さて、(2-1)のようなモデルで、Tの時間変化を起こす 項がTに伴って変化するとき、ここにはフィードバックがあるということができる。 Tが大きくなったとき、それに応じて、ある項がますますTをふやす方向に働く ならば正のフィードバックが、Tを減らす方向に働くならば負のフィードバックが あると言える。
具体的には、惑星アルベドαpと、地球放射IがTによってどのように変わるかと が問題である。ここで仮に、IのT依存性を
I(T) = εp σ T4 (2-4)という形で表現してみよう。εpは地球全体としての見かけの射出率と呼ぶこと ができる。εpは必ずしも定数ではない。大気の「温室効果」、つまり大気が 地表面からの放射の一部を吸収し、自分の温度の放射を射出すること、の強さが Tによって変わりうるからである。この表現を採用すると、定常状態の式 (2-3)は
0 = (S/4) (1 - αp) - εp σ T4 (2-5)となり、 (1-1)で定義された気候感度βは、 ((2-5)式をTで対数微分して計算すれば)
β = {(4/T) + d(ln εp)/dT - d( ln (1 - αp))/dT }-1 (2-6)
と求まる[(-1)乗に注意]。波カッコの中の第1項と第2項が地球放射の温度依存性
からくるもので、第3項が惑星アルベドの温度依存性からくるものである。
地球放射によるフィードバックは、基本的には、温度が上がると出ていく 地球放射が大きくなり、温度を下げる方向に働くという、負のフィードバック である。もしεp、αpが定数だとすれば、β=T/4( 2.2.2節の黒体地球モデルでαp=0.3の場合は64K、 またTが現在の地上気温の平均に対応する288Kになるようなεp、αpを とれば72K)となる。これを基準ケースとして、εpの変化の部分だけを取り出した とき正負いずれに働くかを考えよう。もしd(εp)/dT < 0ならば、温度が 上がると地球放射の射出がStefan-Boltzmannの法則から期待されるのに比べれば 減ることになり、温度変化に対する正のフィードバックが働く。このような場合、 気候感度βは基準ケースよりも大きくなる。逆にd(εp)/dT > 0ならば、 負のフィードバックが働き、βは小さくなる。現実の地球では、温度が上がると 大気中の水蒸気がふえて温室効果を強める(εpを小さくする)という正の フィードバックが存在する。
アルベドによるフィードバックを起こす原因としてはまず雪氷が考えられる。 水の氷点に近い温度範囲であれば、温度が上がるとアルベドの大きい(白い)雪氷の しめる面積が小さくなることから、d(1-αp)/dT > 0となり、正のフィード バックが働くと考えられる。以下これを「雪氷アルベドフィードバック (ice-albedo feedback)」という。
雲は、地球放射の射出を小さくすることと、太陽放射の吸収を小さくする (惑星アルベドを大きくする)ことの、放射収支にとってはあい反する効果をもつ。 衛星観測で雲のある画素とない画素を比べた研究 (Harrisonら,1990)によれば、 両者のうちでは後者の効果のほうが大きい。残念ながら、雲量(雲のしめる面積比) や雲の光学的性質が気温によってどう変わるかについての知識が不足しており、 雲が気温にどちら向きのフィードバックを起こすかはよくわかっていない。 たとえば、もし気温が上がると雲量がふえるならば雲はアルベドを通じては負、 地球放射射出を通じては正のフィードバックに働くことになる。
これ以外に、海陸分布や雪氷以外の陸面状態(植生)の変化、水蒸気以外の大気 成分やエーロゾルの変化もありうるが、地球の気候を考える場合、おそらく 先に述べたような、水のさまざまな相変化からくる放射収支の変化がまず重要 と思われる。