Die planktischen und benthischen δ18O-Signale am Standort 1146 unterscheiden sich deutlich in ihren lang- und kurzfristigen Trends zwischen 9 und 5 Ma, was auf eine Entkopplung der regionalen Hydrologie und der Entwicklung des antarktischen Eisschildes hindeutet, der während des mittleren und späten Miozäns den Hauptbestandteil der Kryosphäre bildete (z. B. refs. 35,36). Mischschichttemperatur und Meerwasser δ18O Rekonstruktionen am Standort 1146 unterstützen zusätzlich, dass wesentliche Veränderungen im südostasiatischen Hydroklima nach ~ 8 Ma auftraten, die sich bei ~ 7 Ma beschleunigten, aber nicht eng mit dem Klima der südlichen Hemisphäre verbunden zu sein scheinen (benthisches δ18O) Trends.

Zwischen 7,1 und 6,9 Ma dokumentieren die Temperaturen des oberen Ozeans an Standort 1146 eine anhaltende Abkühlung (~ 2 ° C mittlere Abkühlung), die bis ~ 5,7 Ma anhielt (Abb. 3b und 4a). Diese Abkühlung war mit einem langfristigen Anstieg der mittleren und Amplitudenvariabilität von Meerwasser δ18O verbunden (Ergänzende Anmerkung 3; Ergänzende Abb. 9A, C), wie aus einer früheren Studie mit niedriger Auflösung34 hervorgeht. Diese Trends signalisieren eine Änderung der Menge und / oder δ18O-Zusammensetzung von Niederschlag und Abfluss, die wahrscheinlich mit Änderungen der Herkunft und / oder Saisonalität des Niederschlags in Richtung einer ausgeprägteren Monsun-Saisonalität und einer temperaturkontrollierteren Saisonalität des Regenwassers δ18O (d. h. δ18O abgereicherter Winterniederschlag37) verbunden ist. Wir führen diese hydrologischen Veränderungen im nördlichen Südchinesischen Meer nach ~ 7 Ma auf die Abkühlung und Trocknung der asiatischen Landmasse und eine damit verbundene Verschiebung der durchschnittlichen Sommerposition der Intertropischen Konvergenzzone (ITCZ) nach Süden zurück, was zu einem verringerten Einfluss der tropischen Konvektion und einem verstärkten trockenen Wintermonsun über Südostasien führte. Trocknung und Abkühlung auf dem asiatischen Kontinent bei ~ 7 Ma werden durch unabhängige Beweislinien unterstützt, darunter erhöhte Staubansammlungsraten in Nordchina38, Vegetationsänderungen in Zentralchina39 und eine Zunahme der mittleren Korngröße der terrigenen Sedimentfraktion an Standort 1146 40. Darüber hinaus deutet das Vorherrschen einer Mollusken-Gruppe, die kalt-trockene Bedingungen in den Löss- und Paläosol-Schichten Zentralchinas zwischen 7,1 und 5,5 Ma bevorzugt, auf ein dominantes Winter-Monsun-Regime in diesem Zeitraum hin41.

