ปฏิกิริยาตอบกลับ ของการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศเป็นกระบวนการทางธรรมชาติที่ส่งผลต่อปริมาณการเพิ่มขึ้นของอุณหภูมิโลกสำหรับปริมาณการปล่อยก๊าซเรือนกระจก ที่กำหนด ปฏิกิริยาตอบกลับเชิงบวกจะทำให้ภาวะโลกร้อนรุนแรงขึ้น ในขณะที่ปฏิกิริยาตอบ กลับเชิงลบจะทำให้ภาวะโลกร้อน ลดลง^{[ 2 ] : 2233} ปฏิกิริยาตอบกลับมีอิทธิพลต่อทั้งปริมาณก๊าซเรือนกระจกในชั้นบรรยากาศและปริมาณการเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิที่เกิดขึ้นในขณะที่การปล่อยก๊าซเป็นแรงผลักดันที่ทำให้เกิดการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศ ปฏิกิริยาตอบกลับจะรวมกันเพื่อควบคุมความไวของสภาพภูมิอากาศต่อแรงผลักดันนั้น^{[ 3 ] : 11}

แม้ว่าผลรวมโดยรวมของผลตอบรับจะเป็นลบ แต่ก็มีแนวโน้มที่จะเป็นลบน้อยลงเมื่อการปล่อยก๊าซเรือน กระจก ยังคงดำเนินต่อไป ซึ่งหมายความว่าภาวะโลกร้อนจะช้ากว่าที่ควรจะเป็นหากไม่มีผลตอบรับ แต่ภาวะโลกร้อนจะเร่งตัวขึ้นหากการปล่อยก๊าซยังคงอยู่ในระดับปัจจุบัน^{[ 4 ] : 95–96} ผลตอบรับสุทธิจะยังคงเป็นลบเป็นส่วนใหญ่เนื่องจากการแผ่รังสีความร้อนที่เพิ่มขึ้นเมื่อโลกร้อนขึ้นซึ่งเป็นผลกระทบที่ใหญ่กว่าผลตอบรับเดี่ยวอื่นๆ หลายเท่า^{[ 4 ] : 96} ดังนั้น การเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศที่เกิดจากมนุษย์เพียงอย่างเดียวจึงไม่สามารถทำให้เกิดปรากฏการณ์เรือนกระจกที่ควบคุมไม่ได้ได้^{[ 5 ] [ 6 ]}

ปฏิกิริยาตอบกลับสามารถแบ่งออกเป็นปฏิกิริยาตอบกลับทางกายภาพและปฏิกิริยาตอบกลับทางชีวภาพบางส่วน ปฏิกิริยาตอบกลับทางกายภาพ ได้แก่การสะท้อนแสงของพื้นผิว ที่ลดลง (จากการลดลงของหิมะและน้ำแข็งปกคลุม) และไอน้ำในบรรยากาศที่เพิ่มขึ้นไอน้ำไม่เพียงแต่เป็นก๊าซเรือนกระจกที่ทรงพลังเท่านั้น แต่ยังมีอิทธิพลต่อปฏิกิริยาตอบกลับในการกระจายตัวของเมฆและอุณหภูมิในบรรยากาศอีกด้วย ปฏิกิริยาตอบกลับทางชีวภาพส่วนใหญ่เกี่ยวข้องกับการเปลี่ยนแปลงอัตราการสะสม CO2 ของพืชซึ่ง_เป็นส่วนหนึ่งของวัฏจักรคาร์บอน^{[ 7 ] : 967} วัฏจักรคาร์บอนดูดซับ CO2 ที่ปล่อยออกมามากกว่าครึ่งหนึ่ง_ในแต่ละปีเข้าสู่พืชและมหาสมุทร^{[ 8 ] : 676} ในระยะยาว เปอร์เซ็นต์จะลดลงเมื่อแหล่งกักเก็บคาร์บอนอิ่มตัว และอุณหภูมิที่สูงขึ้นนำไปสู่ผลกระทบต่างๆ เช่นภัยแล้งและไฟป่า^{[ 8 ] : 698 [ 4 ] : 96 [ 3 ] : 20}

ความแข็งแกร่งและความสัมพันธ์ของปฏิกิริยาตอบกลับจะถูกประเมินผ่าน แบบจำลองสภาพภูมิอากาศโลกโดยมีการปรับเทียบค่าประมาณกับข้อมูลจากการสังเกตการณ์ทุกครั้งที่เป็นไปได้^{[ 4 ] : 967} ปฏิกิริยาตอบกลับบางอย่างส่งผลกระทบต่อความไวต่อสภาพภูมิอากาศอย่างรวดเร็ว ในขณะที่การตอบสนองของปฏิกิริยาตอบกลับจากแผ่นน้ำแข็งจะยืดเยื้อออกไปหลายศตวรรษ^{[ 7 ] : 967} ปฏิกิริยาตอบกลับยังสามารถส่งผลให้เกิดความแตกต่างในระดับท้องถิ่น เช่นการขยายตัวของขั้วโลกอันเป็นผลมาจากปฏิกิริยาตอบกลับที่รวมถึงการลดลงของหิมะและน้ำแข็งปกคลุม แม้ว่าความสัมพันธ์พื้นฐานจะเข้าใจได้ดี แต่ความไม่แน่นอนของปฏิกิริยาตอบกลับยังคงมีอยู่ในบางพื้นที่ โดยเฉพาะอย่างยิ่งเกี่ยวกับปฏิกิริยาตอบกลับของเมฆ^{[ 9 ] [ 10 ]}ความไม่แน่นอนของวัฏจักรคาร์บอนเกิดจากอัตราที่สูงซึ่ง CO ₂ถูกดูดซับเข้าไปในพืชและถูกปล่อยออกมาเมื่อชีวมวลเผาไหม้หรือเน่าเปื่อย ตัวอย่างเช่น การละลายของชั้น ดินเยือกแข็งถาวรทำให้เกิดการปล่อย CO ₂และมีเทนในลักษณะที่ยากต่อการสร้างแบบจำลอง^{[ 8 ] : 677} สถานการณ์การเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศใช้แบบจำลองเพื่อประเมินว่าโลกจะตอบสนองต่อการปล่อยก๊าซเรือนกระจกอย่างไรเมื่อเวลาผ่านไป รวมถึงปฏิกิริยาตอบกลับจะเปลี่ยนแปลงอย่างไรเมื่อโลกร้อนขึ้น^{[ 11 ]}

การตอบสนองของแพลงค์ คือ การแผ่รังสีความร้อนเพิ่มเติมที่วัตถุปล่อยออกมาเมื่ออุณหภูมิสูงขึ้น การตอบสนองของแพลงค์เป็นการป้อนกลับของการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศหรือไม่นั้นขึ้นอยู่กับบริบท ในวิทยาศาสตร์ภูมิอากาศการตอบสนองของแพลงค์สามารถถือได้ว่าเป็นส่วนหนึ่งของภาวะโลกร้อนโดยแท้จริง ซึ่งแยกต่างหากจาก การป้อนกลับ ของการแผ่รังสีและ การป้อนกลับ ของวัฏจักรคาร์บอนอย่างไรก็ตาม การตอบสนองของแพลงค์จะถูกรวมไว้เมื่อคำนวณความไวต่อสภาพภูมิอากาศ [ ^{4 ] : 95–96}

