planktic a bentických δ18O signály na Webu 1146 výrazně liší v jejich dlouhodobé a krátkodobé trendy mezi 9 a 5 Ma, což ukazuje na oddělení regionální hydrologie a vývoj Antarktického ledového příkrovu, které tvoří hlavní složku kryosférou během středního a pozdního Miocénu (např. refs. 35,36). Smíšené vrstvy a teplotě mořské vody δ18O rekonstrukce na Místě 1146 navíc podporu, že podstatné změny v jihovýchodní Asie hydroclimate došlo po ~8 Ma, který zrychlil na ~7 Ma, ale nezobrazí úzce spojen s Jižní Polokouli vysoké zeměpisné šířky klima (bentických δ18O) trendy.

mezi 7,1 a 6,9 Ma, teploty nad oceánem v místě 1146 dokumentují trvalé chlazení (~2 °C průměrné chlazení), které přetrvávalo až do ~5,7 Ma (obr. 3b a 4a). Toto chlazení bylo spojeno s dlouhodobým zvýšením střední a amplitudové variability mořské vody δ18O (doplňková Poznámka 3; Doplňkový obr. 9A, C), jak je uvedeno v předchozí studii s nízkým rozlišením 34. Tyto trendy signalizují změnu v množství a/nebo δ18O složení srážek a odtoku, pravděpodobně související se změnami v původu a/nebo sezónnost srážek směrem k výraznější monzunových sezónnost a více teplota-kontrolované sezónnost dešťové vody δ18O (tj. δ18O vyčerpané zimní precipitation37). Přisuzujeme tyto hydrologické změny v severní jihočínském Moři po ~7 Ma na chlazení a sušení Asijské pevniny a související jih posun průměrné letní pozici Intertropical Konvergence Zóny (ITCZ), což vede ke snížení vlivu tropické konvekce a intenzivnější suchý zimní monzun nad jižní a jihovýchodní Asii. Sušení a chlazení na Asijském kontinentu, na ~7 Ma jsou podporovány nezávislé linie důkazů, včetně zvýšené hromadění prachu sazby v severní China38, vegetace, změny v centrální China39 a zvýšení průměrné velikosti zrna terrigenous frakcí sedimentu v Místě 1146 40. Kromě toho, převaha měkkýšů skupiny raději studené-aridní podmínky v spraše a paleosol vrstvy z centrální Číny mezi 7.1 a 5,5 Ma, svědčí o dominantní zimní monzun režimu přes to period41.

na rozdíl od těchto velkých hydrologické změny na Severní Polokouli, tím bentických δ18O naznačuje jen relativně mírný, postupně ledovcové rozšíření Antarktického ledu list a/nebo hluboké vodní chlazení na ~7 Ma (Fíky. 2c a 4f). Nicméně, intenzifikace jihovýchodní Asie zimní monzun po ~7 Ma byla spojena s dlouhodobý trend směrem k těžší bentických δ18O maxima, která vyvrcholila v nejintenzivnější maxima (TG22, 20, 14, a 12 mezi 5,8 a 5,5 Ma) v rámci celého pozdního Miocénu, před couvání v raném Pliocénu (Fíky. 2c a 5f). Během těchto mimořádných událostí, bentických δ18O pohybovala blízko 3‰ (~0.4–0.6‰ zvýšení), což je v rozmezí pozdní Pliocén hodnoty a střední hodnoty mezi špičku Holocénu a ledové úrovně ve stejné location18. Předchozí studie42 souvisela s těmito intenzivními maximy δ18O s epizodami zvýšení objemu antarktického ledu. Nicméně, Místo 1146 záznamy ukazují, že bentických δ18O maxima (TG22, 20, 14, 12, 4 a T8) se shodují s planktic δ18O maxima mezi 6.0 a 5.0 Ma, což naznačuje souběžné změny v hluboké vodě δ18O a regionální hydrologii, která úzce souvisí s extra tropickými změnami klimatu na severní polokouli (obr. 5e, f). Teploty smíšené vrstvy navíc vykazují souběžné prudké poklesy o 2-3 °C během těchto událostí (obr. 5a), což znamená masivní ochlazení severní polokoule do subtropických zeměpisných šířek. Výskyt ledových zbytků v severním Pacifiku43 a North Atlantic44 sediment jader dále naznačuje nahromadění ledu na severní polokouli mezi 6 a 5 Ma. Expanze Arktického mořského ledu během těchto intenzivních chladných kouzel by zvýšila pozitivní zpětnou vazbu albedo, zesílení chlazení a podpora růstu ledu. Společně tyto linie důkazů podporují vývoj pomíjivých ledových příkrovů severní polokoule (např. Grónsko, Aljaška, Labrador) mezi 6,0 a 5,5 Ma, které byly vysoce citlivé na nucení slunečního záření.