Im Gegensatz zu diesen großen hydrologischen Veränderungen in der nördlichen Hemisphäre deutet das mittlere benthische δ18O nur auf eine relativ bescheidene, schrittweise glaziale Ausdehnung des antarktischen Eisschildes und / oder eine Tiefenkühlung bei ~ 7 Ma hin (Abb. 2c und 4f). Die Intensivierung des südostasiatischen Wintermonsuns nach ~ 7 Ma war jedoch mit einem langfristigen Trend zu schwereren benthischen δ18O-Maxima verbunden, der innerhalb des gesamten späten Miozäns in den intensivsten Maxima (TG22, 20, 14 und 12 zwischen 5,8 und 5,5 Ma) gipfelte, bevor er sich im frühen Pliozän umkehrte (Abb. 2c und 5f). Während dieser Extremereignisse schwebte das benthische δ18O nahe bei 3 ‰ (~ 0,4–0,6 ‰ Anstieg), was im Bereich der spätpliozänen Werte und der Zwischenwerte zwischen dem höchsten holozänen und dem glazialen Niveau am selben Ort liegt18. In einer früheren Studie42 wurden diese intensiven δ18O-Maxima mit Episoden einer Zunahme des antarktischen Eisvolumens in Verbindung gebracht. Die Aufzeichnungen der Site 1146 zeigen jedoch, dass benthische δ18O-Maxima (TG22, 20, 14, 12, 4 und T8) mit planktischen δ18O-Maxima zwischen 6,0 und 5 übereinstimmen.0 Ma, was auf gleichzeitige Schwankungen des Tiefenwassers δ18O und der regionalen Hydrologie hinweist, die eng mit den Klimaschwankungen der außertropischen nördlichen Hemisphäre verbunden ist (Abb. 5e, f). Mischschichttemperaturen zeigen zusätzlich gleichzeitige starke Abnahmen von 2-3 °C während dieser Ereignisse (Abb. 5a), was eine massive Abkühlung der nördlichen Hemisphäre auf subtropische Breiten impliziert. Das Auftreten von eisflößenden Trümmern in Sedimentkernen des Nordpazifiks43 und des Nordatlantiks44 weist ferner auf Eisansammlungen der nördlichen Hemisphäre zwischen 6 und 5 Ma hin. Die Ausdehnung des arktischen Meereises während dieser intensiven Kälteperioden hätte das positive Albedo-Feedback erhöht, die Abkühlung verstärkt und das Eiswachstum begünstigt. Zusammen unterstützen diese Beweislinien die Entwicklung kurzlebiger Eisschilde der nördlichen Hemisphäre (z. B. Grönland, Alaska, Labrador) zwischen 6,0 und 5,5 Ma, die sehr anfällig für Sonneneinstrahlung waren.

Die Aufzeichnungen von Site 1146 zeigen zusätzlich, dass die Klimakühlung und Intensivierung des Wintermonsuns bei ~ 7 Ma mit dem Endstadium eines langfristigen globalen benthischen und planktischen δ13C-Rückgangs zusammenfielt27,28 (LMCIS, Abb. 2a und 4c, d). Diese große Verschiebung von ~ 1 ‰, die in der Nähe von 7,8 Ma begann, wurde als globale Abnahme des δ13C des gelösten anorganischen Kohlenstoffpools interpretiert, obwohl seine Ursachen weiterhin diskutiert werden (z. B. Refs. 22,45,46). Eine seit langem vertretene Ansicht unter den umstrittenen Hypothesen ist, dass dieser globale δ13C-Rückgang mit der Ausbreitung von C4-Grasland im späten Miozän zusammenhängt, das besser an niedriges pCO2 und reduzierte saisonale Niederschläge angepasst ist. Es wird angenommen, dass diese groß angelegte Expansion zu einem Transfer von 13C vom marinen in den terrestrischen Kohlenstoffpool geführt hat47,48,49. Eine Abnahme des atmosphärischen pCO2, die zum Beispiel mit langfristigen Veränderungen der ozeanischen und / oder terrestrischen Kohlenstoffvorräte zusammenhängt, könnte die Abkühlung des Klimas nach ~ 7 Ma erklären, die mit der Migration des ITCZ zum Äquator und der Kontraktion des WPWP verbunden ist.

Der Gradient zwischen benthischem und planktischem δ13C liefert zusätzlich Einblicke in Veränderungen des atmosphärischen pCO2, da er von zwei Hauptfaktoren beeinflusst wird: der Sequestrierungseffizienz der biologischen Pumpe und Äquilibrierungsprozessen zwischen dem oberen Ozean und der Atmosphäre (Ergänzende Anmerkung 4; Ergänzende Abb. 10). Die Äquilibrierungszeit für δ13C in der gemischten Oberflächenschicht des Ozeans zeigt eine lineare Korrelation mit dem Verhältnis von gelöstem anorganischem Kohlenstoff zu pCO2, was zu einer langsamen Äquilibrierung und erhöhtem δ13C in der gemischten Schicht des Ozeans in Bezug auf die Atmosphäre unter niedrigem pCO2 führt. Jüngste Modellsimulationen zeigten, dass ein beschleunigtes Gleichgewicht unter erhöhtem atmosphärischem pCO2 das Isotopenungleichgewicht verringert, führt zu einem niedrigeren oberen Ozean δ13C und, somit, verringert den Gradienten zwischen dem δ13C der Oberflächen- und Tiefenwassermasse50. Folglich zeigt der vertikale δ13C-Gradient im Ozean eine sanftere Steigung unter hohem atmosphärischem pCO2 und steilt sich in Intervallen abnehmenden pCO2.

Steilheit des Gradienten zwischen planktischem und benthischem δ13C nach ~ 7 Ma an der Stelle 1146, als auch die Mischschichttemperaturen abnahmen (Abb. 3a, b) deuten darauf hin, dass die pCO2-Spiegel abnahmen und schließlich Werte erreichten, die die Bildung transienter Eisschilde der nördlichen Hemisphäre zwischen 6,0 und 5,5 Ma ermöglichten. Dieser steilere Gradient bezeichnet auch ein verlängertes Intervall wesentlich verbesserter mariner Produktivität und Akkumulationsraten biogener Komponenten („biogenic bloom“, ursprünglich in Ref. 51) an zahlreichen Orten im Pazifischen, Indischen und Atlantischen Ozean (z.B. Ref. 52 und Referenzen darin). Im östlichen äquatorialen Pazifik erreichten die Opal- und Karbonatablagerungen während des Höhepunkts der biogenen Blüte in der Region ein Maximum zwischen 7,0 und 6,4 ma46. Daher ist ein plausibles Szenario, dass Änderungen der Nährstoffversorgung und / oder der Pfade die marine Produktivität nach ~ 7 Ma stimulierten. Steilheit des Äquator-Pol-Temperaturgradienten in Verbindung mit globaler Abkühlung nach ~ 7 Ma (Abb. 3a, b; Ref. 2) förderung der Intensivierung der Hadley- und Walker-Zirkulation mit Auswirkungen auf die windgetriebenen Zirkulations- und Niederschlagsmuster (z. B. Ref. 53). Die Verstärkung der Winde könnte wiederum den Aufschwung und die Düngung des Ozeans gefördert haben und dazu beigetragen haben, intensive biogene Blüten durch den Pazifischen Ozean zu treiben, was die Kohlenstoffspeicherung verbesserte und pCO2 im Ozean in einer positiven Rückkopplungsschleife verringerte.

Frühere Arbeiten zeigten, dass sich die Amplitude der LMCIS in Ozeanbecken unterscheidet (z. B. Ref. 54). Insbesondere ein Vergleich benthischer δ13C-Profile zeigt, dass sich der Gradient zwischen Pazifik und Atlantik während der Endphase des LMCIS intensivierte (Abb. 6b; ref. 54). Der steilere interbasinale Gradient nach ~ 7 Ma kann nicht durch erhöhte Produktion und südliche Advektion von nordatlantischem Tiefenwasser erklärt werden, da sich diese relativ warme und / oder frische (leichtere δ18O) und 13C-angereicherte Wassermasse anscheinend nicht in den Südatlantik und den Südlichen Ozean ausgebreitet hat, der durch kältere, dichtere (schwerere δ18O) und δ13C abgereicherte Wassermassen durch das späte Miozän beeinflusst wurde (Abb. 6a, b; Ref. 54). Alternativ kann der steilere δ13C-Gradient zwischen den Becken nach ~ 7 Ma durch einen erhöhten Export von mit Nährstoffen angereichertem Wasser mit einem niedrigeren vorgeformten δ13C aus dem Südlichen Ozean in den Pazifischen Ozean (z. B. Ref. 54) und / oder zur Steigerung der Primärproduktivität und Nährstoffregeneration im Pazifischen Ozean niedriger Breite.

