Las señales δ18O planctónicas y bentónicas en el Sitio 1146 difieren notablemente en sus tendencias a largo y corto plazo entre 9 y 5 Ma, lo que apunta a una desacoplación de la hidrología regional y la evolución de la capa de hielo antártico, que formó el componente principal de la criosfera durante el Mioceno medio y tardío (por ejemplo, refs. 35,36). Las reconstrucciones de δ18O de temperatura de capa mixta y agua de mar en el Sitio 1146 también apoyan que los cambios sustanciales en el hidroclima del sudeste asiático ocurrieron después de ~8 Ma, que se aceleraron a ~7 Ma, pero no parecen estar estrechamente relacionados con las tendencias climáticas de alta latitud del Hemisferio Sur (δ18O bentónico).

Entre 7,1 y 6,9 Ma, las temperaturas de la parte superior del océano en el Sitio 1146 documentan un enfriamiento sostenido (enfriamiento medio de~2 °C), que persistió hasta ~5,7 Ma (Figs. 3b y 4a). Este enfriamiento se asoció con un aumento a largo plazo de la variabilidad media y de amplitud del agua de mar δ18O (Nota complementaria 3; Fig.Suplementaria. 9A, C), como se indica en un estudio anterior de baja resolución34. Estas tendencias indican un cambio en la cantidad y/o composición δ18O de la precipitación y la escorrentía, probablemente asociado con cambios en la procedencia y/o estacionalidad de la precipitación hacia una estacionalidad monzónica más pronunciada y una estacionalidad más controlada por temperatura del agua de lluvia δ18O (es decir, precipitación invernal agotada δ18o37). Atribuimos estos cambios hidrológicos en el mar del norte de China Meridional después de ~7 Ma al enfriamiento y secado de la masa terrestre asiática y un cambio relacionado hacia el sur de la posición promedio de verano de la Zona de Convergencia Intertropical (ZCIT), lo que resulta en una disminución de la influencia de la convección tropical y una intensificación del monzón seco de invierno sobre el sudeste asiático. El secado y el enfriamiento en el continente asiático a ~7 Ma se apoyan en líneas de evidencia independientes que incluyen tasas mejoradas de acumulación de polvo en el norte de China38, cambios en la vegetación en el centro de China39 y un aumento en el tamaño medio de grano de la fracción de sedimento terrígeno en el Sitio 1146 40. Además, el predominio de un grupo de moluscos que prefiere condiciones áridas frías en las capas de loess y paleosol de China central entre 7,1 y 5,5 millones de toneladas es indicativo de un régimen monzónico invernal dominante durante este período 41.

En contraste con estos cambios hidrológicos importantes en el Hemisferio Norte, la δ18O bentónica media sugiere solo una expansión glacial relativamente modesta y escalonada de la capa de hielo antártico y/o enfriamiento por agua profunda a ~7 Ma (Figs. 2c y 4f). Sin embargo, la intensificación del monzón invernal del sudeste asiático después de ~7 Ma se asoció con una tendencia a largo plazo hacia δ18O máximos bentónicos más pesados, que culminó en los máximos más intensos (TG22, 20, 14 y 12 entre 5,8 y 5,5 Ma) durante todo el Mioceno tardío, antes de revertir en el Plioceno temprano (Figs. 2c y 5f). Durante estos eventos extremos, el δ18O bentónico osciló cerca del 3‰ (~0,4-0,6‰ de aumento), que está en el rango de los valores del Plioceno tardío y de los valores intermedios entre los niveles pico del Holoceno y glacial en la misma locación18. Un estudio anterior42 relacionó estos δ18O máximos intensos con episodios de aumento del volumen de hielo antártico. Sin embargo, los registros del Sitio 1146 muestran que δ18O máximos bentónicos (TG22, 20, 14, 12, 4 y T8) coinciden con δ18O máximos planctónicos entre 6,0 y 5.0 Ma, lo que indica variaciones concomitantes en δ18O de aguas profundas e hidrología regional, que está estrechamente vinculada a las variaciones climáticas extra-tropicales del Hemisferio Norte (Fig. 5e, f). Además, las temperaturas de capas mixtas muestran disminuciones bruscas simultáneas de 2-3 °C durante estos eventos (Fig. 5a), lo que implica un enfriamiento masivo del hemisferio Norte a latitudes subtropicales. La presencia de restos de balsas de hielo en núcleos de sedimentos de Pacífico Norte43 y Atlántico Norte44 indica además acumulaciones de hielo en el Hemisferio Norte entre 6 y 5 Ma. La expansión del hielo marino ártico durante estos períodos de frío intenso habría aumentado la retroalimentación positiva del albedo, amplificando el enfriamiento y favoreciendo el crecimiento del hielo. En conjunto, estas líneas de evidencia apoyan el desarrollo de capas de hielo efímeras del Hemisferio Norte (por ejemplo, Groenlandia, Alaska, Labrador) entre 6,0 y 5,5 Ma que eran altamente susceptibles al forzamiento por insolación.

