Planktiset ja pohjaiset δ18O-signaalit kohteessa 1146 eroavat merkittävästi pitkän ja lyhyen aikavälin suuntauksiltaan välillä 9-5 Ma, mikä viittaa alueellisen hydrologian irroittumiseen ja Etelämantereen jäätikön kehittymiseen, joka muodosti kryosfäärin pääosan Keski-ja myöhäismoseenilla (esim. 35,36). Sekakerroksen lämpötila ja meriveden δ18O rekonstruktiot kohteessa 1146 tukevat lisäksi sitä, että Kaakkois-Aasian hydroilmastossa tapahtui huomattavia muutoksia ~8 Ma: n jälkeen, mikä kiihtyi ~7 Ma: ssa, mutta ne eivät liity läheisesti eteläisen pallonpuoliskon korkean leveysasteen ilmastosuuntauksiin (benthic δ18O).

välillä 7,1-6,9 Ma, Ylämeren lämpötila kohteessa 1146 dokumentoi jatkuvaa viilenemistä (~2 °C keskimääräinen jäähdytys), joka jatkui ~5,7 Ma asti (viikunat. 3b ja 4a). Tämä jäähdytys liittyi meriveden keskimääräisen ja amplitudin vaihtelun pitkäaikaiseen kasvuun δ18O (lisähuomautus 3; täydentävä Kuva. 9A, C), kuten aiemmassa matalaresoluutioisessa tutkimuksessa34. Nämä kehityssuunnat ovat merkki Sademäärän ja valumien määrän ja/tai koostumuksen muutoksesta δ18O, joka todennäköisesti liittyy sadannan lähtö-ja/tai kausiluonteisuuden muutoksiin kohti voimakkaampaa monsoonista kausaalisuutta ja lämpötilasäädellympää sadeveden kausaalisuutta δ18O (eli δ18O: n loppunut talvisaostuma 37). Yhdistämme nämä hydrologiset muutokset Pohjois – Etelä-Kiinan merellä ~7 Ma: n jälkeen Aasian maamassojen jäähdytykseen ja kuivumiseen ja siihen liittyvään intertrooppisen Konvergenssivyöhykkeen (ITCZ) keskimääräisen kesän sijainnin siirtymiseen etelään, mikä vähentää trooppisen konvektion vaikutusta ja tehostaa kuivaa talvimonsuunia Kaakkois-Aasiassa. Kuivaus ja jäähdytys Aasian mantereella ~7 Ma tukevat riippumattomia todistusaineistoja, mukaan lukien parannettu pölyn kertymisnopeus Pohjois-Kiinassa38, kasvillisuuden muutos Keski-Kiinassa39 ja keskimääräisen raekokon kasvu terrigenous sedimenttifraktiossa kohteessa 1146 40. Lisäksi nilviäisryhmän vallitsevuus, joka suosii kylmäkuivaisia olosuhteita Keski-Kiinan lössikerroksissa ja paleosolikerroksissa 7,1-5,5 Ma: n välillä, viittaa hallitsevaan talvimonsuunikauteen kyseisellä ajanjaksolla41.

