1. De stand van de aardas ten opzichte van de aardbaan varieert met een periode van ongeveer 41.000 jaar. Dit wordt ‘obliquiteit’ (scheefheid) genoemd. Naarmate de aardas minder scheef staat, worden de verschillen tussen zomer en winter kleiner.

2. Verder tolt de aardas, waardoor de poolster eens in de 26.000 jaar in het verlengde van de aardas staat. Dit wordt precessie genoemd. Hierdoor verschuiven de momenten van de kortste en langste afstand tussen aarde en zon in het seizoen. Momenteel wordt de kortste afstand op 3 januari bereikt, waardoor de instraling van de zon tijdens de winter op het noordelijk halfrond groter is dan tijdens de winter op het zuidelijk halfrond. In deze situatie is het verschil tussen zomer en winter eveneens kleiner dan wanneer de kortste afstand tussen de aarde en de zon in juni bereikt wordt.

3. Ook varieert de ellipticiteit van de baan van de aarde om de zon. In een periode van 100.000 jaar verandert de aardbaan van vrijwel cirkelvormig tot een ellips en weer terug naar cirkelvormig. Momenteel is het verschil tussen de kortste en langste afstand tussen aarde en zon circa 3% dus is de aardbaan een ellips. De ellipticiteit van de aardbaan beïnvloedt vooral de mate waarin het tollen van de aardas van belang is in de seizoensvariatie.

De stand van de aardas, de vorm van de baan om de zon en het tollen van de aardas kunnen er dus samen voor zorgen dat er een ijstijd in gang gezet wordt. Dit gebeurt ongeveer eens in de 100.000 jaar.

Sneeuwgrens
De ligging van de sneeuwgrens is bepalend voor het afsmelten van het ijs. De hoogte van de sneeuwgrens varieert van plaats tot plaats en is afhankelijk van het seizoen en van de algemene toestand van het klimaat.

De luchttemperatuur neemt met de hoogte af. Het is aan het aardoppervlak op hogere breedte kouder dan in equatoriale gebieden. Op de evenaar ligt de sneeuwgrens op ongeveer 4.800 meter hoogte, in de Alpen rond 2.800 meter en naarmate je noordelijker komt, ligt hij steeds lager. Op een gegeven geografische breedte snijdt de sneeuwgrens het zeeniveau. Nu ligt dat snijpunt in de Noordelijke IJszee.

Door veranderingen in de baan van de aarde rond de zon zakt de sneeuwgrens bij nadering van een ijstijd wereldwijd. Hierdoor beweegt het snijpunt van de sneeuwgrens met het zeeniveau. Als het snijpunt op het land komt te liggen, kan zich een nieuwe ijskap in Noord-Canada en Noord-Noorwegen beginnen te vormen.

IJskappen kunnen niet op zee ontstaan. Om die reden kan op het zuidelijk halfrond zich ook geen nieuwe grote ijskap vormen. Verder is Antarctica koud genoeg om ook buiten de ijstijden met ijs bedekt te zijn. Kleine seizoensverschillen op het zuidelijk halfrond hebben dus veel minder effect.

Als er op het noordelijk halfrond éénmaal een ijskap is, versterkt hij zichzelf door de grotere weerkaatsing van zonnestraling. Dit resulteert in afkoeling. Door de groei van de ijskap in zuidelijke richting verandert de vegetatie rond de ijskap: bossen maken plaats voor toendra. Ook dit heeft een hogere weerkaatsing van het zonlicht tot gevolg. Bovendien breidt het areaal van permafrost (altijd bevroren grond) zich uit, zodat de uitstoot van methaan (een sterk broeikasgas) vermindert. De ijskap groeit tevens vertikaal, de koudere luchtlagen in, waardoor de groei van de ijskap verder bevorderd wordt.

Naast processen die zichzelf versterken, zijn er tijdens ijstijden ook processen die een kleine toename van CO2 in de atmosfeer in de hand werken. Zo maakt vrijwel overal op aarde het bos plaats voor drogere vegetatietypen, die minder CO2 (of koolzuurgas) opnemen.

CO2-opname door oceanen
Ten tijde van een ijstijd zit er minder koolzuurgas in de atmosfeer, zoals in figuur 1 te zien is. Deze CO2 wordt opgeslagen in de oceanen. In koud water kan namelijk meer koolzuurgas opgelost worden dan in warm water. Het oppervlaktewater van de oceanen is min of meer in chemisch evenwicht met de atmosfeer en is dus tijdens een ijstijd óók verarmd aan koolzuurgas. Door de aangroei van zeeijs en de verlaging van de zeespiegel wordt het zeeoppervlak kleiner. Dit bemoeilijkt de opname van CO2 door oceanen.

Het CO2 wordt opgeslagen in diepe oceaanlagen. Dit gebeurt ondermeer doordat de temperatuurcontrasten tussen de polen en de evenaar tijdens een ijstijd toeneemt. Dit veroorzaakt sterkere winden. Met name de passaatwinden zijn van belang. Deze winden blazen warm water (bijvoorbeeld aan de kust van Peru en Chili) van het land af, zodat koud dieptewater omhoog kan komen; de zogenaamde upwelling. Dat koude dieptewater is zeer voedselrijk. Men veronderstelt dat er in dat koude water een enorme opbloei plaatsvindt van eencellige organismen, die al het extra koolzuurgas opnemen. Als ze doodgaan, zinken hun resten naar de diepte, waardoor het koolzuurgas wordt opgeslagen en buiten de koolstofkringloop terecht komt. Dat is de zogenaamde biologische pomp.

Zowel de diepe menging als de vastlegging door de biologische pomp zijn processen die veel tijd nodig hebben. Dit verklaart waarom bij het begin van een ijstijd de daling van het koolzuurgasgehalte achthonderd tot enkele duizenden jaren (Kawamura et al., 2007) achterloopt bij de daling van de temperatuur.

Einde van een ijstijd
De volgende processen dragen bij aan het einde van een ijstijd:

• Door een lager broeikasgehalte en het aangroeien van de ijskap dalen de temperaturen in principe steeds verder, maar valt er ook steeds minder neerslag waardoor de ijsgroei steeds minder wordt.
• De zeespiegeldaling en de uitbreiding van het zeeijs leiden ertoe dat het wateroppervlak kleiner wordt, waardoor ook de CO2 opname afneemt.
• Het landoppervlak daalt een paar honderd meter door het gewicht van de ijskap, waardoor de sneeuwgrens naar het noorden opschuift. Dit is geen doorslaggevende factor, maar draagt wel bij aan de beëindiging van een ijstijd.
• Als uiteindelijk ook door veranderingen in de baan van de aarde om de zon de seizoensverschillen groter worden, leidt dat in de polaire zomer tot meer afsmelting en in de winter tot minder neerslag en dus tot minder aangroei van de ijskap
• Het lichtweerkaatsend vermogen van de ijskappen neemt sterk af zodra sneeuw en ijs aan de oppervlakte nat worden. Meer warmte vroeger in het jaar leidt dus direct tot een zeer snelle afname van de weerkaatsing van het licht (zie Hansen et al., 2007) en veroorzaakt een verder slinken van de ijskap.
• Door de slinkende ijskap wordt het warmer en smelten op termijn grote partijen zeeijs. Zonne-energie wordt daardoor in de poolgebieden beter geabsorbeerd, waardoor de temperatuur nog verder stijgt.
• De oceanen warmen op waardoor het opgeslagen CO2 weer vrijkomt uit de diepzee en de temperatuurstijging wordt versterkt.

Laatste update: 3 augustus 2011