 °F) (โดยมีช่วงตั้งแต่ 0.04–0.06 °C) ในขณะที่การสูญเสียแผ่นน้ำแข็งแอนตาร์กติกาตะวันตกทำให้โลกร้อนเพิ่มขึ้น 0.05 °C (0.090 °F) (0.04–0.06 °C) และการสูญเสียธารน้ำแข็งบนภูเขาทำให้โลกร้อนเพิ่มขึ้น 0.08 °C (0.14 °F) (0.07–0.09 °C) [12]การประมาณการเหล่านี้ถือว่าโลกร้อนอยู่ที่ระดับเฉลี่ย 1.5 °C (2.7 °F) เนื่องจากการเติบโตแบบลอการิทึมของเอฟเฟกต์เรือนกระจก [ 27 ] : 80 ผลกระทบจากการสูญเสียน้ำแข็งจะมากขึ้นที่ระดับความอบอุ่นที่ต่ำกว่าเล็กน้อยในปี 2020 แต่จะลดลงหากความอบอุ่นดำเนินต่อไปสู่ระดับที่สูงขึ้น[12]

เนื่องจากแผ่นน้ำแข็งแอนตาร์กติกาตะวันออกจะไม่เสี่ยงต่อการหายไปอย่างสมบูรณ์จนกว่าโลกจะร้อนขึ้นถึง 5–10 °C (9.0–18.0 °F) และเนื่องจากการละลายทั้งหมดคาดว่าจะใช้เวลาอย่างน้อย 10,000 ปีจึงจะหายไปทั้งหมด ดังนั้นจึงไม่ค่อยมีการพิจารณาในการประเมินดังกล่าว หากเกิดขึ้นจริง ผลกระทบสูงสุดต่ออุณหภูมิโลกคาดว่าจะอยู่ที่ประมาณ 0.6 °C (1.1 °F) การสูญเสียแผ่นน้ำแข็งกรีนแลนด์ทั้งหมดจะทำให้อุณหภูมิในภูมิภาคอาร์กติกสูงขึ้นระหว่าง 0.5 °C (0.90 °F) ถึง 3 °C (5.4 °F) ในขณะที่อุณหภูมิในภูมิภาคแอนตาร์กติกามีแนวโน้มเพิ่มขึ้น 1 °C (1.8 °F) หลังจากการสูญเสียแผ่นน้ำแข็งแอนตาร์กติกาตะวันตก และ 2 °C (3.6 °F) หลังจากการสูญเสียแผ่นน้ำแข็งแอนตาร์กติกาตะวันออก[23]

โลกหิมะ

แผนภาพที่อธิบายปัจจัยที่ส่งผลต่อการตอบสนองการสะท้อนแสงน้ำแข็งในช่วงยุค Snowball Earth โดยเน้นที่การไหลของฝุ่น[6]

ปฏิกิริยาตอบสนองของน้ำแข็งและค่าสะท้อนแสงที่ควบคุมไม่ได้ยังมีความสำคัญต่อการก่อตัวของสโนว์บอลเอิร์ธซึ่งเป็นสภาพอากาศของโลกที่เย็นจัดและปกคลุมไปด้วยน้ำแข็งเกือบหมด หลักฐาน จากสภาพอากาศในอดีตบ่งชี้ว่าสโนว์บอลเอิร์ธเริ่มต้นจากยุคน้ำแข็งสเตอร์เชียน เมื่อ ประมาณ 717 ล้านปีก่อนและดำเนินต่อไปจนถึงประมาณ 660 ล้านปีก่อน แต่ตามมาด้วยยุคสโนว์บอลอีกครั้งหนึ่ง คือยุคน้ำแข็งมาริโนอัน เพียงไม่กี่ล้านปีต่อมา ซึ่งดำเนินต่อไปจนถึงประมาณ 634 ล้านปีก่อน[5]