toisin kuin nämä pohjoisen pallonpuoliskon suuret hydrologiset muutokset, keskimääräinen benthic δ18O viittaa vain suhteellisen vaatimattomaan, vaiheittaiseen Etelämantereen jäätikön laajenemiseen ja / tai syvän veden jäähtymiseen ~7 Ma (Figs. 2c ja 4f). Kaakkois-Aasian talvimonsuunin voimistuminen ~7 Ma: n jälkeen liittyi kuitenkin pitkäaikaiseen suuntaukseen kohti raskaampaa bentistä δ18O-maksimia, joka huipentui voimakkaimpaan maksimiin (TG22, 20, 14 ja 12 välillä 5,8-5,5 Ma) koko myöhäisellä mioseenilla, ennen kääntymistä varhaisella Plioseenilla (viikunat. 2c ja 5f). Näiden ääritapahtumien aikana bentinen δ18O leijui lähellä 3‰: tä (~0,4–0,6‰: n nousu), joka on myöhäisen Plioseenin arvojen ja holoseenin huippujen ja jäätikön tasojen väliarvojen välillä18. Aiempi tutkimus42 liitti nämä voimakkaat δ18O-maksimit Etelämantereen jäätilavuuden kasvun jaksoihin. Sivuston 1146 tietojen mukaan bentiset δ18O-maksimit (TG22, 20, 14, 12, 4 ja T8) yhtyvät kuitenkin planktisiin δ18O-maksimeihin välillä 6,0-5.0 Ma, joka viittaa samanaikaisiin syvän veden variaatioihin δ18O ja alueelliseen hydrologiaan, joka liittyy läheisesti ekstratrooppiseen pohjoisen pallonpuoliskon ilmastoon (Kuva. 5 e, f). Sekakerroksen lämpötilat osoittavat lisäksi samanaikaista 2-3 °C: n jyrkkää laskua näiden tapahtumien aikana (Kuva. 5a), mikä viittaa massiivisen pohjoisen pallonpuoliskon jäähtymiseen subtrooppisille leveysasteille. Pohjois-Pacific43: n ja Pohjois-Atlantic44: n sedimenttiytimien jäämassojen esiintyminen viittaa edelleen pohjoisen pallonpuoliskon jään kertymiseen välillä 6-5 Ma. Arktisen merijään laajeneminen näiden voimakkaiden kylmyysjaksojen aikana olisi lisännyt positiivista albedopalautetta, voimistanut jäähtymistä ja suosinut jään kasvua. Yhdessä nämä linjat todisteet tukevat kehitystä lyhytaikaisia pohjoisen pallonpuoliskon jäätiköt (esimerkiksi, Grönlanti, Alaska, Labrador) välillä 6.0 ja 5.5 Ma, jotka olivat erittäin alttiita insolation pakottaa.

sivuston 1146 tallenteet paljastavat lisäksi, että ilmaston viileneminen ja talvimonsuunin voimistuminen ~7 Ma: ssa sattui samaan aikaan pitkäaikaisen, globaalin bentiksen ja planktisen δ13C dekliini27,28 (LMCIS, Figs. 2a ja 4c, d). Tämä suuri muutos ~1‰, joka alkoi lähellä 7,8 Ma: ta, on tulkittu liuenneen epäorgaanisen hiilivaraston δ13C: n maailmanlaajuiseksi laskuksi, vaikka sen syistä kiistellään edelleen (esim. 22,45,46). Pitkään vallinnut näkemys on, että tämä maailmanlaajuinen δ13C: n väheneminen liittyi myöhäiseen Mioseeniin C4-niittyjen leviämiseen, sillä ne sopeutuvat paremmin alhaiseen pCO2: een ja vuodenaikojen vähäiseen sademäärään. Tämän laajamittaisen laajenemisen arvellaan johtaneen 13C: n siirtymiseen mereltä maanpäälliseen hiilipooliin47,48,49. Ilmakehän pCO2: n väheneminen, joka liittyy esimerkiksi valtamerten ja/tai maan hiilen varastojen pitkäaikaisiin muutoksiin, voisi selittää ilmaston jäähtymisen ~7 Ma: n jälkeen, joka liittyy itcz: n tasavirtamuuttoon ja WPWP: n supistumiseen.

pohjaveden ja planktisen δ13C: n välinen gradientti antaa lisäksi tietoa ilmakehän pCO2: n muutoksista, koska siihen vaikuttavat kaksi päätekijää: biologisen pumpun sekvestraatiotehokkuus ja ylämeren ja ilmakehän väliset tasapainotusprosessit (lisähuomautus 4; täydentävä Kuva. 10). Δ13C: n tasapainotusaika valtameren sekapintakerroksessa osoittaa lineaarista korrelaatiota liuenneen epäorgaanisen hiilen ja pCO2: n suhteeseen, mikä johtaa hitaan tasapainotilan saavuttamiseen ja δ13C: n suurenemiseen valtameren sekakerroksessa suhteessa ilmakehään pCO2: n ollessa matalalla. Viimeaikaiset mallisimulaatiot osoittivat, että kiihtynyt tasapainotus kohonneessa ilmakehän pCO2: ssa vähentää isotooppista epätasapainoa, johtaa alempaan ylämeren δ13C: hen ja siten pienentää pinta-ja syvänmeren massojen δ13C: n välistä gradienttia 50. Näin ollen pystysuora δ13C-gradientti meressä osoittaa loivempaa kaltevuutta korkealla ilmakehän pCO2: lla ja jyrkkenee pCO2: n laskeuduttua.

planktisen ja pohjaisen δ13C: n välisen gradientin jyrkkeneminen ~7 Ma: n jälkeen kohdassa 1146, jolloin myös sekakerroksen lämpötila laski (Kuva. 3a, b), viittaa siihen, että pCO2: n tasot laskivat ja saavuttivat lopulta tason, joka mahdollisti ohimenevät pohjoisen pallonpuoliskon jäätiköt 6,0-5,5 Ma: n välillä. Tämä jyrkempi gradientti merkitsee myös pidempää aikaväliä, jolloin merien tuottavuus ja biogeenisten komponenttien kertymisnopeus ovat merkittävästi parantuneet (”biogeeninen bloom”, joka on alun perin kuvattu ref. 51) lukuisissa paikoissa Tyynellämerellä, Intian valtamerellä ja Atlantin valtamerellä (esim. 52 ja viittaukset siihen). Päiväntasaajan itäisellä Tyynellämerellä opaali-ja karbonaattilaskeuma saavutti enimmillään 7,0-6,4 Ma biogeenisen kukinnan huippu46. Näin ollen todennäköinen skenaario on, että muutokset ravinteiden saannissa ja/tai kulkureiteissä kiihdyttivät meren tuottavuutta ~7 Ma: n jälkeen. Päiväntasaajan jyrkkeneminen napaan lämpötilagradientti liittyy globaaliin jäähdytykseen jälkeen ~7 Ma (kuva. 3a, b; viite 2) edisti Hadley – ja Walker-kierron voimistumista, millä on vaikutuksia Tuulen ohjaamaan liikkeeseen ja sademääriin (esim. 53). Tuulten voimistuminen on puolestaan saattanut edistää nousukiitoa ja meren lannoitusta, mikä on auttanut ajamaan voimakkaita biogeenisiä kukintoja läpi Tyynen valtameren, mikä on lisännyt hiilen varastointia ja vähentänyt pCO2: ta meressä positiivisessa takaisinkytkennässä.

edellinen työ osoitti, että LMCIS: n Amplitudi vaihtelee valtamerialtaissa (esim. 54). Erityisesti benthic δ13C-profiilien vertailu osoittaa, että Tyynenmeren ja Atlantin valtameren välinen gradientti voimistui lmcis: n loppuvaiheessa (Kuva. 6b; viite 54). Jyrkempää basinaalien välistä gradienttia ~7 Ma: n jälkeen ei voida selittää Pohjois-Atlantin syväveden lisääntyneellä tuotannolla ja etelään suuntautuvalla kulkeutumisella, koska tämä suhteellisen lämmin ja/tai raikas (kevyempi δ18O) ja 13C-rikasteinen vesimassa eivät näytä levinneen Etelä-Atlantille ja eteläiselle valtamerelle, johon vaikuttivat kylmemmät, tiheämmät (raskaampi δ18O) ja δ13C-köyhdytetyt vesimassat myöhäisen Mioseenin aikana (Kuva. 6a, b; viite 54). Vaihtoehtoisesti jyrkempi basinaalien välinen δ13C-gradientti ~7 Ma: n jälkeen voi johtua lisääntyneestä ravinnerikkaiden vesien viennistä matalammalla esimuodolla δ13C eteläiseltä valtamereltä Tyyneen Valtamereen (esim. 54) ja / tai tehostamaan primäärituottavuutta ja ravinteiden uusiutumista matalan leveysasteen Tyynellämerellä.

myöhäisen Mioseenin baseenien välisten δ18O-ja δ13C-kaltevuuksien Vertailu. δ13C: n pystysuora jakauma maailman valtamerissä myöhäisen Mioseenin δ13C: n siirtymisen jälkeen. Keskimääräiset arvot väliltä 7-5 Ma Tyynenmeren, Atlantin, Intian ja eteläisten valtamerten keskeisille kohteille, jotka on koottu refs: stä. 22,54,55,76, NADW: Pohjois-Atlantin Syvävesi, PCW: Tyynenmeren Keskivesi. b myöhäinen Mioseenien kehitys basinaalien välillä δ18O ja δ13C gradientit: Tyynenmeren ODP-alueiden 1146 ja Atlantin ODP-alueiden 926 ja 99922,23 sekä Päiväntasaajan Tyynenmeren JODP-alueiden U133855 vertailu intervallilla 9-5 Ma. Stabiilit isotooppitiedot kohteista 926 ja 999 on piirretty alun perin julkaistuihin ikämalleihin. Aikavälillä 8, 2–7, 5 Ma sivuston u1338 ikämalli muutettiin Site 1146: n mukaiseksi virittämällä δ13C-tietueet. Lila varjostus merkitsee globaalia δ13C: n laskua samaan aikaan planktisen δ18O: n kasvun ja korkean amplitudin kaltevuusmodulaation kanssa bentisen δ18O: n kanssa. sininen varjostus merkitsee globaalin δ13C: n laskun viimeistä vaihetta. Vaalean oranssi varjostus merkitsee ilmaston lämpenemistä 5,5 Ma: n jälkeen. Sileä käyrä B: ssä käyttäen paikallisesti painotettua pienimmän neliösumman (Lowess) menetelmää

pohjaprofiilien δ13C Vertailu kohteesta U1338 abyssaalisella Päiväntasaajan Tyynellämerellä 55 ja matalammasta kohdasta 1146 subtrooppisella Tyynellämerellä (Kuva. 6b) osoittaa, että Tyynenmeren vesimassojen koostumus muuttui 7,2 Ma: n jälkeen. Δ13C-tietueiden konvergenssi 7,2 Ma: n jälkeen osoittaa δ13C: n ehtyneen Keski-Tyynenmeren syvänmeren massan laajenemisen matalampaan syvyyteen biogeenisen kukinnan huippukauden aikana. Jos taustalla on ennen kaikkea lisääntynyt tuottavuus ja ravinteiden uusiutuminen Tyynellämerellä ja Intian valtamerellä, 12C-rikasteisen syvän vesimassan laajeneminen 7,2 Ma: n jälkeen merkitsee myös lisääntynyttä hiilen varastointia syvässä Tyynessämeressä. Biologisen pumpun globaali hyötysuhde kuvastaa korkean ja matalan leveysasteen alueiden välistä tasapainoa, jolla on erilainen sekvestrointitehokkuus56. Näin ollen parempi tuottavuus ja orgaanisen aineksen vienti trooppisella ja subtrooppisella valtamerellä voivat lisätä maailmanlaajuista sidontatehokkuutta ja alentaa ilmakehän pCO2: ta, vaikka syvän veden muodostuminen tapahtuisi korkeilla leveysasteilla tehottomalla biologisella pumpulla.

Integroidut bentiset isotooppitiedot kohteessa 1146 tarjoavat ensimmäisen jatkuvan, erittäin selvennetyn aikasarjan yhdestä paikasta, joka ulottuu viimeiselle 16,4 Myr: n jaksolle (Kuva. 7 a). Nämä pidennetyt tietueet seuraavat siirtymistä lämpimämmästä Keski-Mioseenin ilmastovaiheesta, jossa Etelämantereen jääpeite on pienentynyt ja erittäin dynaaminen (~14 Ma asti), yhä kylmempään tilaan, jossa jääpeitteet ovat pysyvämpiä ja vakaampia myöhään Mioseeni17. Näiden tietueiden avulla voimme myös arvioida säteilypakotteen ja benthiseen δ18O-signaaliin painetun meren/ilmaston vasteen välistä pitkäaikaista suhdetta. Esimerkiksi 41 kyr: n kallistuskierto on erityisen merkittävä bentisessä δ18O-sarjassa 7,7-7,2 Ma (kuva. 2c), aikana konfiguraatio Maan kiertoradalla, kun korkean amplitudin vaihtelu vinouden on congruent erittäin alhainen amplitudin vaihtelu lyhyen eksentrisyys (täydentäviä viikunoita. 3, 4A, E). Puhkeamista ~80 kyr pitkä positiivinen retki benthic δ18O keskitetty 7.2 Ma erityisesti sama minimit vinouden (41 kyr) ja eksentrisyys (100 kyr, 400 kyr, ja 2.4 Myr amplitudimodulaatio) (Kuva. 7b; täydentävä Kuva. 3). Vinouden ja eksentrisyyden minimeissä matalampi kesäinen insolaatio korkeilla leveysasteilla estää lumen ja jään sulamisen. Tämä ilmastollisten pakottavien tekijöiden yhtyminen todennäköisesti edisti korkeilla leveysasteilla jatkuvaa kylmää vaihetta, joka kesti kahden peräkkäisen vinouden jakson ajan, mikä johti pitkittyneeseen bentiseen δ18O positiiviseen ekskouraan. Uusittu korkean amplitudin vaihtelu eksentrisyydessä ja prekessiossa sekä suurin amplitudin vaihtelu vinoudessa luultavasti ajoivat peräkkäiset levypallot välille 7,2-7,0 Ma.

Keski-ja myöhäismioseenin ilmaston jäähdytysvaiheet sattuvat samaan aikaan maan kiertoradan epätavallisen kongruenssin kanssa. Mioseenista Pleistoseeniin (16-0 Ma) bentiset δ18O-ja δ13C-tietueet ODP-paikasta 1146, koostettu refs: stä. 15,16,17,18 ja tämä työ. Siniset nuolet merkitsevät jäätikön laajenemisen/syvän veden jäähdytyksen päävaiheita; 3 pt sileä: 3 pt liukuva keskiarvo. Lila varjostus merkitsee globaalia δ13C: n laskua samaan aikaan planktisen δ18O: n kasvun ja bentisen δ18O: n korkean amplitudin kaltevuusmodulaation kanssa. Sininen varjostus merkitsee globaalin δ13C: n laskun viimeistä vaihetta. Vaalean oranssi varjostus merkitsee ilmaston lämpenemistä 5,5 Ma: n jälkeen. B Vertailu benthic (C. wuellerstorfi ja/tai C. mundulus) δ18O ODP Site 1146 (15,16,17 ja tämä teos) kanssa orbital parametrit (eksentrisyys ja vinouden viite. 21) paljastaa samanlainen sarja ilmastollisia tapahtumia aikana kolme Mioseeni jäähdytys jaksot silmiinpistävän samanlainen tausta kiertoradan kokoonpano. Sininen varjostus merkitsee jäähdytys jaksot jälkeen pitkän ajan korkean amplitudin vaihtelua vinouden congruent Alhainen vaihtelu lyhyen eksentrisyys (harmaa varjostus). Vaalean oranssi varjostus merkitsee ohimeneviä lämpenemisjaksoja, jotka sattuivat samaan aikaan suuren amplitudin vaihtelun kanssa lyhyellä eksentrisyydellä

tämä ilmastollisten tapahtumien sarja sekä niiden taustaympyräkonfiguraatio olivat silmiinpistävän samanlaisia kahden edellisen Mioseenin jäähdytysjakson aikana: keskimmäisen Mioseenin ilmastomurroksen ollessa ~13.9 Ma, joka johti Itä-Antarktiksen mannerjäätikön suureen laajenemiseen ja mioseenin vähemmän voimakkaaseen myöhäiseen jäähtymisvaiheeseen ~9,0 Ma (kuva. 7b). Kaikissa kolmessