پرش به محتوا

یخسار

از ویکی‌پدیا، دانشنامهٔ آزاد
یکی از دو یخسار زمین: یخسار جنوبگان حدود ۹۸٪ از قاره جنوبگان را می‌پوشاند و بزرگ‌ترین توده واحد یخ بر روی زمین است. میانگین ضخامت آن بیش از ۲ کیلومتر است.[۱]

در یخچال‌شناسی، یک یخسار (به انگلیسی: Ice sheet) که با نام یخچال طبیعی قاره‌ای نیز شناخته می‌شود،[۲] توده‌ای از یخ یخچالی است که زمین‌های اطراف را می‌پوشاند و مساحت آن بزرگ‌تر از ۵۰٬۰۰۰ کیلومتر مربع (۱۹٬۰۰۰ مایل مربع) است.[۳] دو یخسار کنونی، یخسار جنوبگان و یخسار گرینلند هستند. یخسارها بزرگ‌ترین پیکره‌های یخچالی بر روی زمین هستند که از کلاهک‌های یخی کوچک‌تر یا یخچال‌های طبیعی کوهستانی متمایز می‌شوند. یخسارها می‌توانند دارای چندین گنبد یخی باشند؛ یعنی نقاط مرتفع توپوگرافیک که یخ از آن‌ها به سمت بیرون جریان می‌یابد و معمولاً توسط روان‌یخ‌ها و یخچال‌های خروجی در پیرامونشان تخلیه می‌شوند.

اگرچه سطح یخسار سرد است، اما پایه آن به دلیل گرمای زمین‌گرمایی به‌طور کلی گرم‌تر است. در برخی نقاط، ذوب رخ می‌دهد و آب حاصل از ذوب، یخسار را لغزنده می‌کند تا سریع‌تر جریان یابد. این فرایند کانال‌هایی با جریان سریع در درون یخسار ایجاد می‌کند که به آن‌ها روان‌یخ می‌گویند.

حتی یخسارهای پایدار نیز دائماً در حرکت هستند، زیرا یخ به‌تدریج از فلات مرکزی (که بلندترین نقطه یخسار است) به سمت حاشیه‌ها جریان می‌یابد. شیب یخسار در اطراف فلات کم است اما در حاشیه‌ها به‌طور تندی افزایش می‌یابد.[۴]

افزایش دمای هوای جهانی ناشی از تغییر اقلیم حدود ۱۰٬۰۰۰ سال زمان می‌برد تا مستقیماً در میان یخ نفوذ کند و بر دمای بستر تأثیر بگذارد، اما ممکن است از طریق افزایش ذوب سطحی و ایجاد دریاچه‌های بریخچالی بیشتر، تأثیرگذار باشد. این دریاچه‌ها ممکن است آب گرم را به پایه‌های یخچالی برسانند و حرکت یخچال را تسهیل کنند.[۵]

رشد یخسارها نشانه‌ای از دوره‌های یخچالی است که در طول عصرهای یخبندان رخ می‌دهند. در طول تاریخ زمین، یخسارهای بسیار متفاوتی وجود داشته‌اند. در بیشینه آخرین عصر یخبندان، یخسارهای تاریخی لارنتی و یخسار کوردیلر با یخسار گرینلند ادغام شدند تا بخش بزرگی از آمریکای شمالی را بپوشانند. در همان دوره، یخسار ویشلی (Weichselian) شمال اروپا و یخسار پاتاگونیا بخش جنوبی آمریکای جنوبی را پوشانده بود. عقب‌نشینی و ناپدید شدن این یخسارها آغازگر دوره میان‌یخچالی کنونی یعنی هولوسن بود و عقب‌نشینی مداوم و سرنوشت آینده یخسارهای گرینلند و جنوبگان نقش مهمی در تغییر اقلیم و افزایش سطح آب دریاها ایفا می‌کند.

نمای کلی

[ویرایش | اشتراک‌گذاری]
یخسار گرینلند آن‌گونه که از فضا دیده می‌شود

یخسار توده‌ای از یخ است که پهنه‌ای از خشکی با مقیاس قاره‌ای را می‌پوشاند؛ به این معنی که مساحت آن از ۵۰٬۰۰۰ کیلومتر مربع فراتر می‌رود.[۴] دو یخسار موجود در حال حاضر در گرینلند و جنوبگان، مساحتی بسیار بزرگ‌تر از این تعریف حداقلی دارند و به ترتیب ۱٫۷ میلیون کیلومتر مربع و ۱۴ میلیون کیلومتر مربع وسعت دارند. هر دو یخسار همچنین بسیار ضخیم هستند، زیرا از یک لایه یخی پیوسته با میانگین ضخامت ۲ کیلومتر تشکیل شده‌اند.[۱][۶] این لایه یخی به این دلیل شکل می‌گیرد که بیشتر برفی که بر روی یخسار می‌بارد هرگز ذوب نمی‌شود و در عوض توسط جرم لایه‌های جدیدتر برف فشرده می‌شود.[۴]

این فرایند رشد یخسار امروزه نیز در حال وقوع است، چنان‌که در نمونه‌ای که در جنگ جهانی دوم رخ داد، به‌وضوح قابل مشاهده است. یک هواپیمای جنگنده لاکهید پی-۳۸ لایتنینگ در سال ۱۹۴۲ در گرینلند سقوط کرد. این هواپیما تنها ۵۰ سال بعد بازیابی شد. تا آن زمان، هواپیما زیر ۸۱ متر (۲۶۸ فوت) یخ که در طول آن دوره زمانی شکل گرفته بود، دفن شده بود.[۷]

پویایی

[ویرایش | اشتراک‌گذاری]

جریان‌های یخچالی

[ویرایش | اشتراک‌گذاری]
نرخ جریان یخچالی در یخسار جنوبگان.
حرکت یخ در جنوبگان

حتی یخسارهای پایدار نیز دائماً در حال حرکت هستند، زیرا یخ به‌تدریج از فلات مرکزی، که مرتفع‌ترین نقطه یخسار است، به سمت حاشیه‌ها جریان می‌یابد. شیب یخسار در اطراف فلات کم است اما در حاشیه‌ها به‌شدت افزایش می‌یابد.[۴] این تفاوت در شیب به دلیل عدم تعادل بین انباشت زیاد یخ در فلات مرکزی و انباشت کمتر، و همچنین کند و سوز بیشتر در حاشیه‌ها رخ می‌دهد. این عدم تعادل، تنش برشی روی یخچال را تا زمانی که شروع به جریان یافتن کند، افزایش می‌دهد. سرعت جریان و تغییر شکل با نزدیک شدن به خط تعادل بین این دو فرایند، افزایش می‌یابد.[۸][۹] این حرکت توسط گرانش هدایت می‌شود اما توسط دما و استحکام پایه‌های یخچال‌های طبیعی کنترل می‌گردد. تعدادی از فرایندها این دو عامل را تغییر می‌دهند که منجر به خیزش‌های چرخه‌ای فعالیت در میان دوره‌های طولانی‌تر عدم فعالیت می‌شود؛ این فرایندها در مقیاس‌های زمانی از ساعتی (مانند جریان‌های جزر و مدی) تا صدساله (چرخه‌های میلانکوویچ) رخ می‌دهند.[۹]

در مقیاس ساعتی و مستقل از موارد فوق، خیزش‌های حرکت یخ می‌تواند توسط فعالیت جزر و مدی تعدیل شود. تأثیر یک نوسان جزر و مدی ۱ متری می‌تواند تا ۱۰۰ کیلومتر دورتر از دریا احساس شود.[۱۰] در طول جزر و مد‌های بزرگ‌تر، یک روان‌یخ برای ساعت‌ها تقریباً ثابت می‌ماند، تا اینکه درست پس از اوج مد، خیزشی در حدود یک فوت در کمتر از یک ساعت رخ می‌دهد؛ سپس یک دوره سکون حاکم می‌شود تا خیزش دیگری به سمت میانه یا پایان فروکش کردن جزر رخ دهد.[۱۱][۱۲] در جزر و مدهای کوچک (نِپ)، این تعامل کمتر مشهود است و خیزش‌ها در عوض تقریباً هر ۱۲ ساعت یک‌بار رخ می‌دهند.[۱۱]

افزایش دمای هوای جهانی به دلیل تغییر اقلیم، حدود ۱۰٬۰۰۰ سال زمان می‌برد تا مستقیماً از میان یخ عبور کرده و بر دمای بستر تأثیر بگذارد، اما ممکن است از طریق افزایش ذوب سطحی و تولید دریاچه‌های بریخچالی بیشتر، اثرگذار باشد. این دریاچه‌ها ممکن است آب گرم را به پایه‌های یخچال طبیعی برسانند و حرکت یخچال را تسهیل کنند.[۵] دریاچه‌هایی با قطر بیش از ~۳۰۰ متر قادرند یک شکاف پر از سیال تا حد فاصل یخچال/بستر ایجاد کنند. هنگامی که این شکاف‌ها شکل می‌گیرند، تمام محتویات (نسبتاً گرم) دریاچه می‌تواند در مدت زمان کوتاهی بین ۲ تا ۱۸ ساعت به پایه یخچال برسد؛ این امر باعث روان‌کاری بستر و ایجاد خیزش در یخچال می‌شود.[۱۳] آبی که به بستر یخچال می‌رسد ممکن است در آنجا منجمد شود و با فشار دادن یخچال از زیر، ضخامت آن را افزایش دهد.[۱۴]

شرایط مرزی

[ویرایش | اشتراک‌گذاری]
فروپاشی یخ‌تاق لارسن بی تأثیرات عمیقی بر سرعت یخچال‌های تغذیه‌کننده آن داشت.
شتاب‌گیری جریان‌های یخ پس از فروپاشی یک یخ‌تاق

از آنجا که حاشیه‌ها در مرز دریایی پایان می‌یابند، یخ اضافی از طریق روان‌یخ‌ها یا یخچال‌های خروجی تخلیه می‌شود. سپس، این یخ یا مستقیماً به درون دریا می‌ریزد و یا بر فراز یخ‌تاق‌های شناور انباشته می‌شود.[۴]: 2234  آن یخ‌تاق‌ها سپس در صورت تجربه مازاد یخ، کوه‌های یخ را در پیرامون خود یخ‌زایی می‌کنند. یخ‌تاق‌ها همچنین به دلیل ذوب قاعده‌ای، یخ‌زایی شتاب‌یافته‌ای را تجربه خواهند کرد. در جنوبگان، این فرایند توسط گرمایی هدایت می‌شود که از طریق جریان ژرفاب پیراقطبی به یخ‌تاق می‌رسد؛ جریانی که ۳ درجهٔ سلسیوس بالاتر از نقطه ذوب یخ است.[۱۵]

حضور یخ‌تاق‌ها تأثیری تثبیت‌کننده بر یخچال‌های طبیعی پشت سرشان دارد، در حالی که نبود یخ‌تاق موجب بی‌ثباتی می‌شود. برای نمونه، هنگامی که یخ‌تاق لارسن (Larsen B) در شبه‌جزیره جنوبگان طی سه هفته در فوریه ۲۰۰۲ فروپاشید، چهار یخچال طبیعی پشت آن - یخچال کرین، یخچال گرین، یخچال هکتوریا و یخچال جوروم - همگی با سرعتی بسیار بیشتر شروع به حرکت کردند، در حالی که دو یخچال دیگر (فلاسک و لپارد) که توسط بقایای یخ‌تاق تثبیت‌شده بودند، شتاب نگرفتند.[۱۶]

فروپاشی یخ‌تاق لارسن با نازک‌شدگی تنها ۱ متر در سال پیش‌درآمد داشت، در حالی که برخی دیگر از یخ‌تاق‌های جنوبگان نازک‌شدگی ده‌ها متر در سال را نشان داده‌اند.[۵] علاوه بر این، افزایش دمای اقیانوس به میزان ۱ درجهٔ سلسیوس ممکن است منجر به ذوب قاعده‌ای تا ۱۰ متر در سال شود.[۵] یخ‌تاق‌ها همواره در دمای میانگین سالانه ۹- درجهٔ سلسیوس پایدار هستند، اما هرگز در دمای بالای ۵- درجهٔ سلسیوس پایدار نمی‌مانند؛ این موضوع گرمایش منطقه‌ای ۱.۵ درجهٔ سلسیوس را که پیش از فروپاشی لارسن رخ داد، در بستر مناسب خود قرار می‌دهد.[۵]

ناپایداری یخسار دریایی

[ویرایش | اشتراک‌گذاری]
«MISI» به اینجا تغییرمسیر دارد. برای دیگر کاربردها، Misi را ببینید.

در دههٔ ۱۹۷۰، یوهانس وترمن پیشنهاد کرد که از آنجا که آب دریا چگال‌تر از یخ است، هر یخساری که زیر سطح دریای آزاد قرار گرفته باشد، به دلیل اصل ارشمیدس با ذوب شدن، ذاتاً بی‌ثبات‌تر می‌شود.[۱۷] در واقع، این یخسارهای دریایی باید جرم کافی داشته باشند تا از جرم آب دریایی که توسط یخ جابه‌جا می‌شود فراتر روند، که این امر مستلزم ضخامت اضافی است. با ذوب شدن و نازک‌تر شدن یخسار، وزن یخِ رویی کاهش می‌یابد. در نقطه‌ای خاص، آب دریا می‌تواند خود را به شکاف‌هایی که در پایهٔ یخسار تشکیل می‌شوند وارد کند و «ناپایداری یخسار دریایی» (MISI) رخ خواهد داد.[۱۷][۱۸]

حتی اگر یخسار زیر سطح دریای آزاد قرار گرفته باشد، تا زمانی که یک یخ‌تاق پایدار در مقابل آن وجود داشته باشد، MISI نمی‌تواند رخ دهد.[۱۹] مرز بین یخسار و یخ‌تاق، که به عنوان «خط زمین‌گیر» شناخته می‌شود، اگر در یک خور محدود شده باشد، به‌ویژه پایدار است.[۱۹] در آن صورت، ممکن است یخسار اصلاً نازک نشود، زیرا مقدار یخی که از روی خط زمین‌گیر جریان می‌یابد احتمالاً با تجمع سالانهٔ یخ حاصل از برف در بالادست برابری می‌کند.[۱۸] در غیر این صورت، گرمایش اقیانوس در پایهٔ یک یخ‌تاق تمایل دارد آن را از طریق ذوب قاعده‌ای نازک کند. با نازک‌تر شدن یخ‌تاق، اثر تکیه‌گاهی کمتری بر یخسار اعمال می‌کند، تنش معکوس افزایش می‌یابد و خط زمین‌گیر به عقب رانده می‌شود.[۱۸] یخسار احتمالاً شروع به از دست دادن یخ بیشتری از موقعیت جدید خط زمین‌گیر می‌کند و در نتیجه سبک‌تر شده و توانایی کمتری برای جابه‌جایی آب دریا خواهد داشت. این امر در نهایت خط زمین‌گیر را حتی بیشتر به عقب می‌راند و یک سازوکار خودتقویت‌شونده ایجاد می‌کند.[۱۸][۲۰]

مکان‌های آسیب‌پذیر

[ویرایش | اشتراک‌گذاری]
توزیع نقاط داغ آب ذوب‌شده ناشی از کاهش یخ در دریای آموندسن، که محل قرارگیری هر دو یخچال طبیعی توایتس (TEIS به یخ‌تاق خاوری توایتس اشاره دارد) و پاین آیلند است.[۲۱]