ฟีดแบ็กที่ขยายการเปลี่ยนแปลงเริ่มต้นเรียกว่าฟีดแบ็กเชิงบวก^{[ 12 ]}ในขณะที่ฟีดแบ็กที่ลดการเปลี่ยนแปลงเริ่มต้นเรียกว่าฟีดแบ็กเชิงลบ^{[ 12 ]} ฟีดแบ็ก การเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศอยู่ในบริบทของภาวะโลกร้อน ดังนั้นฟีดแบ็กเชิงบวกจะทำให้ภาวะโลกร้อนรุนแรงขึ้น และฟีดแบ็กเชิงลบจะทำให้ภาวะโลกร้อนลดลง การตั้งชื่อฟีดแบ็กว่าบวกหรือลบไม่ได้หมายความว่าฟีดแบ็กนั้นดีหรือไม่ดี^{[ 13 ]}

การเปลี่ยนแปลงเริ่มต้นที่กระตุ้นให้เกิดปฏิกิริยาตอบกลับอาจถูกบังคับจากภายนอกหรืออาจเกิดขึ้นจากความแปรปรวนภายในของระบบภูมิอากาศ [ ^{2 ] : 2222} การบังคับจากภายนอกหมายถึง "ตัวแทนบังคับที่อยู่นอกระบบภูมิอากาศซึ่งก่อให้เกิดการเปลี่ยนแปลงในระบบภูมิอากาศ" ^{[ 2 ] : 2229} ซึ่งอาจผลักดันระบบภูมิอากาศไปในทิศทางของการร้อนขึ้นหรือเย็นลง^{[ 14 ] [ 15 ]}การบังคับจากภายนอกอาจเกิดจากมนุษย์ (เช่นการปล่อยก๊าซเรือนกระจกหรือการเปลี่ยนแปลงการใช้ที่ดิน ) หรือเกิดจากธรรมชาติ (เช่นการระเบิดของภูเขาไฟ ) ^{[ 2 ] : 2229}

การตอบสนองของพลังค์คือ "การป้อนกลับพื้นฐานที่สุดในระบบภูมิอากาศ" ^{[ 18 ] : 19} เมื่ออุณหภูมิของวัตถุดำเพิ่มขึ้น การปล่อยรังสีอินฟราเรดจะเพิ่มขึ้นตามกำลังสี่ของอุณหภูมิสัมบูรณ์ตามกฎของสเตฟาน-โบลต์ซมันน์ซึ่งจะเพิ่มปริมาณรังสีที่แผ่ออกไปในอวกาศเมื่อโลกร้อนขึ้น^{[ 17 ]} มันเป็นการตอบสนองที่ทำให้เสถียรอย่างมาก และบางครั้งก็ถูกเรียกว่า "การตอบสนองแบบไม่มีการป้อนกลับ" เพราะมันเป็นคุณสมบัติที่เข้มข้นของระบบเทอร์โมไดนามิกเมื่อพิจารณาว่าเป็นเพียงฟังก์ชันของอุณหภูมิ^{[ 19 ]}แม้ว่าโลกจะมีค่าการแผ่รังสี ที่มีประสิทธิภาพ น้อยกว่าหนึ่ง แต่รังสีของวัตถุดำในอุดมคติก็ปรากฏขึ้นเป็นปริมาณที่แยกได้เมื่อตรวจสอบการรบกวนต่อรังสีที่แผ่ออกไปของดาวเคราะห์

การตอบสนองแบบ "ฟีดแบ็ก" ของแพลงค์ หรือการตอบสนองของแพลงค์คือการตอบสนองการแผ่รังสีที่เทียบเคียงได้ซึ่งได้จากการวิเคราะห์การสังเกตการณ์จริงหรือแบบจำลองสภาพภูมิอากาศโลก (GCMs) ความแรงที่คาดหวังได้รับการประมาณอย่างง่ายที่สุดจากอนุพันธ์ของสมการสเตฟาน-โบลต์ซมันน์เป็น −4σT ³ = −3.8 W/m ² ·K (วัตต์ต่อตารางเมตรต่อองศาความร้อน) ^{[ 17 ] [ 19 ]}การคำนวณจากการประยุกต์ใช้ GCM บางครั้งให้ค่าความแรงที่ลดลง เนื่องจากคุณสมบัติที่กว้างขวางของชั้นบรรยากาศสตราโตสเฟียร์และสิ่งประดิษฐ์ตกค้าง ที่คล้ายกัน ซึ่งต่อมาระบุว่าไม่มีอยู่ในแบบจำลองดังกล่าว^{[ 19 ]}

โดยทั่วไปแล้ว คุณสมบัติ "วัตถุสีเทา" ที่กว้างขวางที่สุดของโลกซึ่งมีอิทธิพลต่อการแผ่รังสีออกไปนั้น มักจะถูกสันนิษฐานว่าครอบคลุมโดยส่วนประกอบป้อนกลับ GCM อื่นๆ และกระจายไปตามกรอบการบังคับป้อนกลับ ที่เฉพาะ เจาะจง^{[ 20 ]} ในอุดมคติแล้ว ความแรงของการตอบสนองของพลังค์ที่ได้จาก GCM การวัดทางอ้อม และการประมาณค่าวัตถุสีดำจะบรรจบกันมากขึ้นเมื่อวิธีการวิเคราะห์พัฒนาขึ้นเรื่อยๆ^{[ 19 ]}

ตาม ความสัมพันธ์ ของClausius–Clapeyron ความดันไออิ่มตัวจะสูงขึ้นในบรรยากาศที่อุ่นกว่า ดังนั้นปริมาณไอน้ำสัมบูรณ์จะเพิ่มขึ้นเมื่อบรรยากาศอุ่นขึ้น บางครั้งก็เรียกว่าการตอบสนองความชื้นจำเพาะ^{[ 7 ] : 969} เนื่องจากความชื้นสัมพัทธ์ (RH) แทบจะคงที่เหนือมหาสมุทร แต่ลดลงเหนือพื้นดิน^{[ 22 ]}สิ่งนี้เกิดขึ้นเนื่องจากพื้นดินมีอุณหภูมิสูงขึ้นเร็วกว่ามหาสมุทร และมีการสังเกตการลดลงของ RH หลังปี 2000 ^{[ 4 ] : 86}

เนื่องจากไอน้ำเป็นก๊าซเรือนกระจกการเพิ่มขึ้นของปริมาณไอน้ำทำให้บรรยากาศอุ่นขึ้น ซึ่งทำให้บรรยากาศสามารถกักเก็บไอน้ำได้มากขึ้น ดังนั้นจึงเกิดวงจรป้อนกลับเชิงบวกขึ้น ซึ่งจะดำเนินต่อไปจนกว่าการป้อนกลับเชิงลบจะนำระบบไปสู่สมดุล^{[ 7 ] : 969} การเพิ่มขึ้นของไอน้ำในบรรยากาศได้รับการตรวจพบจากดาวเทียมและการคำนวณโดยอิงจากการสังเกตเหล่านี้ทำให้ความแรงของการป้อนกลับนี้อยู่ที่ 1.85 ± 0.32 W/m² ^· K ซึ่งคล้ายคลึงกับการประมาณค่าจากแบบจำลองมาก ซึ่งอยู่ที่ 1.77 ± 0.20 W/m² ^· K ^{[ 7 ] : 969} ค่าใดค่าหนึ่งจะทำให้ความร้อนเพิ่มขึ้นเป็นสองเท่าเมื่อเทียบกับการเพิ่มขึ้นของ CO₂ _{เพียง}^{อย่าง}เดียว^{[ 23 ]}เช่นเดียวกับการป้อนกลับทางกายภาพอื่นๆ สิ่งนี้ได้รับการพิจารณาแล้วในการคาดการณ์ความร้อนภายใต้สถานการณ์การเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศ [ ^{11 ]}