Los registros del Sitio 1146 revelan, además, que el enfriamiento climático y la intensificación del monzón de invierno a ~7 Ma coincidieron con la etapa final de una declinación δ13C bentónica y planctica a largo plazo global27,28 (LMCIS, Figs. 2a y 4c, d). Este cambio importante de ~1‰, que comenzó cerca de 7,8 Ma, se ha interpretado como una disminución global en el δ13C del reservorio de carbono inorgánico disuelto, aunque sus causas siguen siendo debatidas (por ejemplo, refs. 22,45,46). Una visión de larga data entre las hipótesis en disputa es que esta disminución global de δ13C se vinculó a la propagación del Mioceno tardío de pastizales C4, que están mejor adaptados a un bajo pCO2 y a una precipitación estacional reducida. Se cree que esta expansión a gran escala dio lugar a una transferencia de 13C del reservorio de carbono marino al terrestre 47,48,49. Una disminución de la pCO2 atmosférica, vinculada, por ejemplo, a cambios a largo plazo en los inventarios de carbono oceánicos y/o terrestres, podría explicar el enfriamiento climático después de ~7 Ma asociado con la migración hacia el ecuador de la ZTI y la contracción del PTPA.

El gradiente entre δ13C bentónico y planctótico proporciona además información sobre los cambios en la pCO2 atmosférica, ya que está influenciado por dos factores principales: la eficiencia de secuestro de la bomba biológica y los procesos de equilibrio entre la parte superior del océano y la atmósfera (Nota Suplementaria 4; Fig.Suplementaria. 10). El tiempo de equilibrio para δ13C en la capa superficial mixta del océano muestra una correlación lineal con la relación de carbono inorgánico disuelto con pCO2, lo que conduce a un equilibrio lento y un δ13C elevado en la capa mixta del océano con respecto a la atmósfera bajo pCO2 bajo. Simulaciones de modelos recientes mostraron que el equilibrio acelerado bajo pCO2 atmosférico elevado disminuye el desequilibrio isotópico, conduce a la parte inferior superior del océano δ13C y, por lo tanto, disminuye el gradiente entre el δ13C de las masas de agua superficial y profunda50. En consecuencia, el gradiente δ13C vertical en el océano exhibe una pendiente más suave bajo pCO2 atmosférico alto y se empina durante los intervalos de pCO2 en declive.