Vergleich der spätmiozänen benthischen δ18O- und δ13C-Gradienten zwischen den Becken. eine vertikale Verteilung von δ13C in den Weltmeeren nach spätmiozäner δ13C-Verschiebung. Gemittelte Werte über das Intervall 7-5 Ma für wichtige Standorte im Pazifik, Atlantik, Indisch, und Südliche Ozeane zusammengestellt von refs. 22,54,55,76, NADW: Nordatlantisches Tiefenwasser, PCW: Pazifisches Zentralwasser. b Entwicklung der benthischen δ18O- und δ13C-Gradienten zwischen den Becken im späten Miozän: Vergleich der pazifischen ODP-Standorte 1146 und atlantischen ODP-Standorte 926 und 99922,23 und der äquatorialen pazifischen IODP-Standorte U133855 über das Intervall 9-5 Ma. Stabile Isotopendaten von den Standorten 926 und 999 sind auf ursprünglich veröffentlichten Altersmodellen aufgetragen. Über das Intervall 8,2-7,5 Ma wurde das Altersmodell von Standort U1338 an das von Standort 1146 angepasst, indem die δ13C-Datensätze abgestimmt wurden. Die lila Schattierung markiert den globalen δ13C-Rückgang, der mit dem planktischen δ18O-Anstieg und der Hochamplituden-Schrägheitsmodulation des benthischen δ18O zusammenfällt. Die blaue Schattierung markiert das Endstadium des globalen δ13C-Rückgangs. Hellorange Schattierung markiert Klimaerwärmung nach 5,5 Ma. Glatte Kurve in bess unter Verwendung der lokal gewichteten Methode des kleinsten quadratischen Fehlers (Lowess)

Vergleich der benthischen δ13C-Profile von Standort U1338 im abgrundtiefen äquatorialen Pazifischen Ozean55 und dem flacheren Standort 1146 im nordwestlichen subtropischen Pazifischen Ozean (Abb. 6b) zeigt, dass sich die Zusammensetzung der Wassermassen nach 7,2 Ma verändert hat. Die Konvergenz der δ13C-Aufzeichnungen nach 7,2 Ma zeigt die Ausdehnung einer δ13C-abgereicherten zentralpazifischen Tiefenwassermasse in flachere Tiefen während des Höhepunkts der biogenen Blüte. Wenn in erster Linie durch erhöhte Produktivität und Nährstoffregeneration im Pazifischen und Indischen Ozean angetrieben, impliziert die Expansion einer 12C-angereicherten Tiefenwassermasse nach 7.2 Ma auch eine erhöhte Kohlenstoffspeicherung im tiefen Pazifik. Die globale Effizienz der biologischen Pumpe spiegelt ein Gleichgewicht zwischen Regionen mit hohem und niedrigem Breitengrad und unterschiedlicher Sequestrierungseffizienz56 wider. Somit kann eine verbesserte Produktivität und der Export organischer Stoffe im tropischen und subtropischen Ozean die globale Sequestrierungseffizienz erhöhen und das atmosphärische pCO2 senken, selbst wenn in Gebieten mit hohen Breitengraden mit einer ineffizienten biologischen Pumpe Tiefenwasserbildung auftritt.