อัตราการลดลงของอุณหภูมิ (lapse rate)คืออัตราที่ตัวแปรบรรยากาศ ซึ่งโดยปกติคืออุณหภูมิในชั้นบรรยากาศของโลกลดลงตามระดับความสูง [ ^{25 ] [ 26 ] ดังนั้น}จึงเป็นการวัดปริมาณอุณหภูมิที่เกี่ยวข้องกับรังสี ซึ่งเป็นฟังก์ชันของระดับความสูง และไม่ใช่ปรากฏการณ์ที่แยกต่างหากในบริบทนี้ โดยทั่วไปแล้ว การตอบสนองของอัตราการลดลงของอุณหภูมิเป็นการตอบสนองเชิงลบ อย่างไรก็ตาม ในความเป็นจริงแล้วเป็นการตอบสนองเชิงบวกในบริเวณขั้วโลก ซึ่งมีส่วนอย่างมากต่อภาวะโลกร้อนที่เพิ่มขึ้นในบริเวณขั้วโลก ซึ่งเป็นหนึ่งในผลกระทบที่ใหญ่ที่สุดของการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศ^{[ 27 ]}ทั้งนี้เนื่องจากในบริเวณที่มีการผกผันของอุณหภูมิ อย่างรุนแรง เช่น บริเวณขั้วโลก การตอบสนองของอัตราการลดลงของอุณหภูมิอาจเป็นบวกได้ เพราะพื้นผิวจะร้อนขึ้นเร็วกว่าระดับความสูงที่สูงขึ้น ส่งผลให้การ ระบายความร้อนด้วยคลื่นยาวไม่มีประสิทธิภาพ^{[ 28 ] [ 29 ] [ 30 ]}

อุณหภูมิของชั้นบรรยากาศลดลงตามความสูงในชั้นโทรโปสเฟียร์เนื่องจากการปล่อยรังสีอินฟราเรดแปรผันตามอุณหภูมิรังสีคลื่นยาวที่หลุดออกไปสู่อวกาศจากชั้นบรรยากาศด้านบนที่ค่อนข้างเย็นจึงน้อยกว่าที่ปล่อยออกมาสู่พื้นดินจากชั้นบรรยากาศด้านล่าง ดังนั้น ความแรงของปรากฏการณ์เรือนกระจกจึงขึ้นอยู่กับอัตราการลดลงของอุณหภูมิของชั้นบรรยากาศตามความสูง ทั้งทฤษฎีและแบบจำลองสภาพภูมิอากาศบ่งชี้ว่าภาวะโลกร้อนจะลดอัตราการลดลงของอุณหภูมิตามความสูง ทำให้เกิดผลตอบรับอัตรา การลดลงของอุณหภูมิที่เป็นลบ ซึ่งทำให้ปรากฏการณ์เรือนกระจกอ่อนลง^{[ 28 ]}

ขนาดและพื้นที่เฉลี่ยของน้ำแข็งทะเลในมหาสมุทรอาร์กติกในแต่ละทศวรรษ นับตั้งแต่เริ่มมีการสังเกตการณ์จากดาวเทียม

แนวโน้มรายปีของขอบเขตและพื้นที่ของน้ำแข็งทะเลอาร์กติกในช่วงปี 2011-2022

อัลเบโดคือการวัดว่าพื้นผิวของดาวเคราะห์สามารถสะท้อนรังสีจากดวงอาทิตย์ได้มากน้อยเพียงใด ซึ่งจะช่วยป้องกันการดูดซับและทำให้เกิดผลในการระบายความร้อน พื้นผิวที่สว่างและสะท้อนแสงได้ดีจะมีค่าอัลเบโดสูง และพื้นผิวที่มืดจะมีค่าอัลเบโดต่ำ จึงร้อนขึ้น พื้นผิวที่สะท้อนแสงได้ดีที่สุดคือน้ำแข็งและหิมะดังนั้นการเปลี่ยนแปลงของค่าอัลเบโดบนพื้นผิวจึงเกี่ยวข้องกับสิ่งที่เรียกว่าปฏิกิริยาตอบกลับของน้ำแข็ง-อัลเบโดเป็นส่วนใหญ่ ผลกระทบส่วนน้อยยังเกี่ยวข้องกับการเปลี่ยนแปลงของสมุทรศาสตร์เชิงกายภาพความชื้นในดินและพืชปกคลุม^{[ 7 ] : 970}

การมีอยู่ของน้ำแข็งปกคลุมและน้ำแข็งทะเลทำให้ขั้วโลกเหนือและขั้วโลกใต้เย็นกว่าที่ควรจะเป็นหากไม่มีน้ำแข็งปกคลุม^{[ 31 ]}ในช่วงยุคน้ำแข็งน้ำแข็งที่เพิ่มขึ้นจะเพิ่มการสะท้อนแสงและลดการดูดซับรังสีจากดวงอาทิตย์ ทำให้โลกเย็นลง^{[ 32 ]}แต่เมื่อเกิดภาวะโลกร้อนและน้ำแข็งละลาย พื้นที่ดินที่มืดกว่าหรือผืนน้ำเปิดจะเข้ามาแทนที่ และสิ่งนี้จะทำให้เกิดภาวะโลกร้อนมากขึ้น ซึ่งจะทำให้เกิดการละลายมากขึ้น ในทั้งสองกรณี วงจรที่เสริมแรงกันเองจะดำเนินต่อไปจนกว่าจะพบจุดสมดุล^{[ 33 ] [ 34 ]}ด้วยเหตุนี้การลดลงของน้ำแข็งทะเลอาร์กติก ในช่วงไม่นานมานี้จึงเป็นสาเหตุสำคัญที่ทำให้อาร์กติกร้อนขึ้นเร็วกว่าค่าเฉลี่ยทั่วโลกเกือบสี่เท่าตั้งแต่ปี 1979 (จุดเริ่มต้นของการอ่านค่าจากดาวเทียมอย่างต่อเนื่อง) ในปรากฏการณ์ ที่เรียกว่าการขยายตัวของอาร์กติก^{[ 35 ] [ 36 ]}ในทางกลับกัน ความเสถียรสูงของชั้นน้ำแข็งในทวีปแอนตาร์กติกาซึ่งแผ่นน้ำแข็งแอนตาร์กติกาตะวันออกสูงขึ้นเกือบ 4 กิโลเมตรเหนือระดับน้ำทะเล หมายความว่ามีอุณหภูมิสุทธิเพิ่มขึ้นน้อยมากในช่วงเจ็ดทศวรรษที่ผ่านมา^{[ 37 ] [ 38 ] [ 39 ] [ 40 ]}

ณ ปี 2021 ความแข็งแรงของการตอบสนองพื้นผิวโดยรวมอยู่ที่ประมาณ 0.35 [0.10 ถึง 0.60] W/m² ^· K ^{[ 4 ] : 95} การลดลงของน้ำแข็งทะเลอาร์กติกเพียงอย่างเดียวระหว่างปี 1979 ถึง 2011 ทำให้เกิดแรงผลักดันการแผ่รังสี 0.21 (W/ ^m² ) ซึ่งเทียบเท่ากับหนึ่งในสี่ของผลกระทบจากการปล่อย CO₂ _ในช่วงเวลาเดียวกัน^{[ 34 ]}การเปลี่ยนแปลงโดยรวมของปริมาณน้ำแข็งทะเลทั้งหมดระหว่างปี 1992 ถึง 2018 เทียบเท่ากับ 10% ของการปล่อยก๊าซเรือนกระจกที่ เกิดจากกิจกรรมของมนุษย์ทั้งหมด ^{[ 41 ]} ความแข็งแรงของการตอบสนองระหว่างน้ำแข็งและค่าการสะท้อนแสงไม่คงที่และขึ้นอยู่กับอัตราการสูญเสียน้ำแข็ง - แบบจำลองคาดการณ์ว่าภายใต้ภาวะโลกร้อนสูง ความ แข็งแรงจะถึงจุดสูงสุดประมาณปี 2100 และลดลงหลังจากนั้น เนื่องจากน้ำแข็งที่ละลายง่ายส่วนใหญ่จะสูญหายไปแล้วภายในเวลานั้น^{[ 42 ]}