Empinamiento del gradiente entre δ13C planctico y bentónico después de ~7 Ma en el sitio 1146, cuando las temperaturas de la capa mixta también disminuyeron (Fig. 3a, b), sugiere que los niveles de pCO2 disminuyeron, alcanzando finalmente niveles que permitieron la formación de capas de hielo transitorias del Hemisferio Norte entre 6.0 y 5.5 Ma. Este gradiente más pronunciado también denota un intervalo prolongado de productividad marina sustancialmente mejorada y tasas de acumulación de componentes biogénicos («floración biogénica» descrita originalmente en ref. 51)en numerosos lugares de los Océanos Pacífico, Índico y Atlántico (por ejemplo, ref. 52 y las referencias que contiene). En el Océano Pacífico ecuatorial oriental, la deposición de ópalo y carbonato alcanzó un máximo de entre 7,0 y 6,4 Ma durante el pico de la floración biogénica en la región46. Por lo tanto, un escenario plausible es que los cambios en el suministro de nutrientes y/o las vías estimularon la productividad marina después de ~7 Ma. Empinamiento del gradiente de temperatura del ecuador al polo asociado con el enfriamiento global después de ~7 Ma (Fig. 3a, b; ref. 2) promovió la intensificación de la circulación de Hadley y Walker con repercusiones en la circulación impulsada por el viento y los patrones de precipitación(por ejemplo, ref. 53). El fortalecimiento de los vientos puede a su vez haber fomentado la surgencia y la fertilización de los océanos, ayudando a impulsar floraciones biogénicas intensas a través del Océano Pacífico, lo que mejoró el almacenamiento de carbono y disminuyó el pCO2 en el océano en un ciclo de retroalimentación positiva.

El trabajo anterior mostró que la amplitud de los LMCIS difiere en las cuencas oceánicas (por ejemplo, ref. 54). En particular, una comparación de los perfiles δ13C bentónicos indica que el gradiente entre los océanos Pacífico y Atlántico se intensificó durante la etapa final de los LMCIS (Fig. 6b; ref. 54). El gradiente interbasinal más pronunciado después de ~7 Ma no puede explicarse por el aumento de la producción y la advección hacia el sur de las Aguas profundas del Atlántico Norte, ya que esta masa de agua relativamente cálida y/o fresca (δ18O más ligero) y enriquecida con 13C no parece haberse propagado al Atlántico Sur y al Océano Austral, que permanecieron influenciados por masas de agua más frías, densas (δ18O más pesado) y δ13C agotadas a lo largo del Mioceno tardío (Fig. 6a, b; ref. 54). Alternativamente, el gradiente δ13C interbasinal más pronunciado después de ~7 Ma puede ser impulsado por una mayor exportación de aguas enriquecidas con nutrientes con un δ13C preformado más bajo del Océano Austral al Océano Pacífico (por ejemplo, ref. 54) y / o para mejorar la productividad primaria y la regeneración de nutrientes en las latitudes bajas del Océano Pacífico.

Comparación de los Mioceno tardío inter-cuenca bentónicos δ18O y δ13C gradientes. a Vertical distribution of δ13C in world’s oceans following late Miocene δ13C shift. Valores promediados a lo largo del intervalo 7-5 Ma para sitios clave en los Océanos Pacífico, Atlántico, Índico y Sur compilados a partir de refs. 22,54,55,76, NADW: Aguas Profundas del Atlántico Norte, PCW: Aguas Centrales del Pacífico. b Evolución del Mioceno tardío de los gradientes δ18O y δ13C bentónicos interbásicos: comparación del Sitio 1146 de PAO en el Pacífico y los Sitios 926 y 99922,23 de PAO en el Atlántico y el Sitio U133855 de YODP en el Pacífico ecuatorial a lo largo del intervalo de 9 a 5 Ma. Los datos de isótopos estables de los Sitios 926 y 999 se representan en modelos de edad publicados originalmente. En el intervalo 8,2-7,5 Ma, el modelo de edad del Sitio U1338 se ajustó al del Sitio 1146 ajustando los registros δ13C. El sombreado lila marca la disminución global de δ13C coincidente con el aumento planquítico de δ18O y la modulación oblicua de alta amplitud de δ18O bentónico. El sombreado azul marca la etapa final de la disminución global de δ13C. El sombreado naranja claro marca el calentamiento climático después de 5,5 Ma. Curva suave en b ajustada mediante el método de error al cuadrado mínimo ponderado localmente (Lowess)

Comparación de perfiles δ13C bentónicos del Sitio U1338 en el Océano Pacífico Ecuatorial abisal55 y el Sitio 1146 más superficial en el Océano Pacífico subtropical noroccidental (Fig. 6b) muestra que la composición de las masas de agua del Pacífico cambió después de 7,2 Ma. La convergencia de los registros δ13C después de 7,2 Ma indica la expansión de una masa de aguas profundas del Pacífico central agotada δ13C a profundidades menos profundas durante el pico de la floración biogénica. Si está impulsado principalmente por el aumento de la productividad y la regeneración de nutrientes en los Océanos Pacífico e Índico, la expansión de una masa de aguas profundas enriquecida con 12C después de 7,2 Ma también implica un mayor almacenamiento de carbono en las profundidades del Océano Pacífico. La eficiencia global de la bomba biológica refleja un equilibrio entre regiones de latitudes altas y bajas con diferente eficiencia de secuestración56. Por lo tanto, el aumento de la productividad y de la exportación de materia orgánica en los océanos tropicales y subtropicales puede aumentar la eficiencia del secuestro mundial y reducir la pCO2 atmosférica, incluso cuando la formación de aguas profundas se produce en zonas de alta latitud con una bomba biológica ineficiente.

Los datos de isótopos bentónicos integrados en el Sitio 1146 proporcionan la primera serie temporal continua y altamente resuelta de un solo sitio que abarca los últimos 16,4 millones de años (Fig. 7a). Estos registros extendidos rastrean la transición de una fase climática más cálida del Mioceno medio con una cubierta de hielo antártica reducida y altamente dinámica (hasta ~14 Ma) a un modo cada vez más frío con capas de hielo más permanentes y estables a fines del Mioceno17. Estos registros, además, nos permiten evaluar la relación a largo plazo entre el forzamiento radiativo y la respuesta del océano/clima que está impresa en la señal δ18O bentónica. Por ejemplo, el ciclo de oblicuidad de 41 kyr es especialmente prominente en la serie béntica δ18O entre 7,7 y 7,2 Ma (Fig. 2c), durante una configuración de la órbita de la Tierra, cuando la variabilidad de amplitud alta en oblicuidad es congruente con la variabilidad de amplitud extremadamente baja en excentricidad corta (Figs Suplementarias. 3, 4A, E). El inicio de la excursión positiva larga de ~80 kyr en δ18O bentónico centrado a 7,2 Ma coincide notablemente con mínimos en oblicuidad (41 kyr) y excentricidad (100 kyr, 400 kyr y 2,4 Myr de modulación de amplitud) (Fig. 7b; Suplemento Fig. 3). En mínimos de oblicuidad y excentricidad, la insolación de verano más baja en latitudes altas inhibe el derretimiento de la nieve y el hielo. Esta conjunción de factores de forzamiento climático probablemente fomentó una fase fría sostenida en las latitudes altas que duró a través de dos ciclos oblicuos consecutivos, resultando en una excursión positiva de δ18O bentónica extendida. Las variaciones renovadas de alta amplitud en excentricidad y precesión, junto con la variabilidad máxima de amplitud en oblicuidad, probablemente impulsaron los rebotes sucesivos entre 7,2 y 7,0 Ma.