Stránky 1146 záznamy navíc ukazují, že klima chlazení a intenzifikace zimní monzun na ~7 Ma shodoval s finální fázi, dlouhodobé, globální bentických, a planktic δ13C decline27,28 (LMCIS, Fíky. 2a a 4c, d). Tento významný posun ~1‰, který začal blízko 7.8 Ma, byl interpretován jako globální pokles δ13C rozpuštěného anorganického uhlíku, i když její příčiny zůstávají diskutuje (např. refs. 22,45,46). Dlouho zastávaný názor, mezi bojujícími hypotéz je, že tento globální δ13C pokles byl spojen s koncem Miocénu šíření C4 pastviny, které jsou lépe přizpůsobeny nízkým pCO2 a snížení sezónních srážek. Předpokládá se,že tato rozsáhlá expanze vedla k přenosu 13C z mořského do pozemského uhlíkového pool47,48, 49. Snížení atmosférického pCO2, spojeny, například, dlouho-termín změn v oceánské a/nebo suchozemských uhlíkových zásob, by mohlo vysvětlit, klima chlazení po ~7 Ma, spojené s equatorward migrace ITCZ a kontrakce WPWP.

přechod mezi bentických a planktic δ13C navíc poskytuje vhled do změn v atmosférickém pCO2, protože je ovlivněn dvěma hlavními faktory: odlučování účinnost biologické čerpadla a ustálení procesů mezi horní oceán a atmosféru (Doplňková Poznámka 4; Doplňující Obr. 10). Ekvilibrační čas pro δ13C ve smíšené povrchové vrstvy oceánu vykazuje lineární korelace poměru rozpuštěného anorganického uhlíku na pCO2, což vede k pomalé ustavování rovnováhy a zvýšené δ13C v smíšené vrstvy oceánu s ohledem na atmosféru pod nízkým pCO2. Poslední model, simulace ukázaly, že urychlené ustavení rovnováhy za zvýšeného atmosférického pCO2 snižuje izotopové nerovnováha, vede k nižší horní oceánu δ13C a, čímž se snižuje gradient mezi δ13C povrchové a hluboké vody masses50. V důsledku toho vertikální gradient δ13C v oceánu vykazuje mírnější sklon pod vysokým atmosférickým pCO2 a strmě klesá během intervalů klesajícího pCO2.

strmost gradientu mezi planktickým a bentickým δ13C po ~7 Ma v místě 1146, když také poklesly teploty smíšené vrstvy (obr. 3a, b) naznačuje, že hladiny pCO2 se snížily a nakonec dosáhly úrovní, které umožnily tvorbu přechodných ledových příkrovů severní polokoule mezi 6,0 a 5,5 Ma. To strmější gradient také označuje delší interval podstatně rozšířené mořské produktivity a akumulace sazby biogenních složek („biogenní bloom“ původně popsáno v ref. 51) na mnoha místech v Tichém, Indickém a Atlantickém oceánu (např. ref. 52 a odkazy na ně). Ve východním rovníkovém Tichém oceánu dosáhla opálová a uhličitanová depozice maxima mezi 7,0 a 6,4 Ma během vrcholu biogenního květu v regionu46. Tak, pravděpodobný scénář je, že změny v zásobení živinami a/nebo cest, stimuluje mořské produktivity po ~7 Ma. Strmost teplotního gradientu rovníku k pólu spojená s globálním ochlazením po ~7 Ma (obr. 3a, B; ref. 2) podporoval zintenzivnění Hadley a Walker cirkulace s dopady na cirkulaci větru a srážek vzory (např ref. 53). Posílení vítr může zase podporovat upwelling a oceánu, hnojení, pomoc na jednotku intenzivní biogenní kvete přes tichý Oceán, který vylepšené ukládání uhlíku a snížení pCO2 v oceánu v pozitivní zpětné vazby.