از آنجا که تمام یخسار جنوبگان باختری بر روی بستری زیر سطح دریای آزاد قرار گرفته است، در این سناریو نسبت به از دست رفتن سریع یخ از نظر زمین‌شناختی آسیب‌پذیر خواهد بود.[۲۲][۲۳] به‌ویژه، یخچال‌های طبیعی توایتس و پاین آیلند بیشترین احتمال را برای آسیب‌پذیری در برابر ناپایداری یخسار دریایی (MISI) دارند و هر دو یخچال در دهه‌های اخیر به‌سرعت در حال نازک شدن و شتاب گرفتن بوده‌اند.[۲۴][۲۵][۲۶][۲۷] در نتیجه، افزایش سطح آب دریاها ناشی از این یخسار می‌تواند تنها در طول قرن بیست و یکم تا ده‌ها سانتی‌متر شتاب بگیرد.[۲۸]

بخش عمده‌ای از یخسار جنوبگان خاوری تحت تأثیر قرار نخواهد گرفت. یخچال طبیعی توتن بزرگ‌ترین یخچال طبیعی در آن منطقه است که می‌دانیم در معرض ناپایداری دریایی یخسار (MISI) قرار دارد؛ با این حال، سهم بالقوه آن در افزایش سطح آب دریاها با کل یخسار جنوبگان باختری قابل مقایسه است.[۲۹] یخچال طبیعی توتن در دهه‌های اخیر تقریباً به‌طور یکنواخت در حال از دست دادن جرم خود‌بوده است،[۳۰] که این امر نشان می‌دهد عقب‌نشینی سریع آن در آینده نزدیک ممکن است، اگرچه رفتار پویای یخ‌تاق توتن در مقیاس‌های زمانی فصلی تا میان‌ساله متغیر است.[۳۱][۳۲][۳۳] حوضه ویلکس تنها حوضه زیردریایی بزرگ در جنوبگان است که تصور نمی‌شود به گرمایش حساس باشد.[۲۶] در نهایت، حتی افزایش سطح آب دریاها که از نظر زمین‌شناختی سریع باشد، به احتمال زیاد برای از دست رفتن کامل این توده‌های یخی (یخسار جنوبگان باختری و حوضه‌های زیر یخچالی) به چندین هزاره زمان نیاز دارد.[۳۴][۳۵]

ناپایداری پرتگاه یخی دریایی

[ویرایش | اشتراک‌گذاری]
مجموعه‌ای از فیلم‌ها و پویانمایی‌ها برای توضیح تغییراتی که در «یخسار جنوبگان باختری» در حال وقوع است، با روایت یخ‌شناس اریک رینو

یک فرایند مرتبط که با نام «ناپایداری پرتگاه یخی دریایی» (MICI) شناخته می‌شود، بیان می‌دارد که پرتگاه‌های یخی که ارتفاع آن‌ها در بالای سطح زمین از حدود ۹۰ متر (۲۹۵ ۱⁄۲ فوت) فراتر رود و ارتفاع پایه (زیرزمینی) آن‌ها حدود ۸۰۰ متر (۲٬۶۲۴ ۱⁄۲ فوت) باشد، احتمالاً پس از از بین رفتن یخ‌های پیرامونی که آن‌ها را تثبیت می‌کردند، تحت وزن خود فرو می‌ریزند.[۳۶] فروپاشی آن‌ها سپس توده‌های یخی پشت سرشان را در معرض همان ناپایداری قرار می‌دهد که به طور بالقوه منجر به چرخه‌ای خودپایدار از فروپاشی پرتگاه و عقب‌نشینی سریع یخسار می‌شود؛ یعنی افزایش سطح آب دریاها به میزان یک متر یا بیشتر تا سال ۲۱۰۰ تنها از سوی جنوبگان.[۱۸][۳۷][۱۹][۳۸] این نظریه بسیار تأثیرگذار‌بوده است؛ به طوری که در یک نظرسنجی در سال ۲۰۲۰ از ۱۰۶ کارشناس، مقاله‌ای که این نظریه را پیش برده بود، حتی مهم‌تر از «پنجمین گزارش هیئت بین‌دولتی تغییر اقلیم» در سال ۲۰۱۴ ارزیابی شد.[۳۹] پیش‌بینی‌های افزایش سطح آب دریاها که شامل MICI می‌شوند، بسیار بزرگ‌تر از سایر پیش‌بینی‌ها هستند، به‌ویژه در شرایطی که نرخ گرمایش بالا باشد.[۴۰]

در عین حال، این نظریه بسیار بحث‌برانگیز نیز‌بوده است.[۳۶] این نظریه در ابتدا برای توصیف چگونگی وقوع افزایش زیاد سطح آب دریاها در طول دوره «پلیوسن» و «آخرین میان‌یخبندان» پیشنهاد‌شده بود[۳۶][۳۷]؛ با این حال، تحقیقات جدیدتر نشان داد که این دوره‌های افزایش سطح آب دریاها را می‌توان بدون وقوع هیچ‌گونه ناپایداری پرتگاه یخی توضیح داد.[۴۱][۳۶][۴۲] تحقیقات در «دریای آموندسن» در «جنوبگان باختری» (محل قرارگیری «یخچال طبیعی توایتس» و «یخچال طبیعی پاین آیلند») نشانه‌هایی از «شیار انداختن بستر دریا توسط یخ» از دوره «دریاس جوان» یافته است که به نظر با MICI سازگار است.[۴۳][۴۱] با این حال، این نشانه‌ها حاکی از عقب‌نشینی «نسبتاً سریع» اما همچنان طولانی‌مدت یخسار است، به‌طوری که جابه‌جایی بیش از ۲۰۰ کیلومتر (۱۲۰ مایل) به سمت خشکی در مدت زمان تخمینی ۱۱۰۰ سال رخ داده است (از حدود ۱۲٬۳۰۰ سال «پیش از امروز» تا حدود ۱۱٬۲۰۰ سال پیش از امروز).[۴۳]

اگر ناپایداری پرتگاه یخی دریایی (MICI) بتواند رخ دهد، ساختار خور یخچال طبیعی (که از بالا دیده می‌شود) نقش مهمی در تعیین سرعت پیشروی آن خواهد داشت. خلیج‌هایی که عمیق هستند یا به سمت خروجی باریک می‌شوند، عقب‌نشینی بسیار کندتری نسبت به حالت مخالف تجربه خواهند کرد[۴۴]

در سال‌های اخیر، عقب‌نشینی سریع یخچال کرین در سال‌های ۲۰۰۲ تا ۲۰۰۴ بلافاصله پس از فروپاشی یخ‌تاق لارسن (پیش از آنکه به یک آبدره کم‌عمق برسد و تثبیت شود) می‌توانست شامل ناپایداری پرتگاه یخی دریایی (MICI) باشد، اما مشاهدات کافی برای تأیید یا رد این نظریه وجود نداشت[۴۵]. عقب‌نشینی سه یخچال بزرگ یخسار گرینلند - یاکوبسهاون، هلهایم و یخچال کانگردلوگسواک - حداقل تا پایان سال ۲۰۱۳ شبیه به پیش‌بینی‌های حاصل از فروپاشی پرتگاه یخی نبود،[۴۱][۴۶] اما رویدادی که در اوت ۲۰۱۴ در یخچال هلهایم مشاهده شد، ممکن است با این تعریف مطابقت داشته باشد[۴۱][۴۷]. علاوه بر این، مدل‌سازی‌های انجام‌شده پس از فرضیه اولیه نشان می‌دهد که ناپایداری پرتگاه یخی نیازمند فروپاشی غیرقابل‌باورِ سریعِ یخ‌تاق است (یعنی در عرض یک ساعت برای پرتگاه‌هایی با ارتفاع حدود ۹۰ متر (۲۹۵ ۱⁄۲ فوت))،[۴۸] مگر آنکه یخ از پیش به‌طور قابل‌توجهی آسیب دیده باشد[۴۵]. افزون بر این، فروپاشی پرتگاه یخی حجم زیادی از آوار را در آب‌های ساحلی ایجاد می‌کند - که به آن یخ‌مخلوط گفته می‌شود - و مطالعات متعدد نشان می‌دهند که انباشت آن‌ها باعث کند شدن یا حتی توقف کامل ناپایداری، اندکی پس از آغاز آن می‌شود[۴۹][۵۰][۵۱][۴۴]

برخی از دانشمندان - از جمله طراحان این فرضیه، رابرت دکونتو و دیوید پولارد - پیشنهاد کرده‌اند که بهترین راه برای حل این پرسش، تعیین دقیق میزان افزایش سطح آب دریاها در طول آخرین میان‌یخبندان است.[۴۱] اگر میزان افزایش سطح آب دریاها در آن زمان کمتر از ۴ متر (۱۳ فوت) بوده باشد، می‌توان «ناپایداری صخره‌های یخی دریایی» (MICI) را به‌طور مؤثری رد کرد، در حالی که اگر این میزان بیش از ۶ متر (۱۹ ۱⁄۲ فوت) باشد، وقوع آن بسیار محتمل است.[۴۱] تا سال ۲۰۲۳، جدیدترین تحلیل‌ها نشان می‌دهد که بعید است میزان افزایش سطح آب دریاها در آخرین میان‌یخبندان بیش از ۲٫۷ متر (۹ فوت)‌بوده باشد،[۵۲] زیرا مقادیر بالاتر در پژوهش‌های دیگر، مانند ۵٫۷ متر (۱۸ ۱⁄۲ فوت)،[۵۳] با داده‌های جدید دیرین‌اقلیم‌شناسی از باهاما و تاریخچه شناخته‌شده یخسار گرینلند همخوانی ندارند.[۵۲]

دو یخسار کنونی زمین

[ویرایش | اشتراک‌گذاری]

ذوب کامل یخسارها و یخچال‌های طبیعی جهانی ممکن است هزاران سال طول بکشد، اما منجر به ۶۶ متر (۲۱۶ فوت) افزایش سطح آب دریاها خواهد شد.[۵۴] (ذوب یخ‌های دریایی و تاق‌های یخی بر سطح آب دریاها تأثیری ندارد. )

یخسار جنوبگان

[ویرایش | اشتراک‌گذاری]

یخسار جنوبگان یک یخچال طبیعی قاره‌ای است که ۹۸ درصد از قاره جنوبگان را پوشانده و مساحتی در حدود ۱۴ میلیون کیلومتر مربع (۵٫۴ میلیون مایل مربع) و میانگین ضخامتی بیش از ۲ کیلومتر (۱٫۲ مایل) دارد. این یخسار، بزرگ‌ترین مورد از دو یخسار کنونی زمین است که ۲۶٫۵ میلیون کیلومتر مکعب (۶٬۴۰۰٬۰۰۰ مایل مکعب) یخ را در خود جای داده که معادل ۶۱ درصد از کل آب شیرین روی زمین است. سطح آن تقریباً پیوسته است و تنها مناطق بدون یخ در این قاره، دره‌های خشک، نوناتاک‌های رشته‌کوه‌های جنوبگان و سنگ بسترهای پراکنده در کناره‌ها هستند. این یخسار اغلب به دلیل تفاوت‌های بزرگ در تراز جرم یخچال، جریان یخ و توپوگرافی بین سه منطقه، به شبه‌جزیره جنوبگان (AP)، یخسار جنوبگان خاوری (EAIS) و یخسار جنوبگان باختری (WAIS) تقسیم می‌شود.

از آنجا که یخسار جنوبگان خاوری بیش از ۱۰ برابر بزرگ‌تر از یخسار جنوبگان باختری است و در ارتفاع بالاتری قرار دارد، نسبت به تغییر اقلیم آسیب‌پذیری کمتری نسبت به یخسار جنوبگان باختری دارد. در قرن بیستم، یخسار جنوبگان خاوری یکی از معدود مکان‌های روی زمین بود که به جای گرمایش، سرمایش محدودی را نشان می‌داد، حتی در حالی که یخسار جنوبگان باختری از دهه ۱۹۵۰ تا ۲۰۰۰ بیش از ۰٫۱ درجه سلسیوس در دهه گرم شد و روند گرمایش میانگین در کل قاره از سال ۱۹۵۷ تاکنون بیش از ۰٫۰۵ درجه سلسیوس در دهه‌بوده است. تا اوایل دهه ۲۰۲۰، همچنان تراز مثبت جرم در یخسار جنوبگان خاوری وجود دارد (به دلیل افزایش بارش که بر روی یخسار منجمد می‌شود)، با این حال، از دست دادن یخ از یخچال‌های یخسار جنوبگان باختری مانند توایتس و یخچال پاین آیلند بسیار بیشتر است.

تا سال ۲۱۰۰، خالص یخ از دست رفته از جنوبگان به‌تنهایی حدود ۱۱ سانتیمتر (۵ اینچ) به افزایش سطح آب دریاها در سراسر جهان می‌افزاید. علاوه بر این، نحوه قرارگیری «یخسار جنوبگان باختری» (WAIS) در عمق پایین‌تر از سطح دریا، آن را در برابر ناپایداری یخسار دریایی آسیب‌پذیر می‌کند؛ پدیده‌ای که شبیه‌سازی آن در مدل یخسارها دشوار است. اگر این ناپایداری پیش از سال ۲۱۰۰ آغاز شود، پتانسیل آن را دارد که مجموع افزایش سطح آب دریاهای ناشی از جنوبگان را ده‌ها سانتی‌متر دیگر افزایش دهد، به‌ویژه در شرایط گرمایش کلی شدید. از دست رفتن یخ جنوبگان همچنین باعث تولید آب ذوب‌شده شیرین با نرخ ۱۱۰۰ تا ۱۵۰۰ میلیارد تن (GT) در سال می‌شود. این آب ذوب‌شده، بستراب جنوبگان شور را رقیق می‌کند که باعث تضعیف سلول پایینی گردش واژگونی اقیانوس جنوبگان‌شده و حتی ممکن است به فروپاشی آن کمک کند، هرچند این فرایند احتمالاً طی چندین قرن رخ خواهد داد.