หลักฐานทางธรณีวิทยาแสดงให้เห็นว่าธารน้ำแข็งใกล้เส้นศูนย์สูตรในเวลานั้น และแบบจำลองได้แสดงให้เห็นว่าการตอบรับของน้ำแข็ง-ค่าสะท้อนแสงมีส่วนสำคัญ[28] เมื่อน้ำแข็งก่อตัวมากขึ้น รังสีดวงอาทิตย์ที่เข้ามาจะสะท้อนกลับไปสู่อวกาศมากขึ้น ส่งผลให้อุณหภูมิบนโลกลดลง ไม่ว่าโลกจะเป็นก้อนหิมะแข็งสมบูรณ์ (ถูกแช่แข็งจนหมด) หรือเป็นก้อนน้ำแข็งที่มีแถบน้ำบางๆ บริเวณเส้นศูนย์สูตร ยังคงเป็นที่ถกเถียงกันอยู่ แต่กลไกการตอบรับของน้ำแข็ง-ค่าสะท้อนแสงยังคงมีความสำคัญสำหรับทั้งสองกรณี[29]

นอกจากนี้ การสิ้นสุดของยุค Snowball Earth ยังเกี่ยวข้องกับปฏิกิริยาตอบสนองของค่าสะท้อนแสงของน้ำแข็งด้วย มีการเสนอว่าการละลายของธารน้ำแข็งเริ่มขึ้นเมื่อมีฝุ่นจากการกัดเซาะสะสมเป็นชั้นๆ บนพื้นผิวหิมะและน้ำแข็งมากพอที่จะลดค่าสะท้อนแสงได้อย่างมาก ซึ่งน่าจะเริ่มเกิดขึ้นใน ภูมิภาค ละติจูดกลางเนื่องจากแม้ว่าภูมิภาคเหล่านี้จะหนาวเย็นกว่าเขตร้อนแต่ก็ได้รับปริมาณน้ำฝน น้อยกว่าด้วย ดังนั้นหิมะสดจึงน้อยกว่าที่จะฝังฝุ่นที่สะสมและฟื้นฟูค่าสะท้อนแสง เมื่อละติจูดกลางสูญเสียน้ำแข็งไปมากพอแล้ว ไม่เพียงแต่จะช่วยเพิ่มอุณหภูมิทั่วทั้งดาวเคราะห์เท่านั้น แต่การดีดกลับแบบไอโซสแตติกยังนำไปสู่ภูเขาไฟ ที่รุนแรงขึ้นในที่สุด และทำให้เกิดการสะสมของ CO 2ซึ่งเป็นไปไม่ได้มาก่อน[6]

เอฟเฟกต์หิมะมืดลง

ผลกระทบของการสะท้อนกลับของน้ำแข็งสามารถเพิ่มขึ้นได้จากการมีอยู่ของอนุภาคที่ดูดซับแสง อนุภาคในอากาศจะเกาะอยู่บนพื้นผิวหิมะและน้ำแข็ง ทำให้เกิดเอฟเฟกต์มืดลง โดยความเข้มข้นของอนุภาคที่สูงขึ้นทำให้ค่าการสะท้อนกลับลดลงมากขึ้น ค่าการสะท้อนกลับที่ต่ำลงหมายความว่ามีการดูดซับรังสีดวงอาทิตย์มากขึ้นและการละลายจะเร็วขึ้น[30] อนุภาคที่ทำให้เกิดความมืดลงได้แก่คาร์บอนดำและฝุ่นแร่[31] [32]การเจริญเติบโตของจุลินทรีย์ เช่นสาหร่ายหิมะบนธารน้ำแข็งและสาหร่ายน้ำแข็งบนน้ำแข็งทะเลก็สามารถทำให้เกิดเอฟเฟกต์หิมะมืดลงได้เช่นกัน[33]การละลายที่เกิดจากสาหร่ายจะเพิ่มปริมาณน้ำเหลวบนพื้นผิวหิมะและน้ำแข็ง ซึ่งจะกระตุ้นให้มีการเติบโตของสาหร่ายหิมะและน้ำแข็งมากขึ้น และทำให้ค่าการสะท้อนกลับลดลง ส่งผลให้เกิดการตอบรับเชิงบวก[30]

ผลตอบรับจากค่าการสะท้อนแสงของน้ำแข็งบนดาวเคราะห์นอกระบบ

บนโลก สภาพอากาศได้รับอิทธิพลอย่างมากจากการโต้ตอบกับรังสีดวงอาทิตย์และกระบวนการป้อนกลับ เราอาจคาดหวังได้ว่าดาวเคราะห์นอกระบบรอบดาวฤกษ์ดวงอื่นก็จะได้รับกระบวนการป้อนกลับที่เกิดจากรังสีดาวฤกษ์เช่นกัน ซึ่งส่งผลกระทบต่อสภาพอากาศของโลก จากการสร้างแบบจำลองสภาพอากาศของดาวเคราะห์ดวงอื่น การศึกษาวิจัยแสดงให้เห็นว่าการป้อนกลับของค่าการสะท้อนแสงของน้ำแข็งจะรุนแรงกว่ามากบนดาวเคราะห์ที่มีพื้นโลกซึ่งโคจรรอบดาวฤกษ์ (ดู: การจำแนกประเภทดาวฤกษ์ ) ที่มีรังสีอัลตราไวโอเลต ใกล้ระดับสูง [2]

ดูเพิ่มเติม

อ้างอิง

  1. ↑ อับ บูดีโก, มิชิแกน (1 มกราคม พ.ศ. 2512) "ผลของการแปรผันของรังสีดวงอาทิตย์ต่อสภาพอากาศของโลก" เทลลัส . 21 (5): 611–619. Bibcode :1969บอก...21..611B. CiteSeerX  10.1.1.696.824​ ดอย :10.3402/tellusa.v21i5.10109. ISSN  0040-2826.
  2. ^ ab Shields, Aomawa L.; Meadows, Victoria S.; Bitz, Cecilia M.; Pierrehumbert, Raymond T.; Joshi, Manoj M.; Robinson, Tyler D. (14 สิงหาคม 2013). "ผลกระทบของการกระจายพลังงานสเปกตรัมดาวฤกษ์เจ้าบ้านและผลตอบรับค่าการสะท้อนแสงของน้ำแข็งต่อสภาพอากาศของดาวเคราะห์นอกระบบสุริยะ" Astrobiology . 13 (8): 715–739. arXiv : 1305.6926 . Bibcode :2013AsBio..13..715S. doi :10.1089/ast.2012.0961. ISSN  1531-1074. PMC 3746291 . PMID  23855332. 
  3. ^ abc Schneider, Stephen H.; Dickinson, Robert E. (1974). "Climate modeling". Reviews of Geophysics . 12 (3): 447–493. Bibcode :1974RvGSP..12..447S. doi :10.1029/RG012i003p00447. ISSN  1944-9208
  4. ^ ab Deser, Clara; Walsh, John E.; Timlin, Michael S. (1 กุมภาพันธ์ 2000). "ความแปรปรวนของน้ำแข็งทะเลอาร์กติกในบริบทของแนวโน้มการไหลเวียนของบรรยากาศล่าสุด". J. Climate . 13 (3): 617–633. Bibcode :2000JCli...13..617D. CiteSeerX 10.1.1.384.2863 . doi :10.1175/1520-0442(2000)013<0617:ASIVIT>2.0.CO;2. 
  5. ^ ab Smith, AG (2009). "Neoproterozoic timescales and stratigraphy". Geological Society, London, Special Publications . 326 (1): 27–54. Bibcode :2009GSLSP.326...27S. doi :10.1144/SP326.2. S2CID  129706604.
  6. ^ abc De Vrese, Philipp; Stacke, Tobias; Rugenstein, Jeremy Caves; Goodman, Jason; Brovkin, Victor (14 พฤษภาคม 2021). "ผลตอบรับจากปริมาณหิมะและค่าสะท้อนแสงอาจนำไปสู่การละลายของธารน้ำแข็งบนโลกที่ปกคลุมด้วยหิมะโดยเริ่มจากละติจูดกลาง" Communications Earth & Environment . 2 (1): 1–9. doi : 10.1038/s43247-021-00160-4 .
  7. ^ โดย Treut, H. Le; Hansen, J.; Raynaud, D.; Jouzel, J.; Lorius, C. (กันยายน 1990). "The ice-core record: climate sensitivity and future greenhouse warming". Nature . 347 (6289): 139–145. Bibcode :1990Natur.347..139L. doi :10.1038/347139a0. ISSN  1476-4687. S2CID  4331052.