Die integrierten benthischen Isotopendaten in Standort 1146 liefern die ersten kontinuierlichen, hoch aufgelösten Zeitreihen von einem einzigen Standort, die sich über die letzten 16,4 Myr erstrecken (Abb. 7a). Diese erweiterten Aufzeichnungen verfolgen den Übergang von einer wärmeren mittleren miozänen Klimaphase mit einer reduzierten und hochdynamischen antarktischen Eisdecke (bis ~ 14 Ma) zu einem zunehmend kälteren Modus mit dauerhafteren und stabileren Eisschilden im späten Miozän17. Diese Aufzeichnungen erlauben es uns zusätzlich, die langfristige Beziehung zwischen Strahlungsantrieb und der Reaktion des Ozeans / Klimas zu bewerten, die auf das benthische δ18O-Signal eingeprägt ist. Zum Beispiel ist der 41-Kyr-Schrägheitszyklus in der benthischen δ18O-Reihe zwischen 7,7 und 7,2 Ma besonders ausgeprägt (Abb. 2c) während einer Konfiguration der Erdumlaufbahn, wenn eine hohe Amplitudenvariabilität in der Schrägheit mit einer extrem niedrigen Amplitudenvariabilität in der kurzen Exzentrizität kongruent ist (ergänzende Fig. 3, 4A, E). Der Beginn der ~ 80 kyr langen positiven Auslenkung im benthischen δ18O, zentriert bei 7,2 Ma, fällt insbesondere mit Minima in der Schrägheit (41 kyr) und in der Exzentrizität (100 kyr, 400 kyr und 2,4 Myr Amplitudenmodulation) zusammen (Abb. 7b; ergänzend Fig. 3). Bei Schräg- und Exzentrizitätsminima hemmt eine geringere Sommereinstrahlung in hohen Breiten das Schmelzen von Schnee und Eis. Diese Verbindung von klimatischen Treibfaktoren förderte wahrscheinlich eine anhaltende Kältephase in den hohen Breiten, die zwei aufeinanderfolgende Schrägheitszyklen durchlief, was zu einer verlängerten benthischen δ18O-positiven Exkursion führte. Erneute Hochamplitudenschwankungen in Exzentrizität und Präzession zusammen mit maximaler Amplitudenvariabilität in der Schiefe trieben wahrscheinlich die aufeinanderfolgenden Rebounds zwischen 7,2 und 7,0 Ma.

Die Abkühlungsschritte des mittleren bis späten Miozäns stimmen mit der ungewöhnlichen Kongruenz der Erdumlaufbahn überein. ein Miozän bis Pleistozän (16-0 Ma) benthische δ18O- und δ13C-Aufzeichnungen von ODP Site 1146, zusammengestellt von refs. 15,16,17,18 und dieses Werk. Blaue Pfeile markieren die Hauptphasen der Gletscherausdehnung / Tiefenkühlung; 3 pt glatt: 3 pt beweglicher Mittelwert. Die lila Schattierung markiert den globalen δ13C-Rückgang, der mit dem planktischen δ18O-Anstieg und der Schrägheitsmodulation mit hoher Amplitude des benthischen δ18O zusammenfällt. Die blaue Schattierung markiert das letzte Stadium des globalen δ13C-Rückgangs. Hellorange Schattierung markiert Klimaerwärmung nach 5,5 Ma. b Vergleich von benthischen (C. wuellerstorfi und / oder C. mundulus) δ18O aus ODP-Site 1146 (15,16,17 und diese Arbeit) mit Orbitalparametern (Exzentrizität und Schrägheit aus Ref. 21) zeigt eine ähnliche Abfolge von Klimaereignissen während dreier miozäner Abkühlungsepisoden mit auffallend ähnlicher Hintergrundorbitalkonfiguration. Die blaue Schattierung markiert Abkühlungsepisoden nach einer längeren Periode hoher Amplitudenvariabilität in der Schrägheit, die mit einer geringen Variabilität in der kurzen Exzentrizität übereinstimmt (Grauschattierung). Hellorange Schattierung markiert vorübergehende Erwärmungsepisoden, die mit einer Variabilität mit hoher Amplitude in der kurzen Exzentrizität zusammenfallen

Diese Abfolge von Klimaereignissen sowie ihre Hintergrundorbitalkonfiguration waren während zweier früherer miozäner Abkühlungsepisoden auffallend ähnlich: der mittlere miozäne Klimaübergang bei ~ 13.9 Ma, was zu einer starken Ausdehnung des ostantarktischen Eisschildes und dem weniger ausgeprägten spätmiozänen Abkühlungsschritt bei ~ 9,0 Ma führte (Abb. 7b). In allen drei Fällen sticht der 41-Kyr-Zyklus zunächst im benthischen δ18O-Signal während einer längeren Periode hoher Amplitudenvariabilität in der Schiefe hervor, die mit geringer Variabilität in der kurzen Exzentrizität übereinstimmt. Eine deutliche Anreicherung des benthischen δ18O (0,2–0,3 ‰), die auf Eiswachstum und / oder tiefe Wasserkühlung gegen Ende dieses Intervalls hinweist, fällt mit verlängerten Minima der Exzentrizität zusammen, die ~ 100-200 kyr dauern. Nachfolgende Rebounds bei maximaler Sonneneinstrahlung, verbunden mit Änderungen der Exzentrizitätskadenz (von 400 auf 100 kyr Variabilität), deuten auf Episoden vorübergehenden Eisschildes und Tiefwassererwärmung hin. Diese ungewöhnliche Orbitalkongruenz scheint für eine Abkühlung in hohen Breitengraden in der nördlichen und südlichen Hemisphäre günstig zu sein, obwohl sich die Randbedingungen während dieser drei Intervalle des Klimawandels deutlich unterschieden. Der Abkühlungsschritt des mittleren Miozäns erfolgte in einer viel wärmeren Klimaphase, gekennzeichnet durch wesentlich leichteres mittleres benthisches δ18O (Abb. 7a, b). Zu dieser Zeit, Die weniger ausgedehnte Eisdecke über der Antarktis war wahrscheinlich dynamischer und reagierte stark auf die Sonneneinstrahlung auf der Südhalbkugel.57,58, im Gegensatz zum stärker ausgedehnten antarktischen Eisschild während des späten Miozäns. Diese langfristige Perspektive veranschaulicht die nichtlineare Reaktion des Ozean-Klima-Systems auf den Orbitalantrieb und die Rolle interner Rückkopplungsprozesse, einschließlich Eisschildhysterese, Breitengradienten der Temperatur, Ozeanzirkulation und CO2-Austausch zwischen terrestrischen, atmosphärischen und ozeanischen Reservoirs.Die Unsicherheit des CO2-Antriebs während des Miozäns bleibt wohl eine große Herausforderung für die Definition der Eigenschaften und Dynamik wärmerer Klimazustände. Aktuelle pCO2-Rekonstruktionen zeigen jedoch keine signifikante Veränderung durch das späte Miozän, wobei die Werte nahe oder leicht über dem vorindustriellen Niveau bleiben, jedoch über 200 p.p.m. (siehe Zusammenstellungen in refs. 9,59,60) schließen eine Bewertung der Variabilität und Empfindlichkeit gegenüber dem CO2-Antrieb innerhalb des kritischen vorindustriellen bis modernen Bereichs aus. Um die Empfindlichkeit der Ergebnisse gegenüber pCO2-Unsicherheiten zu testen, haben einige Simulationen des späten miozänen Klimas unter Verwendung gekoppelter Atmosphäre–Ozean-Zirkulationsmodelle atmosphärische pCO2-Konzentrationen im vorindustriellen Bereich (~ 280 ppm) sowie erhöhte Werte von 400-450 ppm (z. B. refs. 60,61). Diese Studien zeigten große Veränderungen in der Vegetationsverteilung60 und der Meereisbedeckung61 in der nördlichen Hemisphäre unter diesen verschiedenen pCO2-Zuständen. Insbesondere die Waldflächen nahmen ab und die Albedo der eurasischen und nordamerikanischen Landmassen nahm unter niedrigerem PCO zu2aufgrund der deutlich