پژوهش‌های دیرین‌اقلیم‌شناسی و مدل‌سازی‌های بهبودیافته نشان می‌دهند که «یخسار جنوبگان باختری» حتی اگر گرمایش بیش از این پیشروی نکند، به‌احتمال بسیار زیاد ناپدید خواهد شد و تنها کاهش گرمایش به ۲ تغییر درجه سلسیوس (۳٫۶ تغییر درجه فارنهایت) زیر دمای سال ۲۰۲۰ ممکن است آن را نجات دهد. تصور می‌شود که از دست رفتن این یخسار بین ۲۰۰۰ تا ۱۳۰۰۰ سال طول بکشد، اگرچه چندین قرن انتشار بالای گازهای گلخانه‌ای ممکن است این زمان را به ۵۰۰ سال کاهش دهد. در صورت فروپاشی این یخسار اما باقی ماندن کلاهک‌های یخی بر روی کوه‌ها، ۳٫۳ متر (۱۰ فوت ۱۰ اینچ) افزایش سطح آب دریا رخ خواهد داد و اگر آن‌ها نیز ذوب شوند، این مقدار به ۴٫۳ متر (۱۴ فوت ۱ اینچ) می‌رسد. برخاست پسایخچالی نیز ممکن است طی ۱۰۰۰ سال دیگر حدود ۱ متر (۳ فوت ۳ اینچ) به سطح آب دریاهای جهان بیفزاید. از سوی دیگر، «یخسار جنوبگان خاوری» بسیار پایدارتر است و ممکن است تنها باعث ۰٫۵ متر (۱ فوت ۸ اینچ) تا ۰٫۹ متر (۲ فوت ۱۱ اینچ) افزایش سطح آب دریا از سطح گرمایش فعلی شود که بخش کوچکی از ۵۳٫۳ متر (۱۷۵ فوت) یخ موجود در کل این یخسار است. در حدود ۳ تغییر درجه سلسیوس (۵٫۴ تغییر درجه فارنهایت)، مکان‌های آسیب‌پذیری مانند حوضه ویلکس و حوضه آرورا ممکن است طی دوره‌ای حدود ۲۰۰۰ سال فرو بپاشند که تا ۶٫۴ متر (۲۱ فوت ۰ اینچ) به سطح آب دریاها می‌افزاید. از دست رفتن کل این یخسار نیازمند گرمایش جهانی در محدوده‌ای بین ۵ تغییر درجه سلسیوس (۹٫۰ تغییر درجه فارنهایت) و ۱۰ تغییر درجه سلسیوس (۱۸ تغییر درجه فارنهایت) است.

یخسار جنوبگان خاوری

[ویرایش | اشتراک‌گذاری]
یخسار
گونهیخسار
ضخامت~۲٫۲ کیلومتر (۱٫۴ مایل) (میانگین),[۵۵] ~۴٫۹ کیلومتر (۳٫۰ مایل) (حداکثر)[۵۶]

«یخسار جنوبگان خاوری» (EAIS) بخشی از یخسار جنوبگان است که جنوبگان خاوری را می‌پوشاند. این یخسار نخستین بار حدود ۳۴ میلیون سال پیش شکل گرفت[۵۷] و اگر به‌طور مستقل در نظر گرفته شود، بزرگ‌ترین یخسار روی زمین است که حجم آن از یخسار گرینلند یا یخسار جنوبگان باختری (WAIS) بیشتر است. ضخامت آن به‌طور میانگین حدود ۲٫۲ کیلومتر (۱٫۴ مایل) است و در ضخیم‌ترین نقطه به ۴٬۸۹۷ متر (۱۶٬۰۶۶ فوت) می‌رسد.[۵۶] این یخسار توسط کوهستان سراسری جنوبگان از WAIS جدا می‌شود. یخسار جنوبگان خاوری جایگاه قطب جنوب جغرافیایی، قطب مغناطیسی جنوب و ایستگاه قطب جنوب آمونسن–اسکات است.

سطح یخسار جنوبگان خاوری خشک‌ترین، بادخیزترین و سردترین مکان روی زمین است. کمبود رطوبت در هوا، سپیدایی بالای برف و همچنین ارتفاع پیوسته زیاد سطح آن[۵۸] منجر به ثبت رکوردهای دمای سرد نزدیک به −۱۰۰ درجه سلسیوس (−۱۴۸ درجه فارنهایت) شده است.[۵۹][۶۰] این تنها مکان روی زمین است که به اندازه کافی سرد است تا وارونگی دمای اتمسفر به‌طور پیوسته در آن رخ دهد. به این معنی که در حالی که اتمسفر معمولاً در نزدیکی سطح گرم‌تر است و در ارتفاعات بالاتر خنک‌تر می‌شود، اتمسفر در طول زمستان جنوبگان در سطح، خنک‌تر از لایه‌های میانی خود است. در نتیجه، گازهای گلخانه‌ای در واقع گرما را در اتمسفر میانی به دام می‌اندازند و جریان آن به سمت سطح را تا زمانی که وارونگی دما ادامه دارد، کاهش می‌دهند.[۵۸]

جنوبگان خاوری برای چندین دهه شاهد سرمایش جزئی بوده است، در حالی که بقیه جهان در نتیجه تغییر اقلیم گرم شده‌اند. گرمایش آشکار بر فراز جنوبگان خاوری حداقل از سال ۲۰۰۰ آغاز شده است، اما تا دهه ۲۰۲۰ به‌طور قطعی شناسایی نشده بود.[۶۱][۶۲] در اوایل دهه ۲۰۰۰، سرمایش بر فراز جنوبگان خاوری ظاهراً بر گرمایش در سایر نقاط قاره پیشی گرفته بود. این موضوع اغلب توسط رسانه‌ها به اشتباه تفسیر می‌شد و گاهی اوقات به عنوان استدلالی برای انکار تغییر اقلیم مورد استفاده قرار می‌گرفت.[۶۳][۶۴][۶۵]

پس از سال ۲۰۰۹، بهبودها در ثبت دمای ابزاری جنوبگان، گرمایش پیوسته بر فراز جنوبگان باختری را اثبات کرد. گرمایش خالص از سال ۱۹۵۷ در سراسر این قاره رخ داده است.[۶۶] از آنجا که یخسار جنوبگان خاوری به‌طور ناهمگون گرم‌شده است، همچنان به‌طور میانگین در حال افزایش توده یخ است.[۶۷][۶۸] داده‌های ماهواره گریس نشان‌دهنده افزایش توده ۶۰ ± ۱۳ میلیارد تن در سال برای جنوبگان خاوری بین سال‌های ۲۰۰۲ و ۲۰۱۰ بود.[۶۹] این یخسار به احتمال زیاد در آسیب‌پذیرترین نقاط خود مانند یخچال طبیعی توتن و حوضه ویلکس شاهد از دست دادن پایدار یخ خواهد بود.

یخسار جنوبگان باختری

[ویرایش | اشتراک‌گذاری]
یخسار جنوبگان باختری
گونهیخسار
مساحت<۱٬۹۷۰٬۰۰۰ کیلومتر مربع (۷۶۰٬۰۰۰ مایل مربع)[۷۰]
ضخامت~۱٫۰۵ کیلومتر (۰٫۷ مایل) (میانگین),[۷۱] ~۲ کیلومتر (۱٫۲ مایل) (بیشینه)[۷۰]
وضعیتدر حال عقب‌نشینی

یخسار جنوبگان باختری (به انگلیسی: West Antarctic Ice Sheet) یا (WAIS)، بخشی از یخسار جنوبگان است که جنوبگان باختری را می‌پوشاند. یخسار جنوبگان باختری یک یخسار دریایی است، زیرا بخش عمده‌ای از یخ آن در زیر سطح دریای آزاد بر روی سنگ و رسوباتی قرار گرفته است که اگر یخ عقب‌نشینی می‌کرد، به بستر دریا تبدیل می‌شدند. این یخسار نخستین بار حدود ۲۷ میلیون سال پیش شکل گرفت و احتمالاً تا حدی توسط یخچال‌های طبیعی پیشروی‌کننده یخسار جنوبگان خاوری تغذیه می‌شد[۷۲][۷۳]. یخسار جنوبگان باختری توسط یخ‌تاق راس، یخ‌تاق رونی و یخچال‌های طبیعی خروجی که به دریای آموندسن می‌ریزند، محدود شده است[۷۰].

به عنوان بخش کوچک‌تری از جنوبگان، یخسار جنوبگان باختری نیز به شدت تحت تأثیر تغییر اقلیم قرار دارد. از دهه ۱۹۵۰ میلادی، گرمایش بر روی این یخسار وجود داشته است[۷۴][۷۵] و حداقل از دهه ۱۹۹۰ میلادی، عقب‌نشینی قابل‌توجهی در یخچال‌های طبیعی کناره‌ای آن رخ داده است[۷۶]. برآوردها نشان می‌دهد که این یخسار بین سال‌های ۱۹۹۲ تا ۲۰۱۷ حدود ۷٫۶ ± ۳٫۹ میلیمتر (۰٫۳۰ ± ۰٫۱۵ اینچ) به افزایش سطح آب دریاها در سطح جهانی افزوده است[۷۷] و در دهه ۲۰۱۰ میلادی با نرخی معادل ۰٫۴ میلیمتر (۰٫۰۱۶ اینچ) از افزایش سالانه سطح آب دریاها، یخ از دست داده است[۶۸]. در حالی که بخشی از این کاهش‌ها با رشد یخسار جنوبگان خاوری جبران می‌شود، جنوبگان به عنوان یک کل، به احتمال زیاد تا سال ۲۱۰۰ به اندازه‌ای یخ از دست خواهد داد که ۱۱ سانتیمتر (۴٫۳ اینچ) به سطح آب دریاها بیفزاید. علاوه بر این، یخسار (ناپایداری یخسار دریایی) ممکن است این مقدار را به ویژه تحت گرمایش شدید، تا ده‌ها سانتی‌متر افزایش دهد[۲۸]. آب ذوب‌شده تازه از یخسار جنوبگان باختری همچنین به لایه‌بندی اقیانوس کمک کرده و تشکیل بستراب جنوبگان شور را رقیق می‌کند که باعث بی‌ثباتی گردش واژگونی اقیانوس جنوبگان می‌شود[۲۸][۷۸][۷۹]

در درازمدت، یخسار جنوبگان باختری احتمالاً به دلیل گرمایشی که تاکنون رخ داده است، ناپدید خواهد شد.[۸۰] شواهد دیرین‌اقلیم‌شناسی نشان می‌دهد که این اتفاق پیش‌تر در طول دوره آخرین میان‌یخبندان رخ داده است، زمانی که دماهای جهانی مشابه اوایل قرن بیست و یکم بود.[۸۱][۸۲] باور بر این است که از دست رفتن این یخسار بین ۲٬۰۰۰ تا ۱۳٬۰۰۰ سال آینده رخ خواهد داد،[۳۴][۳۵] اگرچه چندین قرن انتشار بالای گازهای گلخانه‌ای ممکن است این بازه را به ۵۰۰ سال کاهش دهد.[۸۳] در صورت فروپاشی این یخسار اما باقی ماندن کلاهک‌های یخی بر روی کوه‌ها، ۳٫۳ متر (۱۰ فوت ۱۰ اینچ) افزایش سطح دریای آزاد رخ خواهد داد. مجموع افزایش سطح دریای آزاد ناشی از جنوبگان باختری در صورت ذوب شدن آن‌ها نیز به ۴٫۳ متر (۱۴ فوت ۱ اینچ) می‌رسد،[۷۱] اما این امر نیازمند سطح بالاتری از گرمایش است.[۸۴] برخاست پسایخچالی زمین‌های بدون یخ نیز ممکن است طی ۱٬۰۰۰ سال دیگر، حدود ۱ متر (۳ فوت ۳ اینچ) به سطح دریای آزاد جهانی بیفزاید.[۸۳]

حفظ یخسار جنوبگان باختری ممکن است نیازمند کاهش پایدار دماهای جهانی به ۱ تغییر درجه سلسیوس (۱٫۸ تغییر درجه فارنهایت) پایین‌تر از سطح پیش‌صنعتی، یا به ۲ تغییر درجه سلسیوس (۳٫۶ تغییر درجه فارنهایت) پایین‌تر از دمای سال ۲۰۲۰ باشد.[۸۵] از آنجا که فروپاشی این یخسار با از دست رفتن یخچال طبیعی توایتس و یخچال طبیعی پاین آیلند پیش‌درآمد خواهد داشت، برخی پیشنهاد کرده‌اند که برای حفظ آن‌ها از مداخلاتی استفاده شود. در تئوری، افزودن هزاران گیگاتن برف مصنوعی می‌تواند آن‌ها را تثبیت کند،[۸۶] اما این کار به‌طور فوق‌العاده‌ای دشوار خواهد بود و ممکن است شتاب مداوم گرمایش اقیانوس‌ها در این منطقه را در نظر نگیرد. دیگران پیشنهاد می‌کنند که ساخت موانعی در برابر جریان‌های آب گرم در زیر یخچال‌های طبیعی می‌تواند ناپدید شدن این یخسار را برای چندین قرن به تأخیر بیندازد، اما این کار همچنان نیازمند یکی از بزرگ‌ترین مداخلات مهندسی عمران در تاریخ خواهد بود.

یخسار گرینلند

[ویرایش | اشتراک‌گذاری]
یخسار گرینلند
Grønlands indlandsis
Sermersuaq
گونهیخسار
مختصات۷۶°۴۲′شمالی ۴۱°۱۲′غربی / ۷۶٫۷°شمالی ۴۱٫۲°غربی / 76.7; -41.2[۸۷]
مساحت۱٬۷۱۰٬۰۰۰ کیلومتر مربع (۶۶۰٬۰۰۰ مایل مربع)[۸۸]
طول۲٬۴۰۰ کیلومتر (۱٬۵۰۰ مایل)[۸۷]
عرض۱٬۱۰۰ کیلومتر (۶۸۰ مایل)[۸۷]
ضخامت۱٫۶۷ کیلومتر (۱٫۰ مایل) (میانگین)، ~۳٫۵ کیلومتر (۲٫۲ مایل) (بیشینه)[۸۸]
«Sermersuaq» به اینجا تغییرمسیر دارد. برای Sermersooq، Sermersuaq (ابهام‌زدایی) را ببینید.
یخسار گرینلند
Grønlands indlandsis
Sermersuaq
گونهیخسار
مختصات۷۶°۴۲′شمالی ۴۱°۱۲′غربی / ۷۶٫۷°شمالی ۴۱٫۲°غربی / 76.7; -41.2[۸۷]
مساحت۱٬۷۱۰٬۰۰۰ کیلومتر مربع (۶۶۰٬۰۰۰ مایل مربع)[۸۸]
طول۲٬۴۰۰ کیلومتر (۱٬۵۰۰ مایل)[۸۷]
عرض۱٬۱۰۰ کیلومتر (۶۸۰ مایل)[۸۷]
ضخامت۱٬۶۷۳ متر (۵٬۴۸۹ فوت) (میانگین)، ۳٬۴۸۸ متر (۱۱٬۴۴۴ فوت) (بیشینه)[۸۸]

یخسار گرینلند یک یخسار است که دومین توده یخی بزرگ جهان را تشکیل می‌دهد. ضخامت این یخسار به‌طور میانگین ۱٬۶۷۳ متر (۵٬۴۸۹ فوت) و در بیشترین حالت بیش از ۳٬۴۸۸ متر (۱۱٬۴۴۴ فوت) است.[۸۸] طول این یخسار در جهت شمالی-جنوبی تقریباً ۲٬۹۰۰ کیلومتر (۱٬۸۰۰ مایل) است و بیشینه پهنای آن در عرض جغرافیایی ۷۷ درجه شمالی، در نزدیکی لبه شمالی آن، به ۱٬۱۰۰ کیلومتر (۶۸۰ مایل) می‌رسد.[۸۷] این یخسار مساحتی در حدود ۱٬۷۱۰٬۰۰۰ کیلومتر مربع (۶۶۰٬۰۰۰ مایل مربع) را می‌پوشاند که حدود ۸۰٪ از سطح گرینلند یا تقریباً ۱۲٪ از مساحت یخسار جنوبگان است.[۸۸] اصطلاح «یخسار گرینلند» اغلب در ادبیات علمی به صورت GIS یا GrIS کوتاه می‌شود.[۸۹][۹۰][۹۱][۹۲]

گرینلند دست‌کم از ۱۸ میلیون سال پیش دارای یخچال‌های طبیعی و کلاهک‌های یخی بزرگ‌بوده است،[۹۳] اما نخستین بار حدود ۲. ۶ میلیون سال پیش بود که یک یخسار واحد، بخش عمده‌ای از این جزیره را پوشاند.[۹۴] از آن زمان تاکنون، این یخسار هم رشد کرده[۹۵][۹۶] و هم به‌طور قابل‌توجهی کوچک‌شده است.[۹۷][۹۸][۹۹] قدیمی‌ترین یخ شناخته‌شده در گرینلند حدود ۱ میلیون سال قدمت دارد.[۱۰۰] به دلیل انتشار گازهای گلخانه‌ای ناشی از فعالیت‌های انسانی، این یخسار اکنون در گرم‌ترین وضعیت خود در ۱۰۰۰ سال گذشته قرار دارد[۱۰۱] و با سریع‌ترین نرخ در دست‌کم ۱۲۰۰۰ سال اخیر در حال از دست دادن یخ است.[۱۰۲]

هر تابستان، بخش‌هایی از سطح این یخسار ذوب‌شده و پرتگاه‌های یخی به درون دریا فرو می‌ریزند. به‌طور معمول، این یخسار با بارش برف در زمستان بازسازی می‌شد،[۹۰] اما به دلیل گرمایش جهانی، این یخسار دو تا پنج برابر سریع‌تر از پیش از سال ۱۸۵۰ در حال ذوب شدن است،[۱۰۳] و از سال ۱۹۹۶ تاکنون، بارش برف نتوانسته است این کمبود را جبران کند.[۱۰۴] اگر هدف توافق پاریس برای نگه داشتن افزایش دما زیر ۲ تغییر درجه سلسیوس (۳٫۶ تغییر درجه فارنهایت) محقق شود، ذوب شدن یخ‌های گرینلند به‌تنهایی تا پایان قرن حدود ۶ سانتیمتر (۲ ۱⁄۲ اینچ) به افزایش سطح آب دریاها در سراسر جهان می‌افزاید. اگر هیچ کاهشی در میزان انتشار گازهای گلخانه‌ای صورت نگیرد، ذوب یخ‌ها تا سال ۲۱۰۰ حدود ۱۳ سانتیمتر (۵ اینچ) به سطح آب دریاها می‌افزاید،[۲۸]: 1302  که در بدترین سناریو این مقدار به حدود ۳۳ سانتیمتر (۱۳ اینچ) می‌رسد.[۱۰۵] برای مقایسه، ذوب یخ‌ها تاکنون از سال ۱۹۷۲ باعث افزایش ۱٫۴ سانتیمتر (۱⁄۲ اینچ) سطح آب دریاها شده است،[۱۰۶] در حالی که افزایش سطح آب دریاها از تمامی منابع بین سال‌های ۱۹۰۱ تا ۲۰۱۸ بین ۱۵–۲۵ سانتیمتر (۶–۱۰ اینچ) بوده است.[۱۰۷]: 5 

اگر تمام ۲٬۹۰۰٬۰۰۰ کیلومتر مکعب (۶۹۶٬۰۰۰ مایل مکعب) یخ این یخسار ذوب شود، سطح آب دریاهای جهان حدود ~۷٫۴ متر (۲۴ فوت) افزایش خواهد یافت.[۸۸] گرمایش جهانی بین ۱٫۷ تغییر درجه سلسیوس (۳٫۱ تغییر درجه فارنهایت) و ۲٫۳ تغییر درجه سلسیوس (۴٫۱ تغییر درجه فارنهایت) احتمالاً این ذوب شدن را اجتناب‌ناپذیر خواهد کرد.[۹۲] با این حال، افزایش ۱٫۵ تغییر درجه سلسیوس (۲٫۷ تغییر درجه فارنهایت) همچنان باعث از دست رفتن یخ معادل ۱٫۴ متر (۴ ۱⁄۲ فوت) افزایش سطح آب دریاها خواهد شد،[۱۰۸] و اگر دما پیش از کاهش، از این سطح فراتر رود، یخ بیشتری از دست خواهد رفت.[۹۲] اگر دمای جهانی همچنان به افزایش خود ادامه دهد، این یخسار احتمالاً ظرف ۱۰٬۰۰۰ سال ناپدید خواهد شد.[۳۴][۱۰۹] در صورت گرمایش بسیار شدید، عمر آینده آن به حدود ۱٬۰۰۰ سال کاهش می‌یابد.[۱۰۵] در زیر یخسار گرینلند، کوه‌ها و حوضه‌های دریاچه‌ای قرار دارند.

نقش در چرخه کربن

[ویرایش | اشتراک‌گذاری]
ذخایر و شارش‌های کربن در یخسارهای امروزی (۲۰۱۹)، و تأثیر پیش‌بینی‌شده بر دی‌اکسید کربن (در مواردی که داده‌ها موجود است).
شارش‌های تخمینی کربن بر حسب Tg C a−1 (مگاتن کربن در سال) و اندازه‌های تخمینی ذخایر کربن بر حسب Pg C (هزاران مگاتن کربن) اندازه‌گیری می‌شوند. DOC = کربن آلی محلول، POC = کربن آلی ذره‌ای.[۱۱۰]

از نظر تاریخی، یخسارها به عنوان اجزای بی‌اثر چرخه کربن در نظر گرفته می‌شدند و تا حد زیادی در مدل‌های جهانی نادیده گرفته می‌شدند. در دهه ۲۰۱۰، پژوهش‌ها وجود میکروب‌های دریایی با سازگاری منحصربه‌فرد، نرخ بالای هوازدگی بیوژئوشیمیایی و فیزیکی در یخسارها، و ذخیره‌سازی و چرخش کربن آلی به میزان بیش از ۱۰۰ میلیارد تن را اثبات کردند.[۱۱۰]

تضاد عظیمی در ذخیره‌سازی کربن بین این دو یخسار وجود دارد. در حالی که تنها حدود ۰٫۵ تا ۲۷ میلیارد تن کربن خالص در زیر یخسار گرینلند وجود دارد، تصور می‌شود که ۶۰۰۰ تا ۲۱۰۰۰ میلیارد تن کربن خالص در زیر جنوبگان قرار گرفته باشد.[۱۱۰] این کربن اگر به تدریج از طریق آب ذوب‌شده آزاد شود، می‌تواند به عنوان یک بازخورد تغییر اقلیم عمل کرده و در نتیجه انتشار گاز گلخانه‌ای کلی را افزایش دهد.[۱۱۱]

برای مقایسه، ۱۴۰۰ تا ۱۶۵۰ میلیارد تن کربن در پایایخبندان قطب شمال محصور شده است.[۱۱۲] همچنین برای مقایسه، میزان سالانه انتشار دی‌اکسید کربن ناشی از فعالیت‌های انسانی به حدود ۴۰ میلیارد تن CO
2 می‌رسد.[۲۸]: 1237 

در گرینلند، یک منطقه شناخته‌شده در یخچال راسل وجود دارد که در آن کربنِ آب ذوب‌شده به صورت متان در اتمسفر آزاد می‌شود؛ متان دارای پتانسیل گرمایش جهانی بسیار بزرگ‌تری نسبت به دی‌اکسید کربن است.[۱۱۳] با این حال، این منطقه همچنین میزبان تعداد زیادی از باکتری‌های متانوتروف است که این انتشارها را محدود می‌کنند.[۱۱۴][۱۱۵]

در مقیاس‌های زمانی زمین‌شناختی

[ویرایش | اشتراک‌گذاری]
بازسازی چگونگی وقوع احتمالی رویدادهای هاینریش؛ یخسار لارنتی ابتدا تا موقعیتی ناپایدار رشد می‌کند، جایی که پایه پیرامون آن بیش از حد گرم می‌شود، و سپس به سرعت یخ از دست می‌دهد تا زمانی که به اندازه‌ای پایدار کاهش یابد[۱۱۶]

به‌طور معمول، گذار میان وضعیت‌های یخچالی و میان‌یخچالی توسط چرخه‌های میلانکوویچ کنترل می‌شود که الگوهایی در برتابش خورشیدی (مقدار نور خورشیدی که به زمین می‌رسد) هستند. این الگوها ناشی از تغییرات در شکل مدار زمین و زاویه آن نسبت به خورشید است که در اثر کشش گرانشی سایر سیارات در حین حرکت در مدارهای خود ایجاد می‌شود.[۱۱۷][۱۱۸]

برای نمونه، دست‌کم در طول ۱۰۰٬۰۰۰ سال گذشته، بخش‌هایی از یخساری که بخش بزرگی از آمریکای شمالی را پوشانده بود، یعنی یخسار لارنتی، از هم گسست و ناوگان‌های بزرگی از کوه‌های یخ را به اقیانوس اطلس شمالی فرستاد. هنگامی که این کوه‌های یخ ذوب شدند، تخته‌سنگ‌ها و سایر سنگ‌های قاره‌ای را که با خود حمل می‌کردند، بر جای گذاشتند و لایه‌هایی را تشکیل دادند که به عنوان یخ‌رانی شناخته می‌شوند. این به‌اصطلاح رویداد هاینریش، که به نام کاشف آن هارت‌موت هاینریش نام‌گذاری‌شده است، به نظر می‌رسد دارای یک تناوب ۷٬۰۰۰ تا ۱۰٬۰۰۰ ساله باشد و در دوره‌های سرد در آخرین میان‌یخچالی رخ می‌دهد.[۱۱۹]

چرخه‌های درونی «پرخوری-پاکسازی» یخسار ممکن است مسئول اثرات مشاهده‌شده باشد، به‌طوری که یخ تا سطوح ناپایدار انباشته می‌شود و سپس بخشی از یخسار فرو می‌ریزد. عوامل بیرونی نیز ممکن است در وادار کردن یخسارها نقش‌داشته باشند. رویداد دانسگارد–اوشگر گرمایش‌های ناگهانی نیمکره شمالی هستند که در بازه زمانی شاید ۴۰ سال رخ می‌دهند. در حالی که این رویدادهای دی-او (D–O) مستقیماً پس از هر رویداد هاینریش رخ می‌دهند، آن‌ها همچنین با تناوب بیشتری – حدود هر ۱۵۰۰ سال – اتفاق می‌افتند؛ از این شواهد، دیرین‌اقلیم‌شناسان استنباط می‌کنند که همان نیروهای وادارنده ممکن است هم رویدادهای هاینریش و هم رویدادهای دی-او را هدایت کنند.[۱۲۰]

ناهمگامی نیمکره‌ای در رفتار یخسار با پیوند دادن جهش‌های کوتاه‌مدت متان در هسته‌های یخی گرینلند و هسته‌های یخی جنوبگان مشاهده‌شده است. در طول رویداد دانسگارد–اوشگر، نیمکره شمالی به‌طور قابل‌توجهی گرم شد و انتشار متان از تالاب‌هایی که در دوران یخچالی توندرا بودند، به‌طور چشمگیری افزایش یافت. این متان به‌سرعت به‌طور یکنواخت در سراسر جهان توزیع‌شده و در یخ‌های جنوبگان و گرینلند جای می‌گیرد. با این پیوند، دیرین‌اقلیم‌شناسان توانسته‌اند بگویند که یخسارهای گرینلند تنها پس از آنکه یخسار جنوبگان برای چندین هزار سال در حال گرم شدن بود، شروع به گرم شدن کردند. اینکه چرا این الگو رخ می‌دهد، همچنان موضوع بحث است.[۱۲۱][۱۲۲]

یخسار جنوبگان در مقیاس‌های زمانی زمین‌شناختی

[ویرایش | اشتراک‌گذاری]
تغییرات دمای اقلیمی قطبی در سراسر دوران نوزیستی، که نشان‌دهنده یخ‌زایی جنوبگان در اواخر ائوسن، ذوب‌شدن در نزدیکی پایان الیگوسن و یخ‌زایی مجدد در میوسن است.

یخ‌بندان جنوبگان در اواخر پالئوسن یا ائوسن میانی، بین ۶۰[۱۲۳] و ۴۵. ۵ میلیون سال پیش آغاز شد[۱۲۴] و در طول رویداد انقراض ائوسن-الیگوسن در حدود ۳۴ میلیون سال پیش شدت گرفت. سطوح CO2 در آن زمان حدود ۷۶۰ پی‌پی‌ام[۱۲۵] بود و از سطوح پیشین که در حد هزاران پی‌پی‌ام بود، کاهش یافته بود. کاهش دی‌اکسید کربن، با یک نقطه عطف ۶۰۰ پی‌پی‌ام، عامل اصلی وادارنده یخ‌زایی جنوبگان بود.[۱۲۶] این یخ‌زایی در بازه‌ای از زمان تسهیل شد که مدار زمین تابستان‌های خنک‌تری را ایجاد می‌کرد، اما تغییرات نشانگر چرخه نسبت ایزوتوپ اکسیژن بسیار بزرگ‌تر از آن بود که تنها با رشد یخسار جنوبگان توضیح داده شود، که این امر نشان‌دهنده یک عصر یخبندان با ابعادی مشخص است.[۱۲۷] گشایش گذرگاه دریک نیز ممکن است نقشی در این میان ایفا کرده باشد،[۱۲۸] اگرچه مدل‌های این تغییرات نشان می‌دهند که کاهش سطوح CO2 اهمیت بیشتری‌داشته است.[۱۲۹]

الگو:یخسار جنوبگان باختری در طول دوره گرم اوایل پلیوسن، تقریباً پنج تا سه میلیون سال پیش، تا حدودی عقب‌نشینی کرد؛ در این زمان بود که دریای راس باز شد.[۱۳۰] اما هیچ عقب‌نشینی قابل‌توجهی در الگو:یخسار جنوبگان خاوری که بر روی خشکی قرار دارد، رخ نداد.[۱۳۱]

یخسار گرینلند در مقیاس‌های زمانی زمین‌شناسی

[ویرایش | اشتراک‌گذاری]
گاه‌شمار شکل‌گیری این یخسار از ۲٫۹ تا ۲٫۶ میلیون سال پیش[۸۹]

اگرچه شواهدی از وجود یخچال‌های طبیعی بزرگ در گرینلند برای بیشترِ ۱۸ میلیون سال گذشته وجود دارد،[۹۳] این توده‌های یخی احتمالاً شبیه به نمونه‌های کوچک‌ترِ امروزی، مانند مانیت‌سوق و فلاده ایسبلینک بوده‌اند که ۷۶٬۰۰۰ و ۱۰۰٬۰۰۰ کیلومتر مربع (۲۹٬۰۰۰ و ۳۹٬۰۰۰ مایل مربع) از پیرامون را می‌پوشانند. شرایط در گرینلند در ابتدا برای توسعه یک یخسار واحد و منسجم مناسب نبود، اما این وضعیت در حدود ۱۰ میلیون سال پیش، در طول میانه میوسن شروع به تغییر کرد؛ زمانی که دو حاشیه قاره‌ای نافعال که اکنون ارتفاعات غرب و شرق گرینلند را تشکیل می‌دهند، دچار بالاآمدگی شدند و در نهایت سطح هموار بالایی را در ارتفاع ۲۰۰۰ تا ۳۰۰۰ متری بالاتر از سطح دریای آزاد شکل دادند.[۱۳۲][۱۳۳]

بالاآمدگی‌های بعدی در طول پلیوسن، سطح هموار پایین‌تری را در ارتفاع ۵۰۰ تا ۱۰۰۰ متری بالاتر از سطح دریای آزاد ایجاد کرد. مرحله سوم بالاآمدگی، دره‌ها و آبدره‌های متعددی را در زیر سطوح هموار پدید آورد. این بالاآمدگی به دلیل افزایش بارش کوهستانی و کاهش دمای سطح، دوره یخچالی را تشدید کرد و به یخ اجازه داد تا انباشته شده و باقی بماند.[۱۳۲][۱۳۳] تا همین ۳ میلیون سال پیش، در طول دوره گرم پلیوسن، یخ گرینلند تنها به بلندترین قله‌ها در شرق و جنوب محدود بود.[۱۳۴] از آن زمان به بعد، پوشش یخی به‌تدریج گسترش یافت،[۹۴] تا اینکه سطح کربن دی‌اکسید در اتمسفر زمین در ۲٫۷ تا ۲٫۶ میلیون سال پیش به بین ۲۸۰ تا ۳۲۰ پی‌پی‌ام کاهش یافت؛ در آن زمان دما به اندازه کافی کاهش یافته بود تا کلاهک‌های یخی پراکنده به هم متصل شوند و بیشترِ جزیره را بپوشانند.[۸۹]

مغزه‌های یخی و نمونه‌های رسوبی

[ویرایش | اشتراک‌گذاری]
در بخش عمده‌ای از ۱۲۰٬۰۰۰ سال گذشته، اقلیم گرینلند سردتر از چند هزارهٔ اخیر در تاریخ ثبت‌شده بوده است (نیمهٔ بالایی)، که این امر به یخسار اجازه داده تا به‌طور قابل‌توجهی بزرگ‌تر از وضعیت کنونی خود شود (نیمهٔ پایینی).[۱۳۵]

پایهٔ یخسار ممکن است به دلیل فعالیت زمین‌گرمایی به اندازه‌ای گرم باشد که آب مایع در زیر آن وجود‌داشته باشد.[۱۳۶] این آب مایع، تحت فشار ناشی از وزن یخ‌های بالایی، ممکن است باعث فرسایش شود و در نهایت چیزی جز سنگ بستر در زیر یخسار باقی نگذارد. با این حال، بخش‌هایی از یخسار گرینلند در نزدیکی قله وجود دارد که در آن، یخسار بر روی یک لایهٔ پایه از یخ که به زمین منجمد‌شده است، می‌لغزد و خاک باستانی را حفظ می‌کند که سپس می‌تواند با حفاری بازیابی شود. قدیمی‌ترین خاک از این دست، حدود ۲٫۷ میلیون سال به‌طور مداوم توسط یخ پوشیده‌شده بود،[۹۹] در حالی که یک مغزه یخی دیگر به عمق ۳ کیلومتر (۱٫۹ مایل) از قله، یخی را آشکار کرده است که حدود ۱٬۰۰۰٬۰۰۰ سال قدمت دارد.[۱۰۰]

نمونه‌های رسوبی از دریای لابرادور شواهدی ارائه می‌دهند که تقریباً تمام یخ جنوب گرینلند حدود ۴۰۰٬۰۰۰ سال پیش، در طول مرحله ۱۱ ایزوتوپی دریایی ذوب شده بود.[۹۷][۱۳۷] سایر نمونه‌های مغزه یخی از کمپ سنچری در شمال غربی گرینلند نشان می‌دهند که یخ آنجا حداقل یک بار در طول ۱٫۴ میلیون سال گذشته، در دورهٔ پلیستوسن ذوب‌شده و حداقل تا ۲۸۰٬۰۰۰ سال بازنگشته است.[۹۸] این یافته‌ها نشان می‌دهند که کمتر از ۱۰٪ از حجم فعلی یخسار در آن دوره‌های اخیر زمین‌شناسی باقی مانده بود، زمانی که دما کمتر از ۲٫۵ تغییر درجه سلسیوس (۴٫۵ تغییر درجه فارنهایت) گرم‌تر از شرایط پیش از صنعتی شدن بود. این موضوع با نحوهٔ شبیه‌سازی مدل‌های اقلیمی از حضور مداوم یخ جامد در آن شرایط در تضاد است.[۱۳۸][۹۹] تحلیل رکوردهای حدود ۱۰۰٬۰۰۰ ساله به‌دست‌آمده از مغزه‌های یخی به طول ۳ کیلومتر (۱٫۹ مایل) که بین سال‌های ۱۹۸۹ و ۱۹۹۳ در قلهٔ یخسار گرینلند حفاری شدند، شواهدی برای تغییرات سریع زمین‌شناختی در اقلیم فراهم کرد و به تحقیقات در مورد نقاط اوج (تینگ پوینت‌ها) مانند گردش واژگونی نصف‌النهاری اطلس (AMOC) جهت داد.[۱۳۹]

یخ‌شناس در حال کار

مغزه‌های یخی اطلاعات ارزشمندی درباره وضعیت‌های گذشته یخسار و دیگر انواع داده‌های دیرین‌اقلیم‌شناسی فراهم می‌کنند. تفاوت‌های جزئی در ترکیب ایزوتوپ اکسیژن مولکول‌های آب در مغزه‌های یخی می‌تواند اطلاعات مهمی را درباره چرخه آب در آن زمان آشکار سازد،[۱۴۰] در حالی که حباب‌های هوای منجمد شده درون مغزه یخی، تصویری فوری از ترکیب گازها و ذرات معلق اتمسفر در طول زمان ارائه می‌دهند.[۱۴۱][۱۴۲] هنگامی که مغزه‌های یخی به درستی تحلیل شوند، گنجینه‌ای از پروکسی‌ها را فراهم می‌کنند که برای بازسازی رکورد دمای گذشته،[۱۴۰] الگوهای بارش،[۱۴۳] فوران‌های آتشفشانی،[۱۴۴] تغییرات خورشیدی،[۱۴۱] تولید اولیه اقیانوسی،[۱۴۲] و حتی تغییرات در پوشش گیاهی خاک و فراوانی آتش‌سوزی جنگل مرتبط با آن مناسب هستند.[۱۴۵] مغزه‌های یخی به‌دست‌آمده از گرینلند همچنین تأثیرات انسانی، مانند تولید سرب در دوران یونان باستان[۱۴۶] و امپراتوری روم را ثبت کرده‌اند.[۱۴۷]