เมื่อ แบบจำลอง CMIP5ประมาณการการสูญเสียน้ำแข็งทะเลอาร์กติกทั้งหมดตั้งแต่เดือนมิถุนายนถึงกันยายน (ซึ่งเป็นผลลัพธ์ที่เป็นไปได้ภายใต้ระดับความร้อนที่สูงขึ้น) จะทำให้อุณหภูมิโลกเพิ่มขึ้น 0.19 °C (0.34 °F) โดยมีช่วงตั้งแต่ 0.16–0.21 °C ในขณะที่อุณหภูมิในระดับภูมิภาคจะเพิ่มขึ้นมากกว่า 1.5 °C (2.7 °F) การคำนวณเหล่านี้รวมถึงผลกระทบลำดับที่สอง เช่น ผลกระทบจากการสูญเสียน้ำแข็งต่ออัตราการลดลงของอุณหภูมิในระดับภูมิภาค ไอน้ำ และปฏิกิริยาตอบกลับของเมฆ^{[ 43 ]}และไม่ทำให้เกิดภาวะโลกร้อน "เพิ่มเติม" นอกเหนือจากการคาดการณ์ของแบบจำลองที่มีอยู่^{[ 44 ]}

เมื่อมองจากด้านล่าง เมฆจะปล่อยรังสีอินฟราเรดกลับสู่พื้นผิว ซึ่งมีผลทำให้เกิดความร้อน เมื่อมองจากด้านบน เมฆจะสะท้อนแสงอาทิตย์และปล่อยรังสีอินฟราเรดกลับสู่ห้วงอวกาศ ทำให้เกิดผลทำให้เกิดความเย็น เมฆต่ำมีความสว่างและสะท้อนแสงได้ดีมาก จึงทำให้เกิดความเย็นอย่างมาก ในขณะที่เมฆสูงนั้นบางและโปร่งใสเกินกว่าจะสะท้อนแสงอาทิตย์ได้อย่างมีประสิทธิภาพ จึงทำให้เกิดความร้อนโดยรวม^{[ 46 ]}โดยรวมแล้ว เมฆมีผลทำให้เกิดความเย็นอย่างมาก^{[ 7 ] : 1022} อย่างไรก็ตาม คาดว่าการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศจะเปลี่ยนแปลงการกระจายตัวของประเภท เมฆ ในลักษณะที่โดยรวมแล้วจะลดความเย็นลงและทำให้ความร้อนโดยรวมเพิ่มขึ้นเร็วขึ้น^{[ 7 ] : 975} ในขณะที่การเปลี่ยนแปลงของเมฆทำหน้าที่เป็นผลตอบรับเชิงลบในบางละติจูด^{[ 24 ]}แต่ในระดับโลกกลับแสดงถึงผลตอบรับเชิงบวกที่ชัดเจน^{[ 4 ] : 95}

ณ ปี 2021 ความแรงของการตอบสนองของเมฆถูกประมาณไว้ที่ 0.42 [–0.10 ถึง 0.94] W/m² ^· K ^{[ 4 ] : 95} นี่คือช่วงความเชื่อมั่น ที่ใหญ่ที่สุด ของการตอบสนองของสภาพภูมิอากาศใดๆ และเกิดขึ้นเนื่องจากเมฆบางประเภท (ส่วนใหญ่อยู่เหนือมหาสมุทร) นั้นสังเกตได้ยากมาก ดังนั้นแบบจำลองสภาพภูมิอากาศจึงไม่มีข้อมูลมากพอที่จะนำไปใช้เมื่อพยายามจำลองพฤติกรรมของเมฆเหล่านั้น^{[ 7 ] : 975} นอกจากนี้ เมฆยังได้รับผลกระทบอย่างมากจาก อนุภาค ละอองลอยโดยส่วนใหญ่มาจากการเผาไหม้ เชื้อเพลิง ฟอสซิลที่มีกำมะถันสูงโดยไม่ผ่านการกรอง เช่นถ่านหินและเชื้อเพลิงบังเกอร์การประมาณการตอบสนองของเมฆใดๆ จำเป็นต้องแยกแยะผลกระทบของสิ่งที่เรียกว่าการลดความสว่างทั่วโลกที่เกิดจากอนุภาคเหล่านี้ด้วย^{[ 47 ] [ 48 ]}

ดังนั้น การประมาณค่าการตอบรับของเมฆจึงแตกต่างกันอย่างมากระหว่างแบบจำลองสภาพภูมิอากาศ แบบจำลองที่มีการตอบรับของเมฆที่แข็งแกร่งที่สุดจะมีค่าความไวต่อสภาพภูมิอากาศ สูงสุด ซึ่งหมายความว่าแบบจำลองเหล่านั้นจำลองภาวะโลกร้อนที่รุนแรงกว่ามากเมื่อความเข้มข้นของ CO2 (หรือก๊าซเรือนกระจกที่เทียบเท่า) เพิ่มขึ้นเป็นสองเท่า_{เมื่อ}เทียบกับแบบจำลองอื่นๆ^{[ 9 ] [ 10 ]}ในช่วงประมาณปี 2020 พบว่าแบบจำลองจำนวนเล็กน้อยจำลองภาวะโลกร้อนได้มากจนขัดแย้งกับ หลักฐาน สภาพภูมิอากาศโบราณจากฟอสซิล [ ^{49 ] [ 50 ]}และผลลัพธ์ของแบบจำลองเหล่านั้นถูกตัดออกจากการประมาณค่าความไวต่อสภาพภูมิอากาศของรายงานการประเมินครั้งที่ 6 ของ IPCC ^{อย่าง มีประสิทธิภาพ [ 4 ] : 93 [ 51 ]}

วัฏจักรคาร์บอนของโลกมีปฏิกิริยาตอบกลับทางภูมิอากาศทั้งในเชิงบวกและเชิงลบ ปฏิกิริยาตอบกลับเชิงลบมีขนาดใหญ่และมีบทบาทสำคัญในการศึกษาความเฉื่อยของภูมิอากาศหรือการเปลี่ยนแปลงภูมิอากาศแบบไดนามิก (ขึ้นอยู่กับเวลา) เนื่องจากถือว่ามีความไวต่อการเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิค่อนข้างต่ำ จึงบางครั้งถูกพิจารณาแยกต่างหากหรือถูกละเลยในการศึกษาที่มุ่งหาปริมาณความไวของภูมิอากาศ^{[ 20 ] [ 52 ]}การคาดการณ์ภาวะโลกร้อนได้รวม ปฏิกิริยาตอบกลับของ วัฏจักรคาร์บอน ไว้ด้วย ตั้งแต่รายงานการประเมินครั้งที่สี่ของ IPCC (AR4) ในปี 2550 ^{[ 53 ]}แม้ว่าความเข้าใจทางวิทยาศาสตร์เกี่ยวกับปฏิกิริยาตอบกลับเหล่านี้จะจำกัดในขณะนั้น แต่ก็ดีขึ้นตั้งแต่นั้นมา^{[ 54 ]}ปฏิกิริยาตอบกลับเชิงบวกเหล่านี้รวมถึงการเพิ่มขึ้นของความถี่และความรุนแรง ของไฟป่า การสูญเสียอย่างมากจาก ป่าฝนเขตร้อนเนื่องจากไฟไหม้ และการแห้งแล้งและการสูญเสียต้นไม้ในที่อื่นๆ^{[ 8 ] : 698}