niedrigeren (um 4-10 ° C) mittleren Lufttemperaturen und verringerten Niederschläge während des borealen Winters 60. Diese Ergebnisse stimmen mit einer früheren Modellierungsstudie62 überein, die ergab, dass Vegetationsveränderungen bei der Bestimmung des späten miozänen Klimas wichtiger waren als die Paläogeographie. Simulierte mittlere Sommer-SST- und Meereiskonzentrationen im Arktischen Ozean61 zeigten auch, dass die Region sehr empfindlich auf relativ kleine Änderungen des pCO2 reagiert, da im zentralen Arktischen Ozean auf vorindustriellem Niveau eine ganzjährige Meereisbedeckung herrscht, während die Sommerbedingungen bei Konzentrationen von 450 p.p.m eisfrei sind. Dieser Unterschied in der saisonalen Eisbedeckung ist kritisch, da er sehr unterschiedliche Rückkopplungen in Bezug auf Albedo und Wärmeaustausch mit weitreichenden Auswirkungen auf das globale klima61 impliziert. Jüngste Modellsimulationen der pliozänen Wärme haben zusätzlich die Bedeutung von Rückkopplungen im Zusammenhang mit Wolkenalbedo und Ozeanmischung für die Änderung der meridionalen und zonalen Temperaturgradienten hervorgehoben, trotz relativ bescheidener Änderungen in pCO263,64,65,66.

Daten aus dieser Studie belegen, dass die Abkühlung des subtropischen Klimas und die Intensivierung des südostasiatischen Wintermonsuns nach ~ 7 Ma synchron mit abnehmendem pCO2 waren (Abb. 3a und 4b) in einem globalen Kontext steiler werdender meridionaler thermischer Gradienten2. Wir spekulieren, dass diese spätmiozäne Klimaverschiebung mit einem relativ geringen Rückgang von pCO2 verbunden war, der durch eine Verbindung positiver Rückkopplungen verstärkt wurde. Variationen in der Meereisbedeckung und Vegetation der nördlichen Hemisphäre in Verbindung mit Veränderungen der Ozean–Atmosphäre-Zirkulation waren wahrscheinlich maßgeblich für das späte miozäne Klima verantwortlich, wie jüngste Modellierungssimulationen des späten miozänen Klimas veranschaulichen60,61,62. Das dynamische Verhalten des Ozean-Klima-Systems zwischen 9 und 5 Ma deutet auf eine enge Kopplung zwischen Kohlenstoffkreislaufschwankungen und Klimaentwicklung in niedrigen Breiten hin. Unsere Ergebnisse zeigen insbesondere, dass Veränderungen des antarktischen Eisvolumens nicht der Haupttreiber der Klimaentwicklung im späten Miozän waren und dass Prozesse in niedrigen Breiten, einschließlich Monsunwindantrieb der Zirkulation und Produktivität der oberen Ozeane, einen starken Einfluss auf die Dynamik des Klima-Kohlenstoff-Kreislaufs hatten. Der Beginn kälterer Klimabedingungen bei ~ 7 Ma während der Endphase des LMCIS fiel mit der Intensivierung des asiatischen Wintermonsuns und der Stärkung der biologischen Pumpe des Pazifischen Ozeans zusammen, die bis ~ 5.5 Ma anhielt. Dies deutet darauf hin, dass Veränderungen im globalen Kohlenstoffkreislauf den Transfer von terrestrischem Kohlenstoff in einem kühlenden, trocknenden Klima sowie Schwankungen der Kohlenstoffspeicherkapazität der Tiefsee und der sedimentären Kohlenstoffsenke mit sich brachten. Vergängliche Vereisungen der nördlichen Hemisphäre zwischen 6,0 und 5,5 Ma weisen zusätzlich darauf hin, dass die atmosphärischen pCO2-Spiegel in dieser Zeit nahe an der Schwelle lagen und gelegentlich die für das Wachstum der Eisdecke der nördlichen Hemisphäre erforderliche Schwelle erreichten.