předchozí práce ukázaly, že amplituda LMCIS se liší v oceánských pánvích (např. 54). Zejména srovnání bentických δ13C profilů ukazuje, že gradient mezi tichý a Atlantický oceán zesílila během poslední fáze LMCIS (Obr. 6b; ref. 54). Strmější inter-basinal gradient po ~7 Ma nelze vysvětlit tím, že zvýšená produkce a na jih advekce North Atlantic Hluboké Vody, jak tento relativně teplé a/nebo čerstvé (lehčí δ18O) a 13C-obohacené vody hmotnost, zdá se, nemá se rozšířily do Jižní Atlantik a Jižní Oceán, který zůstal ovlivněn chladnější, hustší (těžší δ18O) a δ13C vyčerpaný masy vody přes pozdním Miocénu (Obr. 6a, B; ref. 54). Alternativně, strmější inter-basinal δ13C gradient po ~7 Ma může být řízen tím, že se zvýšil vývoz živinami obohacené vody s nižší vytvarované δ13C z Jižního Oceánu do Tichého Oceánu (např. ref. 54) a / nebo ke zvýšení primární produktivity a regenerace živin v Tichém oceánu nízké šířky.

br. 6

porovnání mezibazinálních bentických gradientů δ18O a δ13C pozdního miocénu. vertikální distribuce δ13C ve světových oceánech po pozdním posunu miocénu δ13C. Průměrné hodnoty v intervalu 7-5 Ma pro klíčová místa v Pacifiku, Atlantik, indický, a Jižní oceány sestavené z refs. 22,54,55,76, NADW: North Atlantic Deep Water, PCW: Pacific Central Water. b Pozdním Miocénu vývoj inter-basinal bentických δ18O a δ13C přechody: srovnání Pacific ODP Stránky 1146 a Atlantic ODP Stránky 926 a 99922,23 a rovníkové části Tichého oceánu IODP Stránky U133855 přes interval 9-5 Ma. Stabilní izotopová data z webů 926 a 999 jsou vynesena na původně publikovaných věkových modelech. V intervalu 8,2-7,5 Ma byl věkový model U1338 upraven na model 1146 laděním záznamů δ13C. Lila stínování známky globální δ13C pokles souvisí s planktic δ18O zvýšit a vysoké amplitudy sklonu modulace bentických δ18O. Modré stínování značky závěrečné fázi globální δ13C pokles. Světle oranžové stínování označuje oteplování klimatu po 5,5 Ma. Hladké křivky v b namontovat pomocí lokálně vážené nejmenší čtvercová chyba (Lowess) metoda

Porovnání bentických δ13C profily z Webu U1338 v abyssal rovníkové části Tichého oceánu Ocean55 a mělčí Stránky 1146 v severozápadní subtropické Tichého Oceánu (Obr. 6b) ukazuje, že složení tichomořských vodních hmot se změnilo po 7,2 Ma. Konvergence záznamů δ13C po 7,2 Ma naznačuje expanzi δ13C vyčerpané hlubinné hmoty středního Pacifiku do mělčích hloubek během vrcholu biogenního květu. Pokud je tažena především zvýšení produktivity a živin, regenerace v Pacifiku a Indickém Oceánu, rozšíření 12C-obohacený hluboké vody hmotnost po 7.2 Ma také znamená zvýšené ukládání uhlíku v hlubinách Tichého Oceánu. Globální účinnost biologické pumpy odráží rovnováhu mezi regiony s vysokou a nízkou šířkou s různou sekvestrační účinností56. Tak, zvýšení produktivity a organické hmoty export v tropických a subtropických oceánů může zvýšit globální konfiskace účinnosti a nižším atmosférickém pCO2, i když hluboké vodě formace se vyskytuje v high-latitude oblastech s neefektivní biologické pumpy.