ป่าฝนอเมซอนเป็นตัวอย่างที่รู้จักกันดี เนื่องจากขนาดและความสำคัญอันมหาศาล และเนื่องจากความเสียหายที่เกิดขึ้นจากภาวะโลกร้อนนั้นรุนแรงขึ้นจากการตัดไม้ทำลาย ป่าอย่างต่อเนื่อง การรวมกันของภัยคุกคามสองประการนี้อาจทำให้ป่าฝนส่วนใหญ่หรือทั้งหมดกลายเป็นสภาพคล้ายทุ่งหญ้าสะวันนาได้^{[ 55 ] [ 56 ] [ 57 ]}แม้ว่าสิ่งนี้อาจต้องใช้ภาวะโลกร้อนที่ค่อนข้างสูงถึง 3.5 °C (6.3 °F) ก็ตาม^{[ 58 ] [ 59 ]}

โดยรวมแล้วแหล่งกักเก็บคาร์บอนบนบกและในมหาสมุทรดูดซับการปล่อยก๊าซเรือนกระจกในปัจจุบันได้ประมาณครึ่งหนึ่ง การดูดซับในอนาคตนั้นเปลี่ยนแปลงได้ ในอนาคต หากการปล่อยก๊าซเรือนกระจกลดลง สัดส่วนการดูดซับก็จะเพิ่มขึ้นและจะดูดซับได้ถึงสามในสี่ของการปล่อยก๊าซเรือนกระจกที่เหลืออยู่ – อย่างไรก็ตามปริมาณดิบที่ดูดซับจะลดลงจากปัจจุบัน ในทางตรงกันข้าม หากการปล่อยก๊าซเรือนกระจกเพิ่มขึ้น ปริมาณดิบที่ดูดซับก็จะเพิ่มขึ้นจากปัจจุบัน แต่สัดส่วนอาจลดลงเหลือหนึ่งในสามภายในสิ้นศตวรรษที่ 21 ^{[ 3 ] : 20} หากการปล่อยก๊าซเรือนกระจกยังคงสูงมากหลังจากศตวรรษที่ 21 แหล่งกักเก็บคาร์บอนก็จะถูกครอบงำอย่างสมบูรณ์ในที่สุด โดยแหล่งกักเก็บในมหาสมุทรจะลดลงไปอีก และระบบนิเวศบนบกจะกลายเป็นแหล่งปล่อยก๊าซสุทธิโดยสิ้นเชิง^{[ 8 ] : 677} ในทางทฤษฎี การกำจัดคาร์บอนไดออกไซด์อย่างมีประสิทธิภาพมากอาจส่งผลให้แหล่งกักเก็บคาร์บอนบนบกและในมหาสมุทรกลายเป็นแหล่งปล่อยก๊าซสุทธิเป็นเวลาหลายทศวรรษ^{[ 8 ] : 677}

ตามหลักการของเลอชาเตลิเยร์ สมดุลทางเคมีของ วัฏจักรคาร์บอนของโลกจะเปลี่ยนแปลงไปตามการปล่อยก๊าซ CO2 ที่เกิดจากกิจกรรมของมนุษย์_ตัวขับเคลื่อนหลักคือมหาสมุทร ซึ่งดูดซับ CO2 ที่เกิดจากกิจกรรมของมนุษย์_ผ่านสิ่งที่เรียกว่าปั๊มการละลายปัจจุบันนี้คิดเป็นเพียงประมาณหนึ่งในสามของการปล่อยก๊าซในปัจจุบัน แต่ในที่สุด CO2 ส่วนใหญ่ (~75%) _ที่ปล่อยออกมาจากกิจกรรมของมนุษย์จะละลายในมหาสมุทรในช่วงหลายศตวรรษ: "การประมาณอายุขัยของ CO2 จากเชื้อเพลิงฟอสซิลที่ดีกว่า_{สำหรับ}การอภิปรายสาธารณะอาจอยู่ที่ 300 ปี บวกกับ 25% ที่คงอยู่ตลอดไป" ^{[ 61 ]}อย่างไรก็ตาม อัตราที่มหาสมุทรจะดูดซับในอนาคตนั้นไม่แน่นอน และจะได้รับผลกระทบจากการแบ่งชั้น ที่เกิดจากภาวะโลกร้อน และอาจรวมถึงการเปลี่ยนแปลงใน การไหลเวียนของกระแสน้ำในมหาสมุทรด้วย เชื่อกันว่าปัจจัยสำคัญที่สุดเพียงอย่างเดียวในการกำหนดความแข็งแกร่งโดยรวมของแหล่งกักเก็บคาร์บอนทั่วโลกคือสถานะของมหาสมุทรใต้โดยเฉพาะอย่างยิ่งการไหลเวียนของมหาสมุทรใต้^{[ 5 ]}

การผุพังทางเคมีในระยะยาวทางธรณีวิทยาทำหน้าที่กำจัด CO2 ออก_จากชั้นบรรยากาศ ด้วยภาวะโลกร้อน ในปัจจุบัน การผุพังจึงเพิ่มขึ้น แสดงให้เห็นถึงปฏิกิริยาตอบสนองที่สำคัญระหว่างสภาพภูมิอากาศและพื้นผิวโลก^{[ 62 ]}การกักเก็บทางชีวภาพยังดักจับและกักเก็บ CO2 _ด้วยกระบวนการทางชีวภาพ การสร้างเปลือกหอยโดยสิ่งมีชีวิตในมหาสมุทรในช่วงระยะเวลาที่ยาวนานมากจะกำจัด CO2 ออก_จากมหาสมุทร^{[ 63 ]} การเปลี่ยน CO2 ให้เป็นหินปูนอย่างสมบูรณ์_ต้องใช้เวลาหลายพันถึงหลายแสนปี^{[ 64 ]}

ผลผลิตปฐมภูมิสุทธิของพืชและแพลงก์ตอน พืช เพิ่มขึ้นเนื่องจาก CO2 ที่เพิ่มขึ้น_เป็นเชื้อเพลิงให้กับการสังเคราะห์แสงของพวกมันในสิ่งที่เรียกว่าผลกระทบการให้ปุ๋ยของ CO2นอกจากนี้ พืชต้องการน้ำน้อยลงเมื่อความเข้มข้นของ CO2 ในบรรยากาศ_{เพิ่ม}ขึ้น เนื่องจากพวกมันสูญเสียความชื้นน้อยลงจากการระเหยผ่านปากใบ ที่เปิดอยู่ (รูพรุนในใบที่ CO2 _ถูกดูดซับ) อย่างไรก็ตาม ภัยแล้งที่เพิ่มขึ้นในบางภูมิภาคยังคงจำกัดการเจริญเติบโตของพืช และภาวะโลกร้อนที่เกินสภาวะที่เหมาะสมจะมีผลกระทบเชิงลบอย่างต่อเนื่อง ดังนั้น การประมาณการสำหรับศตวรรษที่ 21 แสดงให้เห็นว่าพืชจะมีจำนวนมากขึ้นในละติจูดสูงใกล้ขั้วโลก แต่จะเติบโตน้อยลงมากใกล้เขตร้อน - มีความมั่นใจปานกลาง เท่านั้น ว่าระบบนิเวศเขตร้อนจะได้รับคาร์บอนมากขึ้นเมื่อเทียบกับปัจจุบัน อย่างไรก็ตาม มีความมั่นใจสูงว่าแหล่งกักเก็บคาร์บอนบนบกทั้งหมดจะยังคงเป็นบวก^{[ 8 ] : 677}

การปล่อยก๊าซที่มีต้นกำเนิดทางชีวภาพจะได้รับผลกระทบจากภาวะโลกร้อน ซึ่งรวมถึงก๊าซที่เกี่ยวข้องกับสภาพภูมิอากาศ เช่นมีเทนไนตรัสออกไซด์หรือไดเมทิลซัลไฟด์ [ ^{66 ] [ 67 ] ก๊าซ}อื่นๆ เช่นไดเมทิลซัลไฟด์ที่ปล่อยออกมาจากมหาสมุทร มีผลกระทบทางอ้อม^{[ 68 ]}การปล่อยมีเทนจากพื้นดิน (โดยเฉพาะจากพื้นที่ชุ่มน้ำ ) และไนตรัสออกไซด์จากพื้นดินและมหาสมุทร เป็นปฏิกิริยาตอบสนองเชิงบวกที่ทราบกันดี^{[ 69 ]}กล่าวคือ ภาวะโลกร้อนในระยะยาวจะเปลี่ยนแปลงสมดุลในชุมชนจุลินทรีย์ที่เกี่ยวข้องกับมีเทนภายในระบบนิเวศน้ำจืด ทำให้ผลิตมีเทนมากขึ้น ในขณะที่สัดส่วนของมีเทนที่ถูกออกซิไดซ์เป็นคาร์บอนไดออกไซด์ลดลง^{[ 70 ]}นอกจากนี้ยังมีการเปลี่ยนแปลงทางชีวธรณีฟิสิกส์ที่ส่งผลต่อค่าอัลเบโด ตัวอย่างเช่นต้นสน ชนิดหนึ่ง ในป่ากึ่งอาร์กติกบางแห่งกำลังถูกแทนที่ด้วยต้นสนชนิดหนึ่ง สิ่งนี้มีส่วนช่วยในการทำให้โลกร้อนขึ้นเพียงเล็กน้อย เนื่องจากต้นสนชนิดหนึ่งจะผลัดใบในฤดูหนาว ดังนั้นจึงถูกปกคลุมด้วยหิมะมากกว่าต้นสนชนิดอื่นที่ยังคงมีใบสีเข้มอยู่ตลอดทั้งปี^{[ 71 ]}

ในทางกลับกัน การเปลี่ยนแปลงในการปล่อยสารประกอบต่างๆ เช่น เกลือทะเล ไดเมทิลซัลไฟด์ ฝุ่น โอโซน และสารประกอบอินทรีย์ระเหยง่ายทางชีวภาพหลายชนิด คาดว่าจะส่งผลลบโดยรวม ณ ปี 2021 เชื่อกันว่าผลตอบรับที่ไม่ใช่ CO2 เหล่านี้_แทบจะหักล้างกันเอง แต่ความมั่นใจยังต่ำอยู่ และผลตอบรับรวมอาจสูงถึง 0.25 W/m² ^· K ในทิศทางใดทิศทางหนึ่ง^{[ 7 ] : 967}

ชั้นดินเยือกแข็งถาวรไม่ได้รวมอยู่ในการประมาณการข้างต้น เนื่องจากยากต่อการสร้างแบบจำลอง และการประมาณการบทบาทของมันขึ้นอยู่กับเวลาอย่างมาก เนื่องจากแหล่งกักเก็บคาร์บอนของมันถูกใช้หมดไปในอัตราที่แตกต่างกันภายใต้ระดับความร้อนที่แตกต่างกัน^{[ 7 ] : 967} แต่จะถูกพิจารณาว่าเป็นกระบวนการแยกต่างหากที่จะมีส่วนทำให้เกิดภาวะโลกร้อนในระยะสั้น โดยมีการประมาณการที่ดีที่สุดแสดงไว้ด้านล่าง

โดยรวมแล้ว คาดว่าการปล่อยก๊าซเรือนกระจกสะสมจากการละลายของชั้นดินเยือกแข็งจะมีปริมาณน้อยกว่าการปล่อยก๊าซเรือนกระจกสะสมจากกิจกรรมของมนุษย์ แต่ก็ยังคงมีปริมาณมากในระดับโลก โดยผู้เชี่ยวชาญบางคนเปรียบเทียบกับการปล่อยก๊าซเรือนกระจกที่เกิดจากการตัดไม้ทำลายป่า [ ^{72 ] รายงาน}การประเมินครั้งที่ 6 ของ IPCCประมาณการว่าก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์และมีเทนที่ปล่อยออกมาจากชั้นดินเยือกแข็งอาจมีปริมาณเทียบเท่ากับก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์ 14–175 พันล้านตันต่ออุณหภูมิที่เพิ่มขึ้น 1 °C (1.8 °F) ^{[ 73 ] : 1237} เพื่อเป็นการเปรียบเทียบ ในปี 2019 การปล่อยก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์จากกิจกรรมของมนุษย์เพียงอย่างเดียวมีปริมาณประมาณ 40 พันล้านตันต่อปี^{[ 73 ] : 1237} การทบทวนครั้งสำคัญที่ตีพิมพ์ในปี 2022 สรุปว่า หากบรรลุเป้าหมายในการป้องกันภาวะโลกร้อน 2 °C (3.6 °F) ปริมาณการปล่อยก๊าซเรือนกระจกจากชั้นดินเยือกแข็งเฉลี่ยต่อปีตลอดศตวรรษที่ 21 จะเทียบเท่ากับปริมาณการปล่อยก๊าซเรือนกระจกของรัสเซียในปี 2019 ภายใต้สถานการณ์ RCP4.5 ซึ่งถือว่าใกล้เคียงกับแนวโน้มปัจจุบันและภาวะโลกร้อนจะต่ำกว่า 3 °C (5.4 °F) เล็กน้อย ปริมาณการปล่อยก๊าซเรือนกระจกจากชั้นดินเยือกแข็งต่อปีจะเทียบได้กับปริมาณการปล่อยก๊าซเรือนกระจกของยุโรปตะวันตกหรือสหรัฐอเมริกาในปี 2019 ในขณะที่ภายใต้สถานการณ์ภาวะโลกร้อนสูงและการตอบสนองย้อนกลับของชั้นดินเยือกแข็งที่เลวร้ายที่สุด ปริมาณการปล่อยก๊าซเรือนกระจกจะเข้าใกล้ปริมาณการปล่อยก๊าซเรือนกระจกของจีนในปี 2019 ^{[ 72 ]}

มีงานวิจัยน้อยชิ้นที่พยายามอธิบายผลกระทบโดยตรงในแง่ของภาวะโลกร้อน งานวิจัยปี 2018 ประมาณการว่าหากภาวะโลกร้อนถูกจำกัดไว้ที่ 2 °C (3.6 °F) การละลายของชั้นดินเยือกแข็งถาวรอย่างค่อยเป็นค่อยไปจะทำให้อุณหภูมิโลกเพิ่มขึ้นประมาณ 0.09 °C (0.16 °F) ภายในปี 2100 ^{[ 74 ]}ในขณะที่การทบทวนในปี 2022 สรุปว่าทุกๆ 1 °C (1.8 °F) ของภาวะโลกร้อนจะทำให้เกิดการละลายอย่างฉับพลันเพิ่มขึ้น 0.04 °C (0.072 °F) และ 0.11 °C (0.20 °F) ภายในปี 2100 และ 2300 ตามลำดับ หากภาวะโลกร้อนเพิ่มขึ้นประมาณ 4 °C (7.2 °F) อาจเกิดการพังทลายอย่างฉับพลัน (ประมาณ 50 ปี) และแพร่หลายของพื้นที่ชั้นดินเยือกแข็งถาวร ส่งผลให้อุณหภูมิโลกเพิ่มขึ้นอีก 0.2–0.4 °C (0.36–0.72 °F) ^{[ 75 ] [ 76 ]}

การศึกษาที่ตีพิมพ์ในปี 2024 ในNature Climate Changeพบว่าการกัดเซาะชายฝั่งในอาร์กติกซึ่งเกิดจากการละลายของชั้นดินเยือกแข็งถาวรจะลดความสามารถของมหาสมุทรในการดูดซับคาร์บอนไดออกไซด์ ส่งผลให้เกิดปฏิกิริยาตอบกลับระหว่างคาร์บอนและสภาพภูมิอากาศเพิ่มเติมในภูมิภาค^{[ 77 ]}

แผ่นน้ำแข็งสองแผ่นที่เหลืออยู่ของโลก ได้แก่แผ่นน้ำแข็งกรีนแลนด์และแผ่นน้ำแข็งแอนตาร์กติกาครอบคลุมเกาะที่ใหญ่ที่สุดในโลกและทวีปทั้งหมด และทั้งสองแผ่นมีความหนาเฉลี่ยประมาณ 2 กิโลเมตร (1 ไมล์) ^{[ 78 ] [ 79 ]}เนื่องจากขนาดที่ใหญ่โตมหาศาลนี้ การตอบสนองต่อภาวะโลกร้อนจึงใช้เวลาหลายพันปี และเชื่อกันว่าจะเกิดขึ้นในสองขั้นตอน^{[ 7 ] : 977}

ขั้นตอนแรกจะเป็นผลกระทบจากการละลายของน้ำแข็งต่อการไหลเวียนของเทอร์โมฮาไลน์เนื่องจากน้ำที่ละลายเป็นน้ำจืดทั้งหมด ทำให้ชั้นน้ำผิวดินจมลงไปใต้ชั้นล่างได้ยากขึ้น และสิ่งนี้จะขัดขวางการแลกเปลี่ยนออกซิเจน สารอาหาร และความร้อนระหว่างชั้นน้ำ ซึ่งจะทำหน้าที่เป็นผลตอบรับเชิงลบ บางครั้งประเมินว่าเป็นผลกระทบที่ทำให้เย็นลง 0.2 °C (0.36 °F) โดยเฉลี่ย 1,000 ปี แม้ว่าการวิจัยในช่วงเวลาดังกล่าวจะมีจำกัด^{[ 7 ] : 977} ผลกระทบในระยะยาวกว่านั้นคือผลตอบรับของค่าอัลเบโดของน้ำแข็งจากแผ่นน้ำแข็งที่ถึงสถานะสุดท้ายเพื่อตอบสนองต่อการเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิในระยะยาว เว้นแต่ว่าภาวะโลกร้อนจะกลับทิศทางโดยสิ้นเชิง ผลตอบรับนี้จะเป็นบวก^{[ 7 ] : 977}

การสูญเสียแผ่นน้ำแข็งกรีนแลนด์ทั้งหมดคาดว่าจะทำให้อุณหภูมิโลกสูงขึ้น 0.13 °C (0.23 °F) (อยู่ในช่วง 0.04–0.06 °C) ในขณะที่การสูญเสียแผ่นน้ำแข็งแอนตาร์กติกาตะวันตกจะทำให้อุณหภูมิสูงขึ้น 0.05 °C (0.090 °F) (0.04–0.06 °C) และแผ่นน้ำแข็งแอนตาร์กติกาตะวันออกจะทำให้อุณหภูมิสูงขึ้น 0.6 °C (1.1 °F) ^{[ 43 ]} การสูญเสียแผ่นน้ำแข็งกรีนแลนด์ทั้งหมดจะทำให้อุณหภูมิในภูมิภาคอาร์กติกสูงขึ้นระหว่าง 0.5 °C (0.90 °F) ถึง 3 °C (5.4 °F) ในขณะที่อุณหภูมิในภูมิภาคแอนตาร์กติกาอาจสูงขึ้น 1 °C (1.8 °F) หลังจากการสูญเสียแผ่นน้ำแข็งแอนตาร์กติกาตะวันตก และ 2 °C (3.6 °F) หลังจากการสูญเสียแผ่นน้ำแข็งแอนตาร์กติกาตะวันออก^{[ 58 ] [ 59 ]}

การประมาณการเหล่านี้ถือว่าภาวะโลกร้อนจะคงอยู่ที่ระดับเฉลี่ย 1.5 °C (2.7 °F) เนื่องจากการเติบโตแบบลอการิทึมของปรากฏการณ์เรือนกระจก [ ^{4 ] : 80} ผลกระทบจากการสูญเสียน้ำแข็งจะมากขึ้นที่ระดับความร้อนที่ต่ำกว่าเล็กน้อยในช่วงปี 2020 แต่จะลดลงหากภาวะโลกร้อนดำเนินไปสู่ระดับที่สูงขึ้น^{[ 43 ] ใน}ขณะที่กรีนแลนด์และแผ่นน้ำแข็งแอนตาร์กติกาตะวันตกมีแนวโน้มที่จะละลายทั้งหมดหากภาวะโลกร้อนในระยะยาวอยู่ที่ประมาณ 1.5 °C (2.7 °F) แผ่นน้ำแข็งแอนตาร์กติกาตะวันออกจะไม่เสี่ยงต่อการหายไปอย่างสมบูรณ์จนกว่าภาวะโลกร้อนจะสูงมากถึง 5–10 °C (9.0–18.0 °F) ^{[ 58 ] [ 59 ]}

มีเทนไฮเดรตหรือมีเทนแคลทเรต เป็นสารประกอบแช่ แข็ง ที่มี มีเทนจำนวนมากถูกกักไว้ภายใน โครงสร้าง ผลึกของน้ำ ก่อตัวเป็นของแข็งที่คล้ายกับน้ำแข็ง^{[ 80 ]}บนโลก โดยทั่วไปแล้วจะอยู่ใต้ตะกอนบน พื้น มหาสมุทร (ประมาณ 1,100 เมตร (3,600 ฟุต) ใต้ระดับน้ำทะเล) ^{[ 81 ]}ในช่วงประมาณปี 2008 มีความกังวลอย่างมากว่าไฮเดรตจำนวนมากจากแหล่งสะสมที่ค่อนข้างตื้นในแถบอาร์กติก โดยเฉพาะอย่างยิ่งบริเวณชั้นหินอาร์กติกไซบีเรียตะวันออกอาจสลายตัวอย่างรวดเร็วและปล่อยมีเทนออกมาในปริมาณมาก ซึ่งอาจนำไปสู่การเพิ่มขึ้นของอุณหภูมิ 6 องศาเซลเซียส (11 องศาฟาเรนไฮต์) ภายใน 80 ปี^{[ 82 ] [ 83 ]}งานวิจัยในปัจจุบันแสดงให้เห็นว่าไฮเดรตตอบสนองต่อภาวะโลกร้อนช้ามาก และเป็นเรื่องยากมากที่มีเทนจะไปถึงชั้นบรรยากาศหลังจากสลายตัวบนพื้นทะเล^{[ 84 ] [ 85 ]}ดังนั้น จึงไม่คาดว่าจะเกิดผลกระทบที่ "ตรวจพบได้" ต่ออุณหภูมิโลกในศตวรรษนี้เนื่องจากไฮเดรตมีเทน^{[ 8 ] : 677} งานวิจัยบางชิ้นชี้ให้เห็นว่าการสลายตัวของไฮเดรตยังคงสามารถทำให้เกิดภาวะโลกร้อน 0.4–0.5 °C (0.72–0.90 °F) ในช่วงหลายพันปี^{[ 86 ]}

โลกเป็นระบบเทอร์โมไดนามิกที่การเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิในระยะยาวเป็นไปตามความไม่สมดุลของพลังงานทั่วโลก ( EEIย่อมาจากEarth's energy imbalance ) หรือความไม่สมดุลของพลังงานโลก:

${\displaystyle EEI\equiv ASR-OLR}$

โดยที่ASRคือรังสีแสงอาทิตย์ ที่ถูกดูดซับ และOLRคือรังสีคลื่นยาวที่แผ่ออกไปที่ชั้นบรรยากาศด้านบน เมื่อEEIเป็นบวก ระบบจะร้อนขึ้น เมื่อเป็นลบ ระบบจะเย็นลง และเมื่อมีค่าประมาณศูนย์ ระบบจะไม่ร้อนขึ้นหรือเย็นลง เงื่อนไข ASRและOLRในนิพจน์นี้ครอบคลุมคุณสมบัติที่ขึ้นอยู่กับอุณหภูมิและปฏิสัมพันธ์ที่ซับซ้อนหลายอย่างที่ควบคุมพฤติกรรมของระบบ^{[ 87 ]}

เพื่อวินิจฉัยพฤติกรรมรอบสถานะสมดุลที่ค่อนข้างเสถียร นั้น อาจพิจารณาการรบกวนEEIดังแสดงด้วยสัญลักษณ์ Δ การรบกวนดังกล่าวโดยทั่วไปเกิดจากแรงผลักดันจากการแผ่รังสี ( ΔF ) ซึ่งอาจเกิดขึ้นเองตามธรรมชาติหรือเกิดจากฝีมือมนุษย์ การตอบสนองภายในระบบเพื่อกลับไปสู่สถานะเสถียร หรือเพื่อเคลื่อนห่างจากสถานะเสถียรมากขึ้น เรียกว่า ฟีดแบ็กλΔT :

${\displaystyle \Delta EEI=\Delta F+\lambda \Delta T}$.

การป้อนกลับ (feedback) เป็นกระบวนการทางเทอร์โมไดนามิกในขณะที่การบังคับ (forcing) เป็นการดำเนินการทางเทอร์โมไดนามิกตามหลักการคลาสสิก

โดยรวมแล้ว ฟีดแบ็กเหล่านี้สามารถประมาณได้ด้วยพารามิเตอร์เชิงเส้นλและอุณหภูมิที่ถูกรบกวนΔTเนื่องจากส่วนประกอบทั้งหมดของ λ (ซึ่งถือว่าเป็นอันดับแรกที่ทำงานอย่างอิสระและบวกกันได้) ก็เป็นฟังก์ชันของอุณหภูมิเช่นกัน แม้ว่าจะในระดับที่แตกต่างกันก็ตาม ตามคำจำกัดความของระบบทางเทอร์โมไดนามิก:

${\displaystyle \lambda =\sum _{i}\lambda _{i}=(\lambda _{wv}+\lambda _{c}+\lambda _{a}+\lambda _{cc}+\lambda _{p}+\lambda _{lr}+...)}$.

ส่วนประกอบป้อนกลับบางส่วนที่มีอิทธิพลอย่างมากต่อEEIได้แก่: = ไอน้ำ, = เมฆ, = อัลเบโดของพื้นผิว, = วัฏจักรคาร์บอน, = การตอบสนองของพลังค์ และ = อัตราการลดลงของอุณหภูมิ ปริมาณทั้งหมดเข้าใจว่าเป็นค่าเฉลี่ยทั่วโลก ในขณะที่Tมักจะถูกแปลเป็นอุณหภูมิที่พื้นผิวเนื่องจากมีความเกี่ยวข้องโดยตรงกับมนุษย์และสิ่งมีชีวิตอื่นๆ^{[ 20 ]}${\displaystyle wv}$${\displaystyle c}$${\displaystyle a}$${\displaystyle cc}$${\displaystyle p}$${\displaystyle lr}$

การตอบสนองเชิงลบของแพลงค์ ซึ่งเป็นฟังก์ชันที่ขึ้นอยู่กับอุณหภูมิอย่างมาก บางครั้งจะถูกแยกออกมาเพื่อให้ได้นิพจน์ในรูปของค่าการป้อนกลับสัมพัทธ์g _iจากส่วนประกอบอื่นๆ:

${\displaystyle \lambda =\neg \lambda _{p}\times (1-\sum _{i}g_{i})}$.

ตัวอย่างเช่นสำหรับปฏิกิริยาตอบกลับของไอน้ำ ${\displaystyle g_{wv}\approx 0.5}$

ในบริบทของการสร้างแบบจำลองและการวิเคราะห์สภาพภูมิอากาศเชิงตัวเลขสมัยใหม่ การกำหนดสูตรเชิงเส้นมีประโยชน์จำกัด การใช้งานอย่างหนึ่งคือการวินิจฉัยความแข็งแกร่งสัมพัทธ์ของกลไกป้อนกลับที่แตกต่างกัน จากนั้นจึงได้ค่าประมาณความไวของสภาพภูมิอากาศต่อแรงกระทำในกรณีที่การป้อนกลับสุทธิยังคงเป็นลบและระบบถึงสถานะสมดุลใหม่ ( ΔEEI=0 ) หลังจากเวลาผ่านไประยะหนึ่ง: ^{[ 18 ] : 19–20}

${\displaystyle \Delta T={\frac {\Delta F}{\lambda _{p}\times (1-\sum _{i}g_{i})}}}$.

ความไม่แน่นอนเกี่ยวกับผลตอบรับของการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศมีผลกระทบต่อนโยบายด้านสภาพภูมิอากาศ ตัวอย่างเช่น ความไม่แน่นอนเกี่ยวกับผลตอบรับของวัฏจักรคาร์บอนอาจส่งผลต่อเป้าหมายในการลดการปล่อยก๊าซเรือนกระจก ( การบรรเทาผลกระทบจากการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศ ) ^{[ 89 ]}เป้าหมายการปล่อยก๊าซมักจะขึ้นอยู่กับระดับเป้าหมายในการรักษาเสถียรภาพของความเข้มข้นของก๊าซเรือนกระจกในบรรยากาศ หรือเป้าหมายในการจำกัดภาวะโลกร้อนให้อยู่ในระดับที่กำหนด เป้าหมายทั้งสองนี้ (ความเข้มข้นหรืออุณหภูมิ) จำเป็นต้องมีความเข้าใจเกี่ยวกับการเปลี่ยนแปลงในอนาคตของวัฏจักรคาร์บอน^{[ 8 ] : 678}

หากแบบจำลองคาดการณ์การเปลี่ยนแปลงในอนาคตของวัฏจักรคาร์บอนไม่ถูกต้อง อาจทำให้พลาดเป้าหมายความเข้มข้นหรืออุณหภูมิได้ ตัวอย่างเช่น หากแบบจำลองประเมินปริมาณคาร์บอนที่ปล่อยสู่ชั้นบรรยากาศต่ำกว่าความเป็นจริงเนื่องจากปฏิกิริยาตอบสนองเชิงบวก (เช่น เนื่องจากการละลายของชั้นดินเยือกแข็ง) ก็อาจทำให้ประเมินขอบเขตของการลดการปล่อยก๊าซที่จำเป็นเพื่อให้บรรลุเป้าหมายความเข้มข้นหรืออุณหภูมิต่ำกว่าความเป็นจริงได้เช่นกัน^{[ 8 ] : 678 [ 90 ]}

• ความแปรปรวนและการเปลี่ยนแปลงของสภาพภูมิอากาศ
• ความเฉื่อยของสภาพภูมิอากาศ
• ระบบที่ซับซ้อน
• ผลกระทบจากการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศ
• การกำหนดพารามิเตอร์ (การสร้างแบบจำลองบรรยากาศ)
• จุดเปลี่ยนในระบบภูมิอากาศ