پانویس

[ویرایش | اشتراک‌گذاری]
  1. 1 2 "Ice Sheets". National Science Foundation.
  2. ↑ American Meteorological Society, Glossary of Meteorology الگو:وبگاه بایگانی
  3. ↑ "Glossary of Important Terms in Glacial Geology". Archived from the original on 2006-08-29. Retrieved 2006-08-22.
  4. 1 2 3 4 5 IPCC, 2021: Annex VII: Glossary [Matthews, J.B.R., V. Möller, R. van Diemen, J.S. Fuglestvedt, V. Masson-Delmotte, C.  Méndez, S. Semenov, A. Reisinger (eds.)]. In Climate Change 2021: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Sixth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change [Masson-Delmotte, V., P. Zhai, A. Pirani, S.L. Connors, C. Péan, S. Berger, N. Caud, Y. Chen, L. Goldfarb, M.I. Gomis, M. Huang, K. Leitzell, E. Lonnoy, J.B.R. Matthews, T.K. Maycock, T. Waterfield, O. Yelekçi, R. Yu, and B. Zhou (eds.)]. Cambridge University Press, Cambridge, United Kingdom and New York, NY, USA, pp. 2215–2256, doi:10.1017/9781009157896.022.
  5. 1 2 3 4 5 Sections 4.5 and 4.6 of الگو:IPCC4/wg1/4
  6. ↑ "About the Greenland Ice Sheet". National Snow and Ice Data Center. 21 November 2012.
  7. ↑ "Glacier Girl: The Back Story". Air & Space Magazine. Smithsonian Institution. Archived from the original on 21 June 2020. Retrieved 21 June 2020.
  8. ↑ Easterbrook, Don J., Surface Processes and Landforms, 2nd Edition, Prentice-Hall Inc., 1999[کدام صفحه؟]
  9. 1 2 Greve, R.; Blatter, H. (2009). Dynamics of Ice Sheets and Glaciers. Springer. doi:10.1007/978-3-642-03415-2. ISBN 978-3-642-03414-5.[کدام صفحه؟]
  10. ↑ Clarke, G. K. C. (2005). "Subglacial processes". Annual Review of Earth and Planetary Sciences. 33 (1): 247–276. Bibcode:2005AREPS..33..247C. doi:10.1146/annurev.earth.33.092203.122621.
  11. 1 2 Bindschadler, Robert A.; King, Matt A.; Alley, Richard B.; Anandakrishnan, Sridhar; Padman, Laurence (22 August 2003). "Tidally Controlled Stick-Slip Discharge of a West Antarctic Ice". Science. 301 (5636): 1087–1089. doi:10.1126/science.1087231. PMID 12934005. S2CID 37375591.
  12. ↑ Anandakrishnan, S.; Voigt, D. E.; Alley, R. B.; King, M. A. (April 2003). "Ice stream D flow speed is strongly modulated by the tide beneath the Ross Ice Shelf". Geophysical Research Letters. 30 (7): 1361. Bibcode:2003GeoRL..30.1361A. doi:10.1029/2002GL016329. S2CID 53347069.
  13. ↑ Krawczynski, M. J.; Behn, M. D.; Das, S. B.; Joughin, I. (1 December 2007). "Constraints on melt-water flux through the West Greenland ice-sheet: modeling of hydro- fracture drainage of supraglacial lakes". Eos Trans. AGU. Vol. 88. pp. C41B–0474. Bibcode:2007AGUFM.C41B0474K. Retrieved 2008-03-04.{{cite conference}}: نگهداری یادکرد:خدمت بایگانی منسوخ (رده)
  14. ↑ Bell, R. E.; Ferraccioli, F.; Creyts, T. T.; Braaten, D.; Corr, H.; Das, I.; Damaske, D.; Frearson, N.; Jordan, T.; Rose, K.; Studinger, M.; Wolovick, M. (2011). "Widespread Persistent Thickening of the East Antarctic Ice Sheet by Freezing from the Base". Science. 331 (6024): 1592–1595. Bibcode:2011Sci...331.1592B. doi:10.1126/science.1200109. PMID 21385719. S2CID 45110037.
  15. ↑ Walker, Dziga P.; Brandon, Mark A.; Jenkins, Adrian; Allen, John T.; Dowdeswell, Julian A.; Evans, Jeff (16 January 2007). "Oceanic heat transport onto the Amundsen Sea shelf through a submarine glacial trough" (PDF). Geophysical Research Letters. 34 (2): L02602. Bibcode:2007GeoRL..34.2602W. doi:10.1029/2006GL028154. S2CID 30646727.
  16. ↑ Scambos, T. A. (2004). "Glacier acceleration and thinning after ice shelf collapse in the Larsen B embayment, Antarctica". Geophysical Research Letters. 31 (18) 2004GL020670: L18402. Bibcode:2004GeoRL..3118402S. doi:10.1029/2004GL020670. hdl:11603/24296. S2CID 36917564.
  17. 1 2 Weertman, J. (1974). "Stability of the Junction of an Ice Sheet and an Ice Shelf". Journal of Glaciology (in English). 13 (67): 3–11. doi:10.3189/S0022143000023327. ISSN 0022-1430.
  18. 1 2 3 4 5 David Pollard; Robert M. DeConto; Richard B. Alley (2015). "Potential Antarctic Ice Sheet retreat driven by hydrofracturing and ice cliff failure". Nature. 412: 112–121. Bibcode:2015E&PSL.412..112P. doi:10.1016/j.epsl.2014.12.035.
  19. 1 2 3 Pattyn, Frank (2018). "The paradigm shift in Antarctic ice sheet modelling". Nature Communications (in English). 9 (1) 2728. Bibcode:2018NatCo...9.2728P. doi:10.1038/s41467-018-05003-z. ISSN 2041-1723. PMC 6048022. PMID 30013142.
  20. ↑ David Docquier (2016). "Marine Ice Sheet Instability "For Dummies"". EGU.
  21. ↑ Dotto, Tiago S.; Heywood, Karen J.; Hall, Rob A.; et al. (21 December 2022). "Ocean variability beneath Thwaites Eastern Ice Shelf driven by the Pine Island Bay Gyre strength". Nature Communications (in English). 13 (1): 7840. Bibcode:2022NatCo..13.7840D. doi:10.1038/s41467-022-35499-5. PMC 9772408. PMID 36543787.
  22. ↑ Mercer, J. H. (1978). "West Antarctic ice sheet and CO2 greenhouse effect: a threat of disaster". Nature (in English). 271 (5643): 321–325. Bibcode:1978Natur.271..321M. doi:10.1038/271321a0. ISSN 0028-0836. S2CID 4149290.
  23. ↑ Vaughan, David G. (2008-08-20). "West Antarctic Ice Sheet collapse – the fall and rise of a paradigm" (PDF). Climatic Change (in English). 91 (1–2): 65–79. Bibcode:2008ClCh...91...65V. doi:10.1007/s10584-008-9448-3. ISSN 0165-0009. S2CID 154732005.
  24. ↑ "After Decades of Losing Ice, Antarctica Is Now Hemorrhaging It". The Atlantic. 2018.
  25. ↑ "Marine ice sheet instability". AntarcticGlaciers.org. 2014.
  26. 1 2 Gardner, A. S.; Moholdt, G.; Scambos, T.; Fahnstock, M.; Ligtenberg, S.; van den Broeke, M.; Nilsson, J. (2018-02-13). "Increased West Antarctic and unchanged East Antarctic ice discharge over the last 7 years". The Cryosphere. 12 (2): 521–547. Bibcode:2018TCry...12..521G. doi:10.5194/tc-12-521-2018. ISSN 1994-0424.
  27. ↑ IMBIE team (2018). "Mass balance of the Antarctic Ice Sheet from 1992 to 2017". Nature (in English). 558 (7709): 219–222. Bibcode:2018Natur.558..219I. doi:10.1038/s41586-018-0179-y. hdl:2268/225208. ISSN 0028-0836. PMID 29899482. S2CID 49188002.
  28. 1 2 3 4 5 Fox-Kemper, B.; Hewitt, H.T.; Xiao, C.; Aðalgeirsdóttir, G.; Drijfhout, S.S.; Edwards, T.L.; Golledge, N.R.; Hemer, M.; Kopp, R.E.; Krinner, G.; Mix, A. (2021). Masson-Delmotte, V.; Zhai, P.; Pirani, A.; Connors, S.L.; Péan, C.; Berger, S.; Caud, N.; Chen, Y.; Goldfarb, L. (eds.). "Chapter 9: Ocean, Cryosphere and Sea Level Change" (PDF). Climate Change 2021: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Sixth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change. Cambridge University Press, Cambridge, UK and New York, NY, USA: 1270–1272. خطای یادکرد: برچسب <ref> نامعتبر؛ نام «IPCC AR6 WG1 Ch.9» چندین بار با محتوای متفاوت تعریف شده است. (صفحهٔ راهنما را مطالعه کنید.).
  29. ↑ Young, Duncan A.; Wright, Andrew P.; Roberts, Jason L.; Warner, Roland C.; Young, Neal W.; Greenbaum, Jamin S.; Schroeder, Dustin M.; Holt, John W.; Sugden, David E. (2011-06-02). "A dynamic early East Antarctic Ice Sheet suggested by ice-covered fjord landscapes". Nature (in English). 474 (7349): 72–75. Bibcode:2011Natur.474...72Y. doi:10.1038/nature10114. ISSN 0028-0836. PMID 21637255. S2CID 4425075.
  30. ↑ Mohajerani, Yara (2018). "Mass Loss of Totten and Moscow University Glaciers, East Antarctica, Using Regionally Optimized GRACE Mascons". Geophysical Research Letters. 45 (14): 7010–7018. Bibcode:2018GeoRL..45.7010M. doi:10.1029/2018GL078173. S2CID 134054176.
  31. ↑ Greene, Chad A.; Young, Duncan A.; Gwyther, David E.; Galton-Fenzi, Benjamin K.; Blankenship, Donald D. (2018). "Seasonal dynamics of Totten Ice Shelf controlled by sea ice buttressing". The Cryosphere (in English). 12 (9): 2869–2882. Bibcode:2018TCry...12.2869G. doi:10.5194/tc-12-2869-2018. ISSN 1994-0416.
  32. ↑ Roberts, Jason; Galton-Fenzi, Benjamin K.; Paolo, Fernando S.; Donnelly, Claire; Gwyther, David E.; Padman, Laurie; Young, Duncan; Warner, Roland; Greenbaum, Jamin (2017-08-23). "Ocean forced variability of Totten Glacier mass loss" (PDF). Geological Society, London, Special Publications. 461 (1): 175–186. Bibcode:2018GSLSP.461..175R. doi:10.1144/sp461.6. ISSN 0305-8719.
  33. ↑ Greene, Chad A.; Blankenship, Donald D.; Gwyther, David E.; Silvano, Alessandro; Wijk, Esmee van (2017-11-01). "Wind causes Totten Ice Shelf melt and acceleration". Science Advances (in English). 3 (11) e1701681. Bibcode:2017SciA....3E1681G. doi:10.1126/sciadv.1701681. ISSN 2375-2548. PMC 5665591. PMID 29109976.
  34. 1 2 3 Armstrong McKay, David; Abrams, Jesse; Winkelmann, Ricarda; Sakschewski, Boris; Loriani, Sina; Fetzer, Ingo; Cornell, Sarah; Rockström, Johan; Staal, Arie; Lenton, Timothy (9 September 2022). "Exceeding 1.5°C global warming could trigger multiple climate tipping points". Science (in English). 377 (6611) eabn7950. doi:10.1126/science.abn7950. hdl:10871/131584. ISSN 0036-8075. PMID 36074831. S2CID 252161375.
  35. 1 2 Armstrong McKay, David (9 September 2022). "Exceeding 1.5°C global warming could trigger multiple climate tipping points – paper explainer". climatetippingpoints.info (in English). Retrieved 2 October 2022.
  36. 1 2 3 4 Zhang, Zhe (7 November 2021). Reviewing the elements of marine ice cliff instability. The International Conference on Materials Chemistry and Environmental Engineering (CONF-MCEE 2021). Journal of Physics: Conference Series. Vol. 2152. California, United States. doi:10.1088/1742-6596/2152/1/012057.
  37. 1 2 DeConto, Robert M.; Pollard, David (30 March 2016). "Contribution of Antarctica to past and future sea-level rise". Nature (in English). 531 (7596): 591–597. Bibcode:2016Natur.531..591D. doi:10.1038/nature17145. PMID 27029274. S2CID 205247890.
  38. ↑ Dow, Christine F.; Lee, Won Sang; Greenbaum, Jamin S.; Greene, Chad A.; Blankenship, Donald D.; Poinar, Kristin; Forrest, Alexander L.; Young, Duncan A.; Zappa, Christopher J. (2018-06-01). "Basal channels drive active surface hydrology and transverse ice shelf fracture". Science Advances (in English). 4 (6) eaao7212. Bibcode:2018SciA....4.7212D. doi:10.1126/sciadv.aao7212. ISSN 2375-2548. PMC 6007161. PMID 29928691.
  39. ↑ Horton, Benjamin P.; Khan, Nicole S.; Cahill, Niamh; Lee, Janice S. H.; Shaw, Timothy A.; Garner, Andra J.; Kemp, Andrew C.; Engelhart, Simon E.; Rahmstorf, Stefan (2020-05-08). "Estimating global mean sea-level rise and its uncertainties by 2100 and 2300 from an expert survey". npj Climate and Atmospheric Science. 3 (1): 18. Bibcode:2020npCAS...3...18H. doi:10.1038/s41612-020-0121-5. hdl:10356/143900. S2CID 218541055.
  40. ↑ Slangen, A. B. A.; Haasnoot, M.; Winter, G. (30 March 2022). "Rethinking Sea-Level Projections Using Families and Timing Differences" (PDF). Earth's Future. 10 (4) e2021EF002576. Bibcode:2022EaFut..1002576S. doi:10.1029/2021EF002576.
  41. 1 2 3 4 5 6 Gilford, Daniel M.; Ashe, Erica L.; DeConto, Robert M.; Kopp, Robert E.; Pollard, David; Rovere, Alessio (5 October 2020). "Could the Last Interglacial Constrain Projections of Future Antarctic Ice Mass Loss and Sea-Level Rise?". Journal of Geophysical Research: Earth Surface. 124 (7): 1899–1918. Bibcode:2020JGRF..12505418G. doi:10.1029/2019JF005418. hdl:10278/3749063.
  42. ↑ Edwards, Tamsin L.; Brandon, Mark A.; Durand, Gael; Edwards, Neil R.; Golledge, Nicholas R.; Holden, Philip B.; Nias, Isabel J.; Payne, Antony J.; Ritz, Catherine; Wernecke, Andreas (6 February 2019). "Revisiting Antarctic ice loss due to marine ice-cliff instability" (PDF). Nature (in English). 566 (7742): 58–64. Bibcode:2019Natur.566...58E. doi:10.1038/s41586-019-0901-4. hdl:1983/de5e9847-612f-42fb-97b0-5d7ff43d37b8. ISSN 1476-4687. PMID 30728522. S2CID 59606547.
  43. 1 2 Wise, Matthew G.; Dowdeswell, Julian A.; Jakobsson, Martin; Larter, Robert D. (October 2017). "Evidence of marine ice-cliff instability in Pine Island Bay from iceberg-keel plough marks" (PDF). Nature (in English). 550 (7677): 506–510. Bibcode:2017Natur.550..506W. doi:10.1038/nature24458. ISSN 0028-0836. PMID 29072274. Archived from the original (PDF) on May 6, 2020.
  44. 1 2 Schlemm, Tanja; Feldmann, Johannes; Winkelmann, Ricarda; Levermann, Anders (24 May 2022). "Stabilizing effect of mélange buttressing on the marine ice-cliff instability of the West Antarctic Ice Sheet". The Cryosphere. 16 (5): 1979–1996. Bibcode:2022TCry...16.1979S. doi:10.5194/tc-16-1979-2022.
  45. 1 2 Needell, C.; Holschuh, N. (20 January 2023). "Evaluating the Retreat, Arrest, and Regrowth of Crane Glacier Against Marine Ice Cliff Process Models". Geophysical Research Letters. 50 (4) e2022GL102400. Bibcode:2023GeoRL..5002400N. doi:10.1029/2022GL102400.
  46. ↑ Olsen, Kira G.; Nettles, Meredith (8 June 2019). "Constraints on Terminus Dynamics at Greenland Glaciers From Small Glacial Earthquakes". Journal of Geophysical Research: Earth Surface. 124 (7): 1899–1918. Bibcode:2019JGRF..124.1899O. doi:10.1029/2019JF005054.
  47. ↑ Parizek, Byron R.; Christianson, Knut; Alley, Richard B.; Voytenko, Denis; Vaňková, Irena; Dixon, Timothy H.; Walker, Ryan T.; Holland, David M. (22 March 2019). "Ice-cliff failure via retrogressive slumping". Geology. 47 (5): 449–452. Bibcode:2019Geo....47..449P. doi:10.1130/G45880.1.
  48. ↑ Clerc, Fiona; Minchew, Brent M.; Behn, Mark D. (21 October 2019). "Marine Ice Cliff Instability Mitigated by Slow Removal of Ice Shelves". Geophysical Research Letters. 50 (4): e2022GL102400. Bibcode:2019GeoRL..4612108C. doi:10.1029/2019GL084183. hdl:1912/25343.
  49. ↑ Perkins, Sid (17 June 2021). "Collapse may not always be inevitable for marine ice cliffs". ScienceNews. Retrieved 9 January 2023.
  50. ↑ Bassis, J. N.; Berg, B.; Crawford, A. J.; Benn, D. I. (18 June 2021). "Transition to marine ice cliff instability controlled by ice thickness gradients and velocity". Science (in English). 372 (6548): 1342–1344. Bibcode:2021Sci...372.1342B. doi:10.1126/science.abf6271. hdl:10023/23422. ISSN 0036-8075. PMID 34140387.
  51. ↑ Crawford, Anna J.; Benn, Douglas I.; Todd, Joe; Åström, Jan A.; Bassis, Jeremy N.; Zwinger, Thomas (11 May 2021). "Marine ice-cliff instability modeling shows mixed-mode ice-cliff failure and yields calving rate parameterization". Nature Communications. 12 (1): 2701. Bibcode:2021NatCo..12.2701C. doi:10.1038/s41467-021-23070-7. hdl:10023/23200. PMC 8113328. PMID 33976208.
  52. 1 2 Dumitru, Oana A.; Dyer, Blake; Austermann, Jacqueline; Sandstrom, Michael R.; Goldstein, Steven L.; D'Andrea, William J.; Cashman, Miranda; Creel, Roger; Bolge, Louise; Raymo, Maureen E. (15 September 2023). "Last interglacial global mean sea level from high-precision U-series ages of Bahamian fossil coral reefs". Quaternary Science Reviews. 318 108287. Bibcode:2023QSRv..31808287D. doi:10.1016/j.quascirev.2023.108287.
  53. ↑ Barnett, Robert L.; Austermann, Jacqueline; Dyer, Blake; Telfer, Matt W.; Barlow, Natasha L. M.; Boulton, Sarah J.; Carr, Andrew S.; Creel, Roger (15 September 2023). "Constraining the contribution of the Antarctic Ice Sheet to Last Interglacial sea level". Science Advances. 9 (27) eadf0198. Bibcode:2023SciA....9F.198B. doi:10.1126/sciadv.adf0198. PMC 10321746. PMID 37406130.
  54. ↑ What If All the Ice Melted? An Interactive Map from National Geographic
  55. ↑ Torsvik, T. H.; Gaina, C.; Redfield, T. F. (2008). "Antarctica and Global Paleogeography: From Rodinia, Through Gondwanaland and Pangea, to the Birth of the Southern Ocean and the Opening of Gateways". Antarctica: A Keystone in a Changing World. pp. 125–140. Bibcode:2008nap..book12168N. doi:10.17226/12168. ISBN 978-0-309-11854-5.
  56. 1 2 Fretwell, P.; Pritchard, H. D.; Vaughan, D. G.; Bamber, J. L.; Barrand, N. E.; Bell, R.; Bianchi, C.; Bingham, R. G.; Blankenship, D. D. (2013-02-28). "Bedmap2: improved ice bed, surface and thickness datasets for Antarctica". The Cryosphere. 7 (1): 375–393. Bibcode:2013TCry....7..375F. doi:10.5194/tc-7-375-2013. hdl:1808/18763. ISSN 1994-0424.
  57. ↑ خطای یادکرد: خطای یادکرد:برچسب <ref>‎ غیرمجاز؛ متنی برای یادکردهای با نام Galeotti2016 وارد نشده است. (صفحهٔ راهنما را مطالعه کنید.).
  58. 1 2 خطای یادکرد: خطای یادکرد:برچسب <ref>‎ غیرمجاز؛ متنی برای یادکردهای با نام Singh2020 وارد نشده است. (صفحهٔ راهنما را مطالعه کنید.).
  59. ↑ خطای یادکرد: خطای یادکرد:برچسب <ref>‎ غیرمجاز؛ متنی برای یادکردهای با نام Scambos2018 وارد نشده است. (صفحهٔ راهنما را مطالعه کنید.).
  60. ↑ خطای یادکرد: خطای یادکرد:برچسب <ref>‎ غیرمجاز؛ متنی برای یادکردهای با نام VizcarraNSIDC2018 وارد نشده است. (صفحهٔ راهنما را مطالعه کنید.).
  61. ↑ خطای یادکرد: خطای یادکرد:برچسب <ref>‎ غیرمجاز؛ متنی برای یادکردهای با نام Xin2023a وارد نشده است. (صفحهٔ راهنما را مطالعه کنید.).
  62. ↑ خطای یادکرد: خطای یادکرد:برچسب <ref>‎ غیرمجاز؛ متنی برای یادکردهای با نام Xin2023b وارد نشده است. (صفحهٔ راهنما را مطالعه کنید.).
  63. ↑ Davidson, Keay (2002-02-04). "Media goofed on Antarctic data / Global warming interpretation irks scientists". San Francisco Chronicle. Retrieved 2013-04-13.{{cite news}}: نگهداری یادکرد:خدمت بایگانی منسوخ (رده)
  64. ↑ Eric Steig; Gavin Schmidt (2004-12-03). "Antarctic cooling, global warming?". Real Climate. Retrieved 2008-08-14. At first glance this seems to contradict the idea of "global" warming, but one needs to be careful before jumping to this conclusion. A rise in the global mean temperature does not imply universal warming. Dynamical effects (changes in the winds and ocean circulation) can have just as large an impact, locally as the radiative forcing from greenhouse gases. The temperature change in any particular region will in fact be a combination of radiation-related changes (through greenhouse gases, aerosols, ozone and the like) and dynamical effects. Since the winds tend to only move heat from one place to another, their impact will tend to cancel out in the global mean.
  65. ↑ Peter Doran (2006-07-27). "Cold, Hard Facts". The New York Times. Archived from the original on April 11, 2009. Retrieved 2008-08-14.
  66. ↑ Steig, E. J.; Schneider, D. P.; Rutherford, S. D.; Mann, M. E.; Comiso, J. C.; Shindell, D. T. (2009). "Warming of the Antarctic ice-sheet surface since the 1957 International Geophysical Year". Nature. 457 (7228): 459–462. Bibcode:2009Natur.457..459S. doi:10.1038/nature07669. PMID 19158794. S2CID 4410477.
  67. ↑ Zwally, H. Jay; Robbins, John W.; Luthcke, Scott B.; Loomis, Bryant D.; Rémy, Frédérique (29 March 2021). "Mass balance of the Antarctic ice sheet 1992–2016: reconciling results from GRACE gravimetry with ICESat, ERS1/2 and Envisat altimetry". Journal of Glaciology (in English). 67 (263): 533–559. Bibcode:2021JGlac..67..533Z. doi:10.1017/jog.2021.8. Although their methods of interpolation or extrapolation for areas with unobserved output velocities have an insufficient description for the evaluation of associated errors, such errors in previous results (Rignot and others, 2008) caused large overestimates of the mass losses as detailed in Zwally and Giovinetto (Zwally and Giovinetto, 2011).
  68. 1 2 NASA (7 July 2023). "Antarctic Ice Mass Loss 2002–2023".
  69. ↑ King, M. A.; Bingham, R. J.; Moore, P.; Whitehouse, P. L.; Bentley, M. J.; Milne, G. A. (2012). "Lower satellite-gravimetry estimates of Antarctic sea-level contribution". Nature. 491 (7425): 586–589. Bibcode:2012Natur.491..586K. doi:10.1038/nature11621. PMID 23086145. S2CID 4414976.
  70. 1 2 3 Davies, Bethan (21 October 2020). "West Antarctic Ice Sheet". AntarcticGlaciers.org.
  71. 1 2 Fretwell, P.; et al. (28 February 2013). "Bedmap2: improved ice bed, surface and thickness datasets for Antarctica" (PDF). The Cryosphere. 7 (1): 390. Bibcode:2013TCry....7..375F. doi:10.5194/tc-7-375-2013. S2CID 13129041. Archived (PDF) from the original on 16 February 2020. Retrieved 6 January 2014.
  72. ↑ Anderson, J. B.; Shipp, S. S. (2001). "Evolution of the West Antarctic Ice Sheet". In Alley, R. B.; Bindschadler, R. A. (eds.). The West Antarctic Ice Sheet: Behavior and Environment. Antarctic Research Series. American Geophysical Union. pp. 45–66. doi:10.1029/AR077p0045. ISBN 978-1-118-66832-0.
  73. ↑ Klages, J. P.; et al. (2024). "Ice sheet–free West Antarctica during peak early Oligocene glaciation". Science. 385 (6574): 322–327. Bibcode:2024Sci...385..322K. doi:10.1126/science.adj3931. PMID 38963876.
  74. ↑ خطای یادکرد: خطای یادکرد:برچسب <ref>‎ غیرمجاز؛ متنی برای یادکردهای با نام Steig2009 وارد نشده است. (صفحهٔ راهنما را مطالعه کنید.).
  75. ↑ خطای یادکرد: خطای یادکرد:برچسب <ref>‎ غیرمجاز؛ متنی برای یادکردهای با نام Dalaiden2022 وارد نشده است. (صفحهٔ راهنما را مطالعه کنید.).
  76. ↑ خطای یادکرد: خطای یادکرد:برچسب <ref>‎ غیرمجاز؛ متنی برای یادکردهای با نام Rignot2001 وارد نشده است. (صفحهٔ راهنما را مطالعه کنید.).
  77. ↑ خطای یادکرد: خطای یادکرد:برچسب <ref>‎ غیرمجاز؛ متنی برای یادکردهای با نام IMBIE2018 وارد نشده است. (صفحهٔ راهنما را مطالعه کنید.).
  78. ↑ خطای یادکرد: خطای یادکرد:برچسب <ref>‎ غیرمجاز؛ متنی برای یادکردهای با نام Silvano2018 وارد نشده است. (صفحهٔ راهنما را مطالعه کنید.).
  79. ↑ خطای یادکرد: خطای یادکرد:برچسب <ref>‎ غیرمجاز؛ متنی برای یادکردهای با نام Li2023 وارد نشده است. (صفحهٔ راهنما را مطالعه کنید.).
  80. ↑ خطای یادکرد: خطای یادکرد:برچسب <ref>‎ غیرمجاز؛ متنی برای یادکردهای با نام Naughten2023 وارد نشده است. (صفحهٔ راهنما را مطالعه کنید.).
  81. ↑ خطای یادکرد: خطای یادکرد:برچسب <ref>‎ غیرمجاز؛ متنی برای یادکردهای با نام Carlson2018 وارد نشده است. (صفحهٔ راهنما را مطالعه کنید.).
  82. ↑ خطای یادکرد: خطای یادکرد:برچسب <ref>‎ غیرمجاز؛ متنی برای یادکردهای با نام Lau2023 وارد نشده است. (صفحهٔ راهنما را مطالعه کنید.).
  83. 1 2 خطای یادکرد: خطای یادکرد:برچسب <ref>‎ غیرمجاز؛ متنی برای یادکردهای با نام Pan2021 وارد نشده است. (صفحهٔ راهنما را مطالعه کنید.).
  84. ↑ خطای یادکرد: خطای یادکرد:برچسب <ref>‎ غیرمجاز؛ متنی برای یادکردهای با نام Hein2016 وارد نشده است. (صفحهٔ راهنما را مطالعه کنید.).
  85. ↑ خطای یادکرد: خطای یادکرد:برچسب <ref>‎ غیرمجاز؛ متنی برای یادکردهای با نام Garbe2020 وارد نشده است. (صفحهٔ راهنما را مطالعه کنید.).
  86. ↑ خطای یادکرد: خطای یادکرد:برچسب <ref>‎ غیرمجاز؛ متنی برای یادکردهای با نام Feldmann2019 وارد نشده است. (صفحهٔ راهنما را مطالعه کنید.).
  87. 1 2 3 4 5 6 7 Greenland Ice Sheet (in English). 24 October 2023. Archived from the original on 30 October 2017. Retrieved 26 May 2022.
  88. 1 2 3 4 5 6 7 "How Greenland would look without its ice sheet". BBC News. 14 December 2017. Archived from the original on 7 December 2023. Retrieved 7 December 2023.
  89. 1 2 3 Tan, Ning; Ladant, Jean-Baptiste; Ramstein, Gilles; Dumas, Christophe; Bachem, Paul; Jansen, Eystein (12 November 2018). "Dynamic Greenland ice sheet driven by pCO2 variations across the Pliocene Pleistocene transition". Nature Communications (in English). 9 (1): 4755. doi:10.1038/s41467-018-07206-w. PMC 6232173. PMID 30420596.
  90. 1 2 خطای یادکرد: خطای یادکرد:برچسب <ref>‎ غیرمجاز؛ متنی برای یادکردهای با نام Noël2021 وارد نشده است. (صفحهٔ راهنما را مطالعه کنید.).
  91. ↑ Höning, Dennis; Willeit, Matteo; Calov, Reinhard; Klemann, Volker; Bagge, Meike; Ganopolski, Andrey (27 March 2023). "Multistability and Transient Response of the Greenland Ice Sheet to Anthropogenic CO2 Emissions". Geophysical Research Letters. 50 (6) e2022GL101827. doi:10.1029/2022GL101827. S2CID 257774870.
  92. 1 2 3 Bochow, Nils; Poltronieri, Anna; Robinson, Alexander; Montoya, Marisa; Rypdal, Martin; Boers, Niklas (18 October 2023). "Overshooting the critical threshold for the Greenland ice sheet". Nature. 622 (7983): 528–536. Bibcode:2023Natur.622..528B. doi:10.1038/s41586-023-06503-9. PMC 10584691. PMID 37853149.
  93. 1 2 Thiede, Jörn; Jessen, Catherine; Knutz, Paul; Kuijpers, Antoon; Mikkelsen, Naja; Nørgaard-Pedersen, Niels; Spielhagen, Robert F (2011). "Millions of Years of Greenland Ice Sheet History Recorded in Ocean Sediments". Polarforschung. 80 (3): 141–159. hdl:10013/epic.38391.
  94. 1 2 Contoux, C.; Dumas, C.; Ramstein, G.; Jost, A.; Dolan, A.M. (15 August 2015). "Modelling Greenland ice sheet inception and sustainability during the Late Pliocene" (PDF). Earth and Planetary Science Letters. 424: 295–305. Bibcode:2015E&PSL.424..295C. doi:10.1016/j.epsl.2015.05.018. Archived (PDF) from the original on 8 November 2020. Retrieved 7 December 2023.
  95. ↑ Knutz, Paul C.; Newton, Andrew M. W.; Hopper, John R.; Huuse, Mads; Gregersen, Ulrik; Sheldon, Emma; Dybkjær, Karen (15 April 2019). "Eleven phases of Greenland Ice Sheet shelf-edge advance over the past 2.7 million years" (PDF). Nature Geoscience. 12 (5): 361–368. Bibcode:2019NatGe..12..361K. doi:10.1038/s41561-019-0340-8. S2CID 146504179. Archived (PDF) from the original on 20 December 2023. Retrieved 7 December 2023.
  96. ↑ Robinson, Ben (15 April 2019). "Scientists chart history of Greenland Ice Sheet for first time". The University of Manchester. Archived from the original on 7 December 2023. Retrieved 7 December 2023.
  97. 1 2 Reyes, Alberto V.; Carlson, Anders E.; Beard, Brian L.; Hatfield, Robert G.; Stoner, Joseph S.; Winsor, Kelsey; Welke, Bethany; Ullman, David J. (25 June 2014). "South Greenland ice-sheet collapse during Marine Isotope Stage 11". Nature. 510 (7506): 525–528. Bibcode:2014Natur.510..525R. doi:10.1038/nature13456. PMID 24965655. S2CID 4468457.
  98. 1 2 Christ, Andrew J.; Bierman, Paul R.; Schaefer, Joerg M.; Dahl-Jensen, Dorthe; Steffensen, Jørgen P.; Corbett, Lee B.; Peteet, Dorothy M.; Thomas, Elizabeth K.; Steig, Eric J.; Rittenour, Tammy M.; Tison, Jean-Louis; Blard, Pierre-Henri; Perdrial, Nicolas; Dethier, David P.; Lini, Andrea; Hidy, Alan J.; Caffee, Marc W.; Southon, John (30 March 2021). "A multimillion-year-old record of Greenland vegetation and glacial history preserved in sediment beneath 1.4 km of ice at Camp Century". Proceedings of the National Academy of Sciences (in English). 118 (13) e2021442118. Bibcode:2021PNAS..11821442C. doi:10.1073/pnas.2021442118. ISSN 0027-8424. PMC 8020747. PMID 33723012.
  99. 1 2 3 Gautier, Agnieszka (29 March 2023). "How and when did the Greenland Ice Sheet form?". National Snow and Ice Data Center. Archived from the original on 28 May 2023. Retrieved 5 December 2023.
  100. 1 2 Yau, Audrey M.; Bender, Michael L.; Blunier, Thomas; Jouzel, Jean (15 July 2016). "Setting a chronology for the basal ice at Dye-3 and GRIP: Implications for the long-term stability of the Greenland Ice Sheet". Earth and Planetary Science Letters. 451: 1–9. Bibcode:2016E&PSL.451....1Y. doi:10.1016/j.epsl.2016.06.053.
  101. ↑ خطای یادکرد: خطای یادکرد:برچسب <ref>‎ غیرمجاز؛ متنی برای یادکردهای با نام Hörhold2023 وارد نشده است. (صفحهٔ راهنما را مطالعه کنید.).
  102. ↑ خطای یادکرد: خطای یادکرد:برچسب <ref>‎ غیرمجاز؛ متنی برای یادکردهای با نام Briner2020 وارد نشده است. (صفحهٔ راهنما را مطالعه کنید.).
  103. ↑ خطای یادکرد: خطای یادکرد:برچسب <ref>‎ غیرمجاز؛ متنی برای یادکردهای با نام SROCC3.2ES وارد نشده است. (صفحهٔ راهنما را مطالعه کنید.).
  104. ↑ خطای یادکرد: خطای یادکرد:برچسب <ref>‎ غیرمجاز؛ متنی برای یادکردهای با نام CB2022 وارد نشده است. (صفحهٔ راهنما را مطالعه کنید.).
  105. 1 2 خطای یادکرد: خطای یادکرد:برچسب <ref>‎ غیرمجاز؛ متنی برای یادکردهای با نام Aschwanden2019 وارد نشده است. (صفحهٔ راهنما را مطالعه کنید.).
  106. ↑ خطای یادکرد: خطای یادکرد:برچسب <ref>‎ غیرمجاز؛ متنی برای یادکردهای با نام Mouginot2019 وارد نشده است. (صفحهٔ راهنما را مطالعه کنید.).
  107. ↑ IPCC, 2021: Summary for Policymakers الگو:وبگاه بایگانی. In: Climate Change 2021: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Sixth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change الگو:وبگاه بایگانی [Masson-Delmotte, V., P. Zhai, A. Pirani, S.L. Connors, C. Péan, S. Berger, N. Caud, Y. Chen, L. Goldfarb, M.I. Gomis, M. Huang, K. Leitzell, E. Lonnoy, J.B.R. Matthews, T.K. Maycock, T. Waterfield, O. Yelekçi, R. Yu, and B. Zhou (eds.)]. Cambridge University Press, Cambridge, United Kingdom and New York, NY, US, pp. 3–32, doi:10.1017/9781009157896.001.
  108. ↑ خطای یادکرد: خطای یادکرد:برچسب <ref>‎ غیرمجاز؛ متنی برای یادکردهای با نام Christ2023 وارد نشده است. (صفحهٔ راهنما را مطالعه کنید.).
  109. ↑ خطای یادکرد: خطای یادکرد:برچسب <ref>‎ غیرمجاز؛ متنی برای یادکردهای با نام ArmstrongMcKay2022Explainer وارد نشده است. (صفحهٔ راهنما را مطالعه کنید.).
  110. 1 2 3 Wadham, J. L.; Hawkings, J. R.; Tarasov, L.; Gregoire, L. J.; Spencer, R. G. M.; Gutjahr, M.; Ridgwell, A.; Kohfeld, K. E. (15 August 2019). "Ice sheets matter for the global carbon cycle". Nature Communications. 10 (1): 3567. Bibcode:2019NatCo..10.3567W. doi:10.1038/s41467-019-11394-4. hdl:1983/19a3bd0c-eff6-48f5-a8b0-1908c2404a24. PMC 6695407. PMID 31417076.
  111. ↑ Ryu, Jong-Sik; Jacobson, Andrew D. (6 August 2012). "CO2 evasion from the Greenland Ice Sheet: A new carbon-climate feedback". Chemical Geology (in English). 320 (13): 80–95. Bibcode:2012ChGeo.320...80R. doi:10.1016/j.chemgeo.2012.05.024.
  112. ↑ Tarnocai, C.; Canadell, J.G.; Schuur, E.A.G.; Kuhry, P.; Mazhitova, G.; Zimov, S. (June 2009). "Soil organic carbon pools in the northern circumpolar permafrost region". Global Biogeochemical Cycles. 23 (2): GB2023. Bibcode:2009GBioC..23.2023T. doi:10.1029/2008gb003327.
  113. ↑ Christiansen, Jesper Riis; Jørgensen, Christian Juncher (9 November 2018). "First observation of direct methane emission to the atmosphere from the subglacial domain of the Greenland Ice Sheet". Scientific Reports. 8 (1): 16623. Bibcode:2018NatSR...816623C. doi:10.1038/s41598-018-35054-7. PMC 6226494. PMID 30413774.
  114. ↑ Dieser, Markus; Broemsen, Erik L J E; Cameron, Karen A; King, Gary M; Achberger, Amanda; Choquette, Kyla; Hagedorn, Birgit; Sletten, Ron; Junge, Karen; Christner, Brent C (17 April 2014). "Molecular and biogeochemical evidence for methane cycling beneath the western margin of the Greenland Ice Sheet". The ISME Journal. 8 (11): 2305–2316. Bibcode:2014ISMEJ...8.2305D. doi:10.1038/ismej.2014.59. PMC 4992074. PMID 24739624.
  115. ↑ Znamínko, Matěj; Falteisek, Lukáš; Vrbická, Kristýna; Klímová, Petra; Christiansen, Jesper R.; Jørgensen, Christian J.; Stibal, Marek (16 October 2023). "Methylotrophic Communities Associated with a Greenland Ice Sheet Methane Release Hotspot". Microbial Ecology. 86 (4): 3057–3067. Bibcode:2023MicEc..86.3057Z. doi:10.1007/s00248-023-02302-x. PMC 10640400. PMID 37843656.
  116. ↑ Schannwell, Clemens; Mikolajewicz, Uwe; Kapsch, Marie-Luise; Ziemen, Florian (5 April 2024). "A mechanism for reconciling the synchronisation of Heinrich events and Dansgaard-Oeschger cycles". Nature Communications (in English). 15 (1): 2961. Bibcode:2024NatCo..15.2961S. doi:10.1038/s41467-024-47141-7. PMC 10997585. PMID 38580634.
  117. ↑ Kerr, Richard A. (14 July 1978). "Climate Control: How Large a Role for Orbital Variations?". Science. 201 (4351): 144–146. Bibcode:1978Sci...201..144K. doi:10.1126/science.201.4351.144. JSTOR 1746691. PMID 17801827.
  118. ↑ Buis, Alan (27 February 2020). "Why Milankovitch (Orbital) Cycles Can't Explain Earth's Current Warming". NASA. Retrieved 29 July 2022.
  119. ↑ Heinrich, Hartmut (March 1988). "Origin and Consequences of Cyclic Ice Rafting in the Northeast Atlantic Ocean During the Past 130,000 Years". Quaternary Research. 29 (2): 142–152. Bibcode:1988QuRes..29..142H. doi:10.1016/0033-5894(88)90057-9. S2CID 129842509.
  120. ↑ Bond, Gerard C.; Showers, William; Elliot, Mary; Evans, Michael; Lotti, Rusty; Hajdas, Irka; Bonani, Georges; Johnson, Sigfus (1999). "The North Atlantic's 1–2 kyr climate rhythm: Relation to Heinrich events, Dansgaard/Oeschger cycles and the Little Ice Age". Mechanisms of Global Climate Change at Millennial Time Scales. Geophysical Monograph Series. Vol. 112. pp. 35–58. doi:10.1029/GM112p0035 (inactive 12 July 2025). ISBN 978-0-87590-095-7.{{cite book}}: نگهداری یادکرد:doi غیرفعال از ژوئیه 2025 (رده)
  121. ↑ Turney, Chris S. M.; Fogwill, Christopher J.; Golledge, Nicholas R.; McKay, Nicholas P.; Sebille, Erik van; Jones, Richard T.; Etheridge, David; Rubino, Mauro; Thornton, David P.; Davies, Siwan M.; Ramsey, Christopher Bronk; Thomas, Zoë A.; Bird, Michael I.; Munksgaard, Niels C.; Kohno, Mika; Woodward, John; Winter, Kate; Weyrich, Laura S.; Rootes, Camilla M.; Millman, Helen; Albert, Paul G.; Rivera, Andres; Ommen, Tas van; Curran, Mark; Moy, Andrew; Rahmstorf, Stefan; Kawamura, Kenji; Hillenbrand, Claus-Dieter; Weber, Michael E.; Manning, Christina J.; Young, Jennifer; Cooper, Alan (25 February 2020). "Early Last Interglacial ocean warming drove substantial ice mass loss from Antarctica". Proceedings of the National Academy of Sciences. 117 (8): 3996–4006. Bibcode:2020PNAS..117.3996T. doi:10.1073/pnas.1902469117. PMC 7049167. PMID 32047039.
  122. ↑ Crémière, Antoine; Lepland, Aivo; Chand, Shyam; Sahy, Diana; Condon, Daniel J.; Noble, Stephen R.; Martma, Tõnu; Thorsnes, Terje; Sauer, Simone; Brunstad, Harald (11 May 2016). "Timescales of methane seepage on the Norwegian margin following collapse of the Scandinavian Ice Sheet". Nature Communications. 7 (1) 11509. Bibcode:2016NatCo...711509C. doi:10.1038/ncomms11509. PMC 4865861. PMID 27167635.
  123. ↑ Barr, Iestyn D.; Spagnolo, Matteo; Rea, Brice R.; Bingham, Robert G.; Oien, Rachel P.; Adamson, Kathryn; Ely, Jeremy C.; Mullan, Donal J.; Pellitero, Ramón; Tomkins, Matt D. (21 September 2022). "60 million years of glaciation in the Transantarctic Mountains". Nature Communications (in English). 13 (1): 5526. Bibcode:2022NatCo..13.5526B. doi:10.1038/s41467-022-33310-z. hdl:2164/19437. ISSN 2041-1723. PMC 9492669. PMID 36130952.
  124. ↑ Sedimentological evidence for the formation of an East Antarctic ice sheet in Eocene/Oligocene time الگو:وبگاه بایگانی Palaeogeography, palaeoclimatology, & palaeoecology ISSN 0031-0182, 1992, vol. 93, no1-2, pp. 85–112 (3 p.)
  125. ↑ "New CO2 data helps unlock the secrets of Antarctic formation". phys.org (in English). September 13, 2009. Retrieved 2023-06-06.
  126. ↑ Pagani, M.; Huber, M.; Liu, Z.; Bohaty, S. M.; Henderiks, J.; Sijp, W.; Krishnan, S.; Deconto, R. M. (2011). "Drop in carbon dioxide levels led to polar ice sheet, study finds". Science. 334 (6060): 1261–1264. Bibcode:2011Sci...334.1261P. doi:10.1126/science.1203909. PMID 22144622. S2CID 206533232. Retrieved 2014-01-28.
  127. ↑ Coxall, Helen K. (2005). "Rapid stepwise onset of Antarctic glaciation and deeper calcite compensation in the Pacific Ocean". Nature. 433 (7021): 53–57. Bibcode:2005Natur.433...53C. doi:10.1038/nature03135. PMID 15635407. S2CID 830008.
  128. ↑ Diester-Haass, Liselotte; Zahn, Rainer (1996). "Eocene-Oligocene transition in the Southern Ocean: History of water mass circulation and biological productivity". Geology. 24 (2): 163. Bibcode:1996Geo....24..163D. doi:10.1130/0091-7613(1996)024<0163:EOTITS>2.3.CO;2.
  129. ↑ DeConto, Robert M. (2003). "Rapid Cenozoic glaciation of Antarctica induced by declining atmospheric CO2" (PDF). Nature. 421 (6920): 245–249. Bibcode:2003Natur.421..245D. doi:10.1038/nature01290. PMID 12529638. S2CID 4326971.
  130. ↑ Naish, Timothy; et al. (2009). "Obliquity-paced Pliocene West Antarctic ice sheet oscillations". Nature. 458 (7236): 322–328. Bibcode:2009Natur.458..322N. doi:10.1038/nature07867. PMID 19295607. S2CID 15213187.
  131. ↑ Shakun, Jeremy D.; et al. (2018). "Minimal East Antarctic Ice Sheet retreat onto land during the past eight million years". Nature. 558 (7709): 284–287. Bibcode:2018Natur.558..284S. doi:10.1038/s41586-018-0155-6. OSTI 1905199. PMID 29899483. S2CID 49185845.
  132. 1 2 Japsen, Peter; Green, Paul F.; Bonow, Johan M.; Nielsen, Troels F.D.; Chalmers, James A. (5 February 2014). "From volcanic plains to glaciated peaks: Burial, uplift and exhumation history of southern East Greenland after opening of the NE Atlantic". Global and Planetary Change. 116: 91–114. Bibcode:2014GPC...116...91J. doi:10.1016/j.gloplacha.2014.01.012.
  133. 1 2 Solgaard, Anne M.; Bonow, Johan M.; Langen, Peter L.; Japsen, Peter; Hvidberg, Christine (27 September 2013). "Mountain building and the initiation of the Greenland Ice Sheet". Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 392: 161–176. Bibcode:2013PPP...392..161S. doi:10.1016/j.palaeo.2013.09.019.
  134. ↑ Koenig, S. J.; Dolan, A. M.; de Boer, B.; Stone, E. J.; Hill, D. J.; DeConto, R. M.; Abe-Ouchi, A.; Lunt, D. J.; Pollard, D.; Quiquet, A.; Saito, F.; Savage, J.; van de Wal, R. (5 March 2015). "Ice sheet model dependency of the simulated Greenland Ice Sheet in the mid-Pliocene". Climate of the Past. 11 (3): 369–381. Bibcode:2015CliPa..11..369K. doi:10.5194/cp-11-369-2015. hdl:1871.1/422a6b4f-8e29-4b61-acd5-67bb9c300756.
  135. ↑ Yang, Hu; Krebs-Kanzow, Uta; Kleiner, Thomas; Sidorenko, Dmitry; Rodehacke, Christian Bernd; Shi, Xiaoxu; Gierz, Paul; Niu, Lu J.; Gowan, Evan J.; Hinck, Sebastian; Liu, Xingxing; Stap, Lennert B.; Lohmann, Gerrit (20 January 2022). "Impact of paleoclimate on present and future evolution of the Greenland Ice Sheet". PLOS ONE. 17 (1) e0259816. Bibcode:2022PLoSO..1759816Y. doi:10.1371/journal.pone.0259816. PMC 8776332. PMID 35051173.
  136. ↑ Vinas, Maria-Jose (3 August 2016). "NASA Maps Thawed Areas Under Greenland Ice Sheet". NASA. Archived from the original on 12 December 2023. Retrieved 12 December 2023.
  137. ↑ Irvalı, Nil; Galaasen, Eirik V.; Ninnemann, Ulysses S.; Rosenthal, Yair; Born, Andreas; Kleiven, Helga (Kikki) F. (18 December 2019). "A low climate threshold for south Greenland Ice Sheet demise during the Late Pleistocene". Proceedings of the National Academy of Sciences (in English). 117 (1): 190–195. doi:10.1073/pnas.1911902116. ISSN 0027-8424. PMC 6955352. PMID 31871153.
  138. ↑ Schaefer, Joerg M.; Finkel, Robert C.; Balco, Greg; Alley, Richard B.; Caffee, Marc W.; Briner, Jason P.; Young, Nicolas E.; Gow, Anthony J.; Schwartz, Roseanne (7 December 2016). "Greenland was nearly ice-free for extended periods during the Pleistocene". Nature (in English). 540 (7632): 252–255. Bibcode:2016Natur.540..252S. doi:10.1038/nature20146. PMID 27929018. S2CID 4471742.
  139. ↑ Alley, Richard B (2000). The Two-Mile Time Machine: Ice Cores, Abrupt Climate Change, and Our Future. انتشارات دانشگاه پرینستون. ISBN 0-691-00493-5.
  140. 1 2 Gkinis, V.; Simonsen, S. B.; Buchardt, S. L.; White, J. W. C.; Vinther, B. M. (1 November 2014). "Water isotope diffusion rates from the NorthGRIP ice core for the last 16,000 years – Glaciological and paleoclimatic implications". Earth and Planetary Science Letters (in English). 405: 132–141. arXiv:1404.4201. Bibcode:2014E&PSL.405..132G. doi:10.1016/j.epsl.2014.08.022.
  141. 1 2 Adolphi, Florian; Muscheler, Raimund; Svensson, Anders; Aldahan, Ala; Possnert, Göran; Beer, Jürg; Sjolte, Jesper; Björck, Svante; Matthes, Katja; Thiéblemont, Rémi (17 August 2014). "Persistent link between solar activity and Greenland climate during the Last Glacial Maximum". Nature Geoscience (in English). 7 (9): 662–666. Bibcode:2014NatGe...7..662A. doi:10.1038/ngeo2225.
  142. 1 2 Kurosaki, Yutaka; Matoba, Sumito; Iizuka, Yoshinori; Fujita, Koji; Shimada, Rigen (26 December 2022). "Increased oceanic dimethyl sulfide emissions in areas of sea ice retreat inferred from a Greenland ice core". Communications Earth & Environment (in English). 3 (1): 327. Bibcode:2022ComEE...3..327K. doi:10.1038/s43247-022-00661-w. hdl:2115/87619. ISSN 2662-4435. Text and images are available under a Creative Commons Attribution 4.0 International License الگو:وبگاه بایگانی.
  143. ↑ Masson-Delmotte, V.; Jouzel, J.; Landais, A.; Stievenard, M.; Johnsen, S. J.; White, J. W. C.; Werner, M.; Sveinbjornsdottir, A.; Fuhrer, K. (1 July 2005). "GRIP Deuterium Excess Reveals Rapid and Orbital-Scale Changes in Greenland Moisture Origin" (PDF). Science (in English). 309 (5731): 118–121. Bibcode:2005Sci...309..118M. doi:10.1126/science.1108575. PMID 15994553. S2CID 10566001. Archived (PDF) from the original on 19 May 2022. Retrieved 13 December 2023.
  144. ↑ Zielinski, G. A.; Mayewski, P. A.; Meeker, L. D.; Whitlow, S.; Twickler, M. S.; Morrison, M.; Meese, D. A.; Gow, A. J.; Alley, R. B. (13 May 1994). "Record of Volcanism Since 7000 B.C. from the GISP2 Greenland Ice Core and Implications for the Volcano-Climate System". Science (in English). 264 (5161): 948–952. Bibcode:1994Sci...264..948Z. doi:10.1126/science.264.5161.948. PMID 17830082. S2CID 21695750.
  145. ↑ Fischer, Hubertus; Schüpbach, Simon; Gfeller, Gideon; Bigler, Matthias; Röthlisberger, Regine; Erhardt, Tobias; Stocker, Thomas F.; Mulvaney, Robert; Wolff, Eric W. (10 August 2015). "Millennial changes in North American wildfire and soil activity over the last glacial cycle" (PDF). Nature Geoscience (in English). 8 (9): 723–727. Bibcode:2015NatGe...8..723F. doi:10.1038/ngeo2495. Archived (PDF) from the original on 3 December 2023. Retrieved 13 December 2023.
  146. ↑ Wood, J.R. (21 October 2022). "Other ways to examine the finances behind the birth of Classical Greece". Archaeometry. 65 (3): 570–586. doi:10.1111/arcm.12839.
  147. ↑ McConnell, Joseph R.; Wilson, Andrew I.; Stohl, Andreas; Arienzo, Monica M.; Chellman, Nathan J.; Eckhardt, Sabine; Thompson, Elisabeth M.; Pollard, A. Mark; Steffensen, Jørgen Peder (29 May 2018). "Lead pollution recorded in Greenland ice indicates European emissions tracked plagues, wars, and imperial expansion during antiquity". Proceedings of the National Academy of Sciences. 115 (22): 5726–5731. Bibcode:2018PNAS..115.5726M. doi:10.1073/pnas.1721818115. PMC 5984509. PMID 29760088.

همچنین ببینید

[ویرایش | اشتراک‌گذاری]

پیوند به بیرون

[ویرایش | اشتراک‌گذاری]

الگو:گرمایش جهانی

برگرفته از «https://fa.wikipedia.org/w/index.php?title=یخسار&oldid=44761712»