Pasos de enfriamiento climático del Mioceno medio a tardío coincidentes con una congruencia inusual de la órbita de la Tierra. a Registros bentónicos δ18O y δ13C del Mioceno al Pleistoceno (16-0 Ma) del sitio ODP 1146, compilados a partir de refs. 15,16,17,18 y en esta obra. Las flechas azules marcan las fases principales de la expansión glacial / refrigeración por agua profunda; 3 pt suave: media móvil de 3 pt. El sombreado lila marca la disminución global de δ13C coincidente con el aumento plancítico de δ18O y la modulación oblicua de alta amplitud de δ18O bentónico. El sombreado azul marca la etapa final de la disminución global de δ13C. El sombreado naranja claro marca el calentamiento climático después de 5,5 Ma. b Comparación de δ18O bentónico (C. wuellerstorfi y/o C. mundulus) del sitio ODP 1146 (15,16,17 y este trabajo) con parámetros orbitales (excentricidad y oblicuidad de ref. 21) revela una secuencia similar de eventos climáticos durante tres episodios de enfriamiento del Mioceno con una configuración orbital de fondo sorprendentemente similar. El sombreado azul marca episodios de enfriamiento después de un período prolongado de variabilidad de alta amplitud en oblicuidad congruente con baja variabilidad en excentricidad corta (sombreado gris). El sombreado naranja claro marca episodios de calentamiento transitorio coincidentes con una variabilidad de alta amplitud en excentricidad corta

Esta secuencia de eventos climáticos, así como su configuración orbital de fondo, fueron sorprendentemente similares durante dos episodios de enfriamiento del Mioceno anterior: la transición climática del Mioceno medio a ~13.9 Ma, lo que resultó en una expansión importante de la capa de hielo de la Antártida Oriental y el paso de enfriamiento del Mioceno tardío menos pronunciado a ~9,0 Ma (Fig. 7b). En los tres casos, el ciclo de 41 kyr se destaca inicialmente en la señal δ18O bentónica durante un período prolongado de variabilidad de alta amplitud en oblicuidad, congruente con baja variabilidad en excentricidad corta. Un marcado enriquecimiento en δ18O bentónico (0,2–0,3‰), indicativo de crecimiento de hielo y/o enfriamiento por agua profunda hacia el final de este intervalo, coincide con mínimos prolongados de excentricidad, que duran ~100-200 kyr. Los rebotes posteriores en el pico de insolación, vinculados a cambios en la cadencia de excentricidad (de variabilidad de 400 a 100 kyr), indican episodios de desintegración transitoria de la capa de hielo y calentamiento de aguas profundas. Esta inusual congruencia orbital parece propicia para el enfriamiento en latitudes altas en los Hemisferios Norte y Sur, aunque las condiciones de los límites difieren notablemente durante estos tres intervalos de cambio climático. El paso de enfriamiento del Mioceno medio ocurrió en una fase climática mucho más cálida, caracterizada por δ18O bentónico medio sustancialmente más ligero (Fig. 7a, b). En este momento, la capa de hielo menos extensa sobre la Antártida era probablemente más dinámica y altamente sensible a la insolación estival del Hemisferio sur57, 58, en contraste con la capa de hielo antártica más expandida durante el Mioceno tardío. Esta perspectiva a largo plazo ilustra la respuesta no lineal del sistema oceánico/climático al forzamiento orbital y la función de los procesos internos de retroalimentación, incluida la histéresis de la capa de hielo, los gradientes de temperatura latitudinales, la circulación oceánica y el intercambio de CO2 entre reservorios terrestres, atmosféricos y oceánicos.

Podría decirse que la incertidumbre del forzamiento de CO2 durante el Mioceno sigue siendo un desafío importante para definir las características y la dinámica de los estados climáticos más cálidos. Aunque, las reconstrucciones actuales de pCO2 no muestran cambios significativos a lo largo del Mioceno tardío, con niveles que se mantienen cerca o ligeramente por encima de los niveles preindustriales, incertidumbres superiores a 200 p. p. m. (ver compilaciones en refs. 9,59,60) excluyen la evaluación de la variabilidad y la sensibilidad al forzamiento de CO2 dentro del rango crítico preindustrial a moderno. Para probar la sensibilidad de las salidas a las incertidumbres de pCO2, algunas simulaciones del clima del Mioceno tardío utilizando modelos acoplados de circulación atmósfera–océano han aplicado concentraciones atmosféricas de pCO2 en el rango preindustrial (~280 p. p. m.), así como niveles más elevados de 400-450 p. p. m. (por ejemplo, refs. 60,61). Estos estudios indicaron cambios importantes en la distribución de la vegetación60 y la cubierta de hielo marino61 en el Hemisferio Norte bajo estos diferentes estados de pCO2. En particular, las áreas forestales disminuyeron y el albedo de las masas terrestres de Eurasia y América del Norte aumentó bajo pCO2 más bajo, debido a la temperatura media del aire marcadamente más baja (entre 4 y 10 °C) y a la reducción de las precipitaciones durante el invierno boreal60. Estos hallazgos concuerdan con un estudio de modelización anterior62, que encontró que los cambios en la vegetación eran más importantes que la paleogeografía para determinar el clima del Mioceno tardío. La simulación de concentraciones medias de TSM estivales y de hielo marino en el Océano Ártico61 también mostró que la región es muy sensible a cambios relativamente pequeños de pCO2, ya que en el Océano Ártico central prevalece una cubierta de hielo durante todo el año a niveles preindustriales, mientras que las condiciones estivales están libres de hielo a concentraciones de 450 p. p. m.Esta diferencia en la cubierta de hielo estacional es crítica porque implica reacciones muy diferentes en términos de albedo e intercambio de calor, con repercusiones de gran alcance para el clima mundial61. Simulaciones de modelos recientes de calor del Plioceno destacaron además la importancia de las retroalimentaciones asociadas con el albedo de las nubes y la mezcla de océanos para impulsar cambios en gradientes de temperatura meridionales y zonales, a pesar de los cambios relativamente modestos en pCO263,64,65,66.

Los datos de este estudio apoyan que el enfriamiento del clima subtropical y la intensificación del monzón invernal del sudeste asiático después de ~7 Ma fueron sincrónicos con la disminución de la pCO2 (Figs. 3a y 4b)en un contexto global de gradientes térmicos meridionales pronunciados2. Especulamos que este cambio climático del Mioceno tardío se asoció con una disminución relativamente pequeña de la pCO2, que se vio amplificada por una conjunción de retroalimentaciones positivas. Las variaciones en la cubierta de hielo marino y la vegetación del Hemisferio Norte, junto con los cambios en la circulación océano–atmósfera, probablemente fueron fundamentales para impulsar el clima del Mioceno tardío,como lo ilustran las recientes simulaciones de modelos del clima del Mioceno tardio60,61, 62. El comportamiento dinámico del sistema océano-clima entre 9 y 5 Ma sugiere un acoplamiento estrecho entre las variaciones del ciclo del carbono y la evolución del clima en latitudes bajas. En particular, nuestros resultados muestran que los cambios en el volumen de hielo antártico no fueron el principal impulsor del desarrollo climático del Mioceno tardío y que los procesos en latitudes bajas, incluido el forzamiento del viento monzónico de la circulación y la productividad de la parte superior del océano, tuvieron una fuerte influencia en la dinámica del ciclo del carbono climático. El inicio de condiciones climáticas más frías a ~7 Ma durante la etapa final del LMCIS coincidió con la intensificación del monzón de invierno asiático y el fortalecimiento de la bomba biológica del Océano Pacífico, que persistió hasta ~5,5 Ma. Esto sugiere que los cambios en el ciclo mundial del carbono implicaban la transferencia de carbono terrestre en un clima de enfriamiento y secado, así como fluctuaciones en la capacidad de almacenamiento de carbono de las profundidades oceánicas y el sumidero sedimentario de carbono. Las glaciaciones efímeras del Hemisferio Norte entre 6,0 y 5,5 Ma, además, indican que los niveles atmosféricos de pCO2 se acercaron y ocasionalmente alcanzaron el umbral necesario para el crecimiento de la capa de hielo del Hemisferio Norte durante este período.