  8. ^ ab Dai, Aiguo; Luo, Dehai; Song, Mirong; Liu, Jiping (10 มกราคม 2019). "การขยายตัวของอาร์กติกเกิดจากการสูญเสียน้ำแข็งในทะเลภายใต้การเพิ่มขึ้นของ CO2" Nature Communications . 10 (1): 121. Bibcode :2019NatCo..10..121D. doi :10.1038/s41467-018-07954-9. PMC 6328634 . PMID  30631051 
  9. ↑ อับ รันทาเนน, มิกะ; Karpechko, Alexey Yu; ลิปโปเนน, อันติ; นอร์ดลิง, คัลเล; ฮีวาริเนน, ออตโต; รูโอสเตโนจา, คิมโม; วิห์มา, ติโม; ลักโซเนน อารีย์ (11 สิงหาคม 2565) “อาร์กติกอุ่นขึ้นเร็วกว่าโลกเกือบสี่เท่านับตั้งแต่ปี 1979” การสื่อสาร โลกและสิ่งแวดล้อม3 (1): 168. Bibcode :2022ComEE...3..168R. ดอย : 10.1038/s43247-022-00498-3 . hdl : 11250/3115996 . ISSN  2662-4435. S2CID  251498876.
  10. ^ โดย Riihelä, Aku; Bright, Ryan M.; Anttila, Kati (28 ตุลาคม 2021). "การเสริมความแข็งแกร่งของข้อมูลป้อนกลับค่าอัลเบโดของหิมะและน้ำแข็งล่าสุดที่ขับเคลื่อนโดยการสูญเสียน้ำแข็งในทะเลแอนตาร์กติกา" Nature Geoscience . 14 (11): 832–836. doi :10.1038/s41561-021-00841-x. hdl : 11250/2830682 .
  11. ^ abc Hickman, Leo (16 มกราคม 2018). "Timeline: The history of climate modelling". Carbon Brief . สืบค้นเมื่อ6 มกราคม 2024 .
  12. ^ abcdefghi Wunderling, Nico; Willeit, Matteo; Donges, Jonathan F.; Winkelmann, Ricarda (27 ตุลาคม 2020). "ภาวะโลกร้อนอันเนื่องมาจากการสูญเสียมวลน้ำแข็งขนาดใหญ่และน้ำแข็งทะเลในฤดูร้อนของอาร์กติก" Nature Communications . 10 (1): 5177. Bibcode :2020NatCo..11.5177W. doi :10.1038/s41467-020-18934-3. PMC 7591863 . PMID  33110092. 
  13. ^ abcd Pistone, Kristina; Eisenman, Ian; Ramanathan, Veerabhadran (2019). "การให้ความร้อนด้วยรังสีของมหาสมุทรอาร์กติกที่ปราศจากน้ำแข็ง" Geophysical Research Letters . 46 (13): 7474–7480. Bibcode :2019GeoRL..46.7474P. doi :10.1029/2019GL082914. ISSN  1944-8007. S2CID  197572148
  14. ^ abcd Armstrong McKay, David; Abrams, Jesse; Winkelmann, Ricarda; Sakschewski, Boris; Loriani, Sina; Fetzer, Ingo; Cornell, Sarah; Rockström, Johan; Staal, Arie; Lenton, Timothy (9 กันยายน 2022). "ภาวะโลกร้อนเกิน 1.5°C อาจกระตุ้นให้เกิดจุดเปลี่ยนสภาพอากาศหลายจุด" Science . 377 (6611): eabn7950. doi :10.1126/science.abn7950. hdl : 10871/131584 . ISSN  0036-8075. PMID  36074831. S2CID  252161375.
  15. ^ Sellers, William (1969). "แบบจำลองภูมิอากาศโลกที่อิงตามสมดุลพลังงานของระบบโลก-ชั้นบรรยากาศ". Journal of Applied Meteorology . 8 (3). AMS: 392–400. Bibcode :1969JApMe...8..392S. doi : 10.1175/1520-0450(1969)008<0392:AGCMBO>2.0.CO;2 .
  16. ^ Oldfield, Jonathan D. (24 มิถุนายน 2016). "ผลงานของ Mikhail Budyko (1920–2001) ต่อวิทยาศาสตร์ภูมิอากาศโลก: จากสมดุลความร้อนไปจนถึงการเปลี่ยนแปลงภูมิอากาศและนิเวศวิทยาโลก" WIREs Climate Change . 7 (5): 682–692. doi : 10.1002/wcc.412 .
  17. ^ Manabe, Syukuro; Wetherald, Richard T. (1 มกราคม 1975). "ผลกระทบของการเพิ่มความเข้มข้นของ CO2 เป็นสองเท่าต่อสภาพอากาศของแบบจำลองการไหลเวียนทั่วไป" Journal of the Atmospheric Sciences . 32 (3): 3–15. Bibcode :1975JAtS...32....3M. doi : 10.1175/1520-0469(1975)032<0003:teodtc>2.0.co;2 .
  18. ^ Singh, Hansi A.; Polvani, Lorenzo M. (10 มกราคม 2020). "ความไวต่อสภาพอากาศทวีปแอนตาร์กติกาต่ำเนื่องจากลักษณะภูมิประเทศของแผ่นน้ำแข็งสูง" npj Climate and Atmospheric Science . 3 . doi : 10.1038/s41612-020-00143-w . S2CID  222179485
  19. ^ Steig, Eric; Schneider, David; Rutherford, Scott; Mann, Michael E.; Comiso, Josefino; Shindell, Drew (1 มกราคม 2009). "การอุ่นขึ้นของพื้นผิวแผ่นน้ำแข็งแอนตาร์กติกาตั้งแต่ปีธรณีฟิสิกส์สากล พ.ศ. 2500" สิ่งพิมพ์ของคณะศิลปศาสตร์และวิทยาศาสตร์
  20. ↑ ซิน, เหม่ยเจียว; หลี่ ซีเฉิน; สตัมเมอร์จอห์น, ชารอน อี ; ไค, เหวินจู; จู้เจียง; เทิร์นเนอร์, จอห์น; เคลม, ไคล์ อาร์; ซ่ง เฉินเทา; วัง เหวินจู้; โหว หยูหรง (17 พฤษภาคม 2566) "การเปลี่ยนแปลงในวงกว้างของแนวโน้มอุณหภูมิแอนตาร์กติก" พลศาสตร์ของสภาพภูมิอากาศ61 (9–10): 4623–4641. Bibcode :2023ClDy...61.4623X. ดอย :10.1007/s00382-023-06825-4. S2CID  258777741.
  21. ^ Auger, Matthis; Morrow, Rosemary; Kestenare, Elodie; Nordling, Kalle; Sallée, Jean-Baptiste; Cowley, Rebecca (21 มกราคม 2021). "แนวโน้มอุณหภูมิในมหาสมุทรใต้ในช่วง 25 ปีที่ผ่านมาเกิดจากความแปรปรวนระหว่างปี" Nature Communications . 10 (1): 514. Bibcode :2021NatCo..12..514A. doi :10.1038/s41467-020-20781-1. PMC 7819991 . PMID  33479205 
  22. ↑ เอบีซี อาเรียส, เปาลา เอ.; เบลลูอิน, นิโคลัส; คอปโปลา, เอริกา; โจนส์, ริชาร์ด จี.; และคณะ (2021). "สรุปทางเทคนิค" (PDF) . ไอพีซีซี AR6 WG1 . พี 76.
  23. ^ abcde Armstrong McKay, David (9 กันยายน 2022). "ภาวะโลกร้อนที่เพิ่มขึ้นเกิน 1.5°C อาจกระตุ้นให้เกิดจุดเปลี่ยนสภาพอากาศหลายจุด – คำอธิบายเอกสาร" climatetippingpoints.info สืบค้นเมื่อ2 ตุลาคม 2022
  24. ^ Docquier, David; Koenigk, Torben (15 กรกฎาคม 2021). "การเลือกแบบจำลองภูมิอากาศตามการสังเกตคาดการณ์ฤดูร้อนที่ไม่มีน้ำแข็งในอาร์กติกประมาณปี 2035" Communications Earth & Environment . 2 (1): 144. Bibcode :2021ComEE...2..144D. doi : 10.1038/s43247-021-00214-7 . S2CID  235826846
  25. ^ Sigmond, Michael; Fyfe, John C.; Swart, Neil C. (2 เมษายน 2018). "Ice-free Arctic projections under the Paris Agreement". Nature Climate Change . 2 (5): 404–408. Bibcode :2018NatCC...8..404S. doi :10.1038/s41558-018-0124-y. S2CID  90444686.
  26. ^ Sledd, Anne; L'Ecuyer, Tristan S. (2 ธันวาคม 2021). "ภาพที่มืดกว่าของการตอบรับของค่าสะท้อนน้ำแข็งในแบบจำลอง CMIP6" Frontiers in Earth Science . 9 : 1067. Bibcode :2021FrEaS...9.1067S. doi : 10.3389/feart.2021.769844 .
  27. ^ Arias, Paola A.; Bellouin, Nicolas; Coppola, Erika; Jones, Richard G.; et al. (สิงหาคม 2021). "สรุปทางเทคนิค" (PDF) . การเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศ 2021: พื้นฐานวิทยาศาสตร์กายภาพ การมีส่วนสนับสนุนของกลุ่มทำงานที่ 1 ต่อรายงานการประเมินครั้งที่ 6 ของคณะกรรมการระหว่างรัฐบาลว่าด้วยการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศ(PDF) . IPCC . สืบค้นเมื่อ12 พฤศจิกายน 2021 .
  28. ^ Harland, WB (1 พฤษภาคม 1964). "หลักฐานสำคัญสำหรับการเกิดธารน้ำแข็งครั้งใหญ่ในยุคอินฟราแคมเบรียน" Geologische Rundschau (ภาษาเยอรมัน). 54 (1): 45–61. Bibcode :1964GeoRu..54...45H. doi :10.1007/BF01821169. ISSN  1432-1149. S2CID  128676272.
  29. ^ "'โลกที่ปกคลุมด้วยหิมะ' อาจจะเป็นโคลนก็ได้". Astrobiology Magazine . 2015-08-03 . สืบค้นเมื่อ2019-06-13 .
  30. ^ โดย Skiles, S. McKenzie; Flanner, Mark; Cook, Joseph M.; Dumont, Marie; Painter, Thomas H. (พฤศจิกายน 2018). "การบังคับแผ่รังสีโดยอนุภาคที่ดูดซับแสงในหิมะ" Nature Climate Change . 8 (11): 964–971. doi :10.1038/s41558-018-0296-5. ISSN  1758-6798
  31. ^ Bond, TC; Doherty, SJ; Fahey, DW; Forster, PM; Berntsen, T.; DeAngelo, BJ; Flanner, MG; Ghan, S.; Kärcher, B.; Koch, D.; Kinne, S.; Kondo, Y.; Quinn, PK; Sarofim, MC; Schultz, MG (2013-06-16). "การกำหนดขอบเขตบทบาทของคาร์บอนดำในระบบภูมิอากาศ: การประเมินทางวิทยาศาสตร์". Journal of Geophysical Research: Atmospheres . 118 (11): 5380–5552. doi :10.1002/jgrd.50171. hdl : 2027.42/99106 . ISSN  2169-897X
  32. ^ Skiles, S. McKENZIE; Painter, Thomas (กุมภาพันธ์ 2017). "วิวัฒนาการรายวันของปริมาณฝุ่นและคาร์บอนดำ ขนาดเม็ดหิมะ และค่าสะท้อนแสงของหิมะระหว่างการละลายของหิมะ เทือกเขาร็อกกี รัฐโคโลราโด" Journal of Glaciology . 63 (237): 118–132. doi :10.1017/jog.2016.125. ISSN  0022-1430.
  33. ^ Williamson, Christopher J.; Cook, Joseph; Tedstone, Andrew; Yallop, Marian; McCutcheon, Jenine; Poniecka, Ewa; Campbell, Douglas; Irvine-Fynn, Tristram; McQuaid, James; Tranter, Martyn; Perkins, Rupert; Anesio, Alexandre (2020-03-17). "Algal photophysiology drives darkening and melt of the Greenland Ice Sheet". Proceedings of the National Academy of Sciences . 117 (11): 5694–5705. doi : 10.1073/pnas.1918412117 . ISSN  0027-8424. PMC 7084142 . PMID  32094168. 
ดึงข้อมูลจาก "https://en.wikipedia.org/w/index.php?title=การป้อนกลับของน้ำแข็ง–อัลเบโด&oldid=1256725119"