integrovaná data bentických izotopů v místě 1146 poskytují první kontinuální, vysoce vyřešené časové řady z jediného místa, které pokrývají posledních 16,4 Myr (obr. 7a). Tyto rozšířené záznamy sledovat přechod z teplejší středního Miocénu klimatu fáze se snižuje a vysoce dynamické Antarktická ledová pokrývka (až ~14 Ma), stále chladnější režim s více trvalé a stabilní led listy v pozdní Miocene17. Tyto záznamy navíc nám umožní vyhodnotit dlouhodobý vztah mezi radiační působení a reakce oceánu/klima, které je natištěné na bentických δ18O signál. Například Cyklus šikmosti 41 kyr je zvláště prominentní v bentické řadě δ18O mezi 7,7 a 7,2 Ma (obr. 2c), během konfigurace Zemské oběžné dráze, když high-amplituda variability v křivolakost je shodný s extrémně nízkou amplitudou variabilita v krátké excentricita (Doplňkový Obr. 3, 4A, E). Nástup ~80 kyr dlouho pozitivní exkurze v bentických δ18O se soustředil na 7.2 Ma pozoruhodně shoduje s minimy v nepřímost (41 kyr) a v excentricita (kyr 100, 400 kyr, a 2.4 Myr amplitudová modulace) (Obr. 7b; Doplňkový obr. 3). Při minimech šikmosti a excentricity brání nižší letní sluneční záření ve vysokých zeměpisných šířkách tání sněhu a ledu. Toto spojení klimatických nutí faktorů, které mohou podporovat trvalé studené fáze ve vysokých zeměpisných šířkách, která trvala přes dvě po sobě jdoucí sklonu cykly, což vede k delší bentických δ18O pozitivní exkurze. Obnovené vysoké amplitudy kolísání výstřednosti a precese spolu s maximální amplituda variability ve sklonu asi řídil po sobě jdoucí doskoků mezi 7.2 a 7.0 Ma.

br. 7

Střední k pozdním Miocénu klima chlazení kroky shodné s neobvyklými kongruence Zemské oběžné dráze. miocén až pleistocén (16-0 Ma) bentické δ18O a δ13C záznamy z místa ODP 1146, sestavené z refs. 15,16,17,18 a tato práce. Modré šipky označují hlavní fáze ledovcové expanze / hlubokého chlazení vodou; 3 pt hladký: 3 pt pohyblivý průměr. Lila stínování označuje globální pokles δ13C shodný s planktickým nárůstem δ18O a modulací bentické δ18O s vysokou amplitudou šikmosti. Modré stínování znamená konečnou fázi globálního poklesu δ13C. Světle oranžové stínování označuje oteplování klimatu po 5,5 Ma. b Srovnání bentických (C. wuellerstorfi a/nebo C. mundulus) δ18O z ODP Stránky 1146 (15,16,17 a tato práce) s orbitální parametry (excentricity a sklonu z ref. 21) odhaluje podobnou sekvenci klimatických událostí během tří epizod chlazení Miocénu s nápadně podobnou orbitální konfigurací pozadí. Modré stínování označuje epizody chlazení po delší době variability s vysokou amplitudou v šikmosti shodné s nízkou variabilitou krátké excentricity (šedé stínování). Světle oranžové stínování značky přechodné oteplení epizod shodné s high-amplituda variability v krátké výstřednost

Tento sled klimatických událostí, stejně jako jejich pozadí orbitální konfiguraci byly nápadně podobné průběhu předchozích dvou Miocénu chlazení epizody: uprostřed Miocénu klimatu, přechod na ~13.9 Ma, což mělo za následek velké rozšíření ledového příkrovu východní Antarktidy a méně výrazný krok chlazení pozdního miocénu při ~9,0 Ma (obr. 7b). Ve všech třech případech, 41 kyr cyklu zpočátku vyniká v bentických signál δ18O během dlouhého období vysoké-amplituda variability v křivolakost, shodné s nízkou variabilitou v krátké výstřednosti. Výrazné obohacení bentických δ18O (0,2-0,3‰), které svědčí o růstu ledu a / nebo hlubokém chlazení vodou ke konci tohoto intervalu, se shoduje s prodlouženými minimy excentricity, trvajícími ~100-200 kyr. Následné doskoků na maximální oslunění, souvisí se změnami výstřednosti kadence (od 400 do 100 kyr variability) ukazují epizody přechodné ice list rozpadu a hluboké vodě oteplování. Toto neobvyklé orbitální kongruence se objeví příznivé pro high-latitude chlazení v Severní a Jižní Polokoule, i když okrajové podmínky se lišily výrazně v těchto třech intervalech klimatu. Krok chlazení středního miocénu nastal v mnohem teplejší klimatické fázi, charakterizované podstatně lehčím středním bentickým δ18O (obr. 7a, b). V této době, méně rozsáhlé ledové pokrývky v Antarktidě bylo pravděpodobně více dynamický a vysoce citlivý na Jižní Polokouli léto insolation57,58, v kontrastu k více rozšířen Antarktického ledu list během pozdního Miocénu. Tato dlouhodobá perspektiva znázorňuje nelineární odezvy oceánu/klima systém orbital forcing a roli interních procesů se zpětnou vazbou včetně ledového příkrovu hystereze, šířkový teplotní gradienty, oceánu oběhu a výměny CO2 mezi pozemní, atmosférické a oceánské zásobníky.

