از بررسی داده‌های آب‌وهوا مشاهده می‌کنیم که تغییرات بزرگی در آب‌وهوای هر دو نیمکره‌ی زمین رخ داده است که با زوال و گسترش صفحات یخ و در مقیاس منطقه‌ای مانند حوضه‌ی اقیانوس اطلس شمالی در عصر یخبندان کوچک ارتباط دارد. چه سازوکارهایی موجب چنین تغییرات قابل‌توجهی در سامانه‌ی اقلیم می‌شود؟ در ابتدا محدودیت‌های فیزیکی مقیاس‌های زمانی سامانه را بررسی می‌کنیم. همان‌طور که گفتیم، سامانه‌ی اقلیم از پنج جزو اصلی تشکیل شده است: جو، اقیانوس، یخ کره که از صفحات یخ یخچال‌های کوهستانی و قطعات عظیم یخ تشکیل‌شده است، زمین و هیدرولوژی آن و درنهایت زیست‌کره. زیست‌کره دربردارنده‌ی تمام جنبه‌های سامانه‌های زنده‌ی زمین، جو و اقیانوس است. اقیانوس پیچیده‌ترین جزو سامانه‌ی اقلیمی است که کمتر شناخته‌شده است. همه‌ی این مؤلفه‌ها با دیگر اجزای سیستم موجب شکل‌گیری تنوع اقلیمی در مقیاس گسترده‌ی زمانی شده‌اند. جو کوتاه‌ترین مقیاس زمانی را در سامانه فراهم می‌کند. زمان لازم برای اینکه یک به ستهی هوا کل کره زمین را طی کند، در مقیاس زمانی گردش جهانی حدود ۱۰ روز در تروپوسفر تعریف شده است. جو موجب حرکت و انتقال حرارت-تکانه و آب در سه حالت آن شده همچنین گازهای فعال: دی‌اکسید کربن-متان و ازن و نیز ذرات (سولفات و کربن) در کل کره زمین را جابه‌جا می‌کند. مقیاس زمانی تابش جو کمی طولانی‌تر بوده و حدود ۳۰ روز است.

جو متغیرترین بخش سامانه‌ی اقلیم است. ابرها حدود ۵۰ درصد مساحت سطح کره را اشغال می‌کنند و برای تنظیم دماهای سطح زمین بسیار اهمیت دارند اما شناسایی و پیش‌بینی آنها به دلیل فیزیک پیچیده‌ای که دارند، بسیار دشوار است. در مقابل دیگر اجزای سامانه‌ی اقلیمی، اقیانوس دامنه‌ی وسیع‌تری از مقیاس‌های زمانی از چندین ماه تا ۱۰۰۰ سال را دارد. لایه‌های سطحی به دلیل اینکه به‌طور مستمر تحت تأثیر جریان باد، گرمایش  ناشی از تابش خورشید و سرمایش ناشی از تبخیر هستند، نسبتاً به خوبی آمیخته شده‌اند. این عمق اختلاط حدود ۲۰ متر در تابستان تا بیش از ۱۰۰ متر در زمستان است و لایه‌ی آمیخته یک مقیاس زمانی چندین ماهه دارد و با بسیاری از فعل‌وانفعالات کوتاه‌مدت جو اقیانوس در ارتباط است. در مقابل جی رسهای (gyre)اصلی مقیاس‌های زمانی چندین سال تا چندین دهه‌ای دارند. به عنوان مثال نابهنجاری عظیم شوری در اقیانوس اطلس شمالی کمی طولانی‌تر از یک دهه طول می‌کشد تا جی رس جنب قطبی را بپیماید. مقیاس زمانی حرارتی جی رسها را می‌توان از عمق متوسط ترموکلاین اصلی برآورد کرد. اگر فرض کنیم عمق متوسط آن حدود ۵۰۰ متر باشد، بنابراین به مقیاس زمانی در حدود ۱۸ سال نیاز خواهد داشت این چرخش‌های جی رسی، نتیجه‌ی سامانه‌ی باد و نیروهای اکمن و همچنین افزودن و حذف شناوری در سطح دریاها هستند؛ بنابراین می‌توانند کلیدی برای کشف نوسان ده‌ساله در سامانه‌ی آب‌وهوا باشند. اعماق اقیانوس‌ها طولانی‌ترین مقیاس زمانی اقیانوس را فراهم می‌کند.

نیروی محرکه کف اقیانوس‌ها، در نواحی با عرض جغرافیایی بالا، جایی که توده‌های آب‌های عمیق تشکیل می‌شوند، متمرکز شده است. مقیاس زمانی گردش به چندین سده تا هزاره می‌رسد. به عنوان مثال، اقیانوس اطلس شمالی حدود ۱۰۶×۲۰ مترمکعب در ثانیه از آب‌های عمیق اطلس شمالی (NADW) را تولید می‌کند. اگر فرض کنیم کف اقیانوس کاملاً از NADW تشکیل شده است و حجم آن حدود ۱.۰*۱۰ به توان۱۸ m3s-1 اشد، مقیاس زمانی برای معکوس شدن گردش ۱۶۰۰ سال خواهد بود. جزء سوم یخ کره یا کریوسفر است که ۲ درصد کل آب‌های زمین و ۷۵ درصد آب شیرین کره‌ی زمین را دربر دارد. یکی از کوتاه‌ترین مقیاس‌های زمانی این است که سطح قطعه یخ در اقیانوس منجمد شمالی و اطراف قاره قطب جنوب شناور می‌شود و ضخامتی در حدود چند متر دارد. رشد و زوال آن در ارتباط با شارهای گرمایی و بارش بین سطح و جواست و به وسیله‌ی شارهای گرمایی اقیانوس در زیر یخ کنترل می‌شود. به دلیل این فاکتورهای سطحی، یخ‌های دریایی رشد قابل‌توجه و زوال فصلی و درون سالانه دارند. علاوه بر این، به سبب بادهای سطحی و جریان‌های اقیانوسی به حرکت درمی‌آیند و می‌توانند حجم زیادی از آب شیرین را پس از ذوب انتقال دهند و لازم است که حجم جدیدی از آب توسط گردش جوی و اقیانوسی جایگزین شود.

شکل 1- نمای شماتیک از سیستم اقلیمی زمین که نقش خشکی، جو، اقیانوس‌ها، یخ‌های دریایی، یخچال‌ها و صفحات یخی را نشان می‌دهد.
شکل ۱- نمای شماتیک از سیستم اقلیمی زمین که نقش خشکی، جو، اقیانوس‌ها، یخ‌های دریایی، یخچال‌ها و صفحات یخی را نشان می‌دهد.

مثالی از سازوکارهای تغییر آب‌وهوا در قطب جنوب

یک نمونه از این فرآیند در قطب جنوب رخ می‌دهد؛ جایی که قطعات یخ از سوی بادهای ساحلی از ساحل به سمت شمال رانده می‌شوند و به باز شدن مسیر آب مجاور به ساحل اجازه می‌دهند. این به نوبه‌ی خود اجازه می‌دهد تا یخ در ساحل توسط بادهای قطب یخزده و ضخیم‌تر شود. قطعات یخ، شوری کمتری  جنوب مجدداً دارند و هنگام انجماد به حذف نمک در آب اقیانوس کمک می‌کنند. این‌رو در قسمت زیرین آنها میزان شوری اقیانوس بیشتر است. ترکیب شوری بالا و دماهای کم این آب‌ها به تولید جرم متراکمی از آب در اقیانوس می‌انجامد: آب‌های عمقی اقیانوس منجمد جنوبی. یخ‌های دریایی با توجه به هدایت حرارتی ضعیفی که دارند، به‌عنوان تنظیم کننده‌ی دمای اقیانوس دارای اهمیت هستند؛ بنابراین انتقال حرارت از اقیانوس به جو، به‌طور قابل‌توجهی در نواحی پوشیده از یخ اقیانوس منجمد شمالی و جنوبی کاهش می‌یابد. یخچال‌های کوهستانی، صفحات یخی و قطعات عظیم یخ مقیاس‌های زمانی طولانی‌تری از یخ کره را دارند. رشد و زوال یخچال‌های کوهستانی در مقیاس زمانی دهه تا سده رخ می‌دهد؛ درحالی‌که صفحات عمده‌ی یخی مقیاس زمانی بیش از چند هزار سال دارند. یک مثال قابل‌توجه از زوال یخچال‌ها در ۱۵۰ سال گذشته در بسیاری از یخچال‌های طبیعی جهان در ارتباط با افزایش دمای جهانی دیده شده است. به‌طورکلی یخچال‌های طبیعی در حالت شبه تعادل با رشد یخ در رأس یخچال قرار دارند که اساساً ناشی از تجمع بارش برف طی سال‌ها و فرآیندهای فرسایش در کف یخچال است.

این فرآیندها شامل ذوب سطحی و تبخیر- ذوب در پایه‌ی صفحات بزرگ یخی و ترک خوردن و شکستن است. به‌خصوص زمانی که یخ وارد دریا شده و می‌شکند. رشد یک یخچال نه‌تنها وابسته به درجه حرارت است بلکه به میزان بارش برف در رأس آن نیز بستگی دارد. علاوه بر این، به دلیل تجمع گسترده‌ی یخ در گرینلند و قطب جنوب (باضخامت بیش از ۲ کیلومتر) کاهش لیتوسفری زمین و جهت تنظیم ایزوستازی وجود دارد. این تنظیم ایزوستازی امروزه در اسکاندیناوی دیده می‌شود؛ جایی که سطح زمین در آن به دنبال ذوب شدن صفحات عظیم یخ در ۱۸۰۰۰ سال قبل هرساله حدود یک سانتیمتر در حال افزایش است. این فرآیند تنظیم، مقیاس زمانی طولانیتری را برای حرکات صفحات یخی به همراه دارد. شکل ۲ نشان می‌دهد تغییرات عمیقی تأثیرگذار در حجم اقیانوس در ارتباط با ذوب شدن صفحات یخ در ۱۸۰۰۰ سال گذشته بوده است. شایان گفتن است؛ سطح اقیانوسها از ۱۴۰۰۰ سال قبل از عصر حاضر هرساله ۳۰ میلیمتر در حال افزایش است که ناشی از ذوب یخ است؛ درحالیکه افزایش سطح آب دریا در حال حاضر ۲-۳ میلیمتر در هرسال است. نظریه‌ی میلانکوویچ برای سیکل‌های یخچالی به‌طور ضمنی به کوچک در  پس‌خور میان سامانه‌ی اقلیم و تقویت تغییرات نسبتاً تابش فصلی خورشیدی رسیده به جو و تولید تغییرات بزرگ در صفحات یخی اشاره دارد.

تأکید میلانکوویچ بیشتر بر نقش تابش خورشیدی در فصل تابستان و در مدار ۶۰ درجه شمالی بوده است. زمانی که تابش خورشیدی براثر تغییرات مداری کاهش یابد، کاهش فرسایش و زوال یخچالی در تابستان ایجاد شده و درنتیجه صفحات یخ از یک سال تا سال بعد به‌آرامی رشد می‌کند. ٔ محدوده پوشیده شده از یخ موجب کاهش البدو شده؛ درنتیجه مقادیر جذب تابش خورشیدی را کاهش می‌دهد؛ بنابراین ذوب و فرسایش یخ کاهش می‌یابد. البته این نظریه‌ی میلانکوویچ، بسیاری از فرآیندهای فیزیکی نظیر اثرات رشد صفحات یخ را در نظر نگرفته است. به‌عنوان مثال تغییرات در بارش برف براثر افزایش سطوح یخی یا اثر ابرها و هواویزها در بیلان تابش سطحی صفحات یخ بررسی نشده است. باوجود سادگی، این نظریه به‌طور گسترده‌ای در جامعه‌ی علمی پذیرفته شده است زیرا تجزیه‌وتحلیل مغزه‌های اعماق اقیانوس فرکانس‌های اصلی تغییرات مرتبط با این واداشت‌های تابشی را تأیید کرده است.

ادامه مطلب تغییر اقلیم

  1. بخش اول
  2. بخش دوم
  3. بخش سوم
  4. بخش چهارم
  5. بخش پنجم
  6. بخش آخر

این مطلب اولین بار در ماهنامه علوم زمین و معدن به قلم سحر ملکی منتشر شده است.