nejistota nucení CO2 během miocénu zůstává pravděpodobně hlavní výzvou pro definování charakteristik a dynamiky teplejších klimatických stavů. I když, aktuální pCO2 rekonstrukce nevykazují žádné významné změny prostřednictvím pozdním Miocénu, s úrovní pobyt v blízkosti nebo mírně nad úrovní před industrializací, nejistoty přesahující 200 p.p.m. (viz kompilace v odkazech. 9,59,60) vylučují hodnocení variability a citlivosti na CO2 nutí v kritickém preindustriálním až moderním rozsahu. K testování citlivosti výstupů na pCO2 nejistoty, některé simulace pozdního Miocénu klimatu pomocí spojený atmosféra–oceán oběhu modely použity atmosférické koncentrace pCO2 v předindustriální rozsahu (~280 p.p.m.), stejně jako zvýšené úrovně 400-450 p.p.m. (např. refs. 60,61). Tyto studie ukázaly významné změny v distribuci vegetace60 a pokrytí mořského ledu61 na severní polokouli v rámci těchto různých stavů pCO2. Zejména lesní oblasti snížil a albedo Euroasijské a severoamerické části pevniny zvýšila za nižší pCO2, vzhledem k výrazně nižší (o 4-10 °C) průměrná teplota vzduchu a snížení srážek v boreální winter60. Tato zjištění jsou v souladu s předchozí modelovací studií62, který zjistil, že změny vegetace byly při určování pozdního miocénního klimatu důležitější než paleogeografie. Simulované říct létě SST a koncentrace mořského ledu v Arktidě Ocean61 také ukázal, že region je vysoce citlivý na relativně malé změny v pCO2, jako celoroční ledové moře pokrývají převažuje ve střední části severního ledového Oceánu v předindustriální úrovní, vzhledem k tomu, že v letních podmínkách, jsou bez ledu v koncentracích 450 p.p.m. Tento rozdíl v sezónní ledové pokrývky je důležité, protože to znamená velmi odlišné názory, pokud jde o albedo a tepelnou výměnu s dalekosáhlými důsledky pro globální climate61. Poslední model, simulace Pliocénu teplo dále zdůraznila význam zpětné vazby spojené s cloud albedo a oceánu míchání v řízení změn v meridionální a zonální teplotní gradienty, a to navzdory relativně skromné změny v pCO263,64,65,66.

údaje z této studie podporují, že subtropické klimatické chlazení a intenzifikace zimního monzunu jihovýchodní Asie po ~7 Ma byly synchronní s klesajícím pCO2 (obr. 3a a 4b) v globálním kontextu strmých meridionálních tepelných gradientů2. Spekulujeme, že tento pozdní miocénní klimatický posun byl spojen s relativně malým poklesem pCO2, který byl zesílen spojením pozitivních zpětných vazeb. Variace v Severní Polokouli mořského ledu a vegetace ve shodě se změnami v oceán–atmosféra oběhu byly pravděpodobně hybnou silou pozdním Miocénu klimatu, jak dokládá nedávný modelování simulace pozdního Miocénu climate60,61,62. Dynamické chování oceánu–klima systém mezi 9 a 5 Ma naznačuje těsné spojení mezi cyklu uhlíku variace a low-zeměpisné šířky klima evoluce. Zejména naše výsledky ukazují, že změny v Antarktickém ledu, objem nebyly primární ovladač pozdního Miocénu vývoje klimatu a že low-zeměpisné šířky procesů, včetně monzunový vítr nutí horní oceánu oběhu a produktivity měl silný vliv na klima-uhlíkový cyklus dynamiku. Vznik chladnějších klimatických podmínek při ~7 Ma během závěrečné fáze LMCIS se shodoval s intenzifikací asijského zimního monzunu a posílením biologické pumpy Tichého oceánu, která přetrvávala až do ~5.5 Ma. To naznačuje, že změny v globálním cyklu uhlíku zapojen převod zásob uhlíku v chlazení, sušení klimatu, stejně jako výkyvy v ukládání uhlíku kapacita hlubokého oceánu a usazeniny uhlíku. Efemérní Severní Polokouli zalednění mezi 6.0 a 5.5 Ma navíc naznačují, že atmosférického pCO2 úrovně vznášela blízko a občas dosaženo hranice nezbytné pro Severní Polokouli ledu růst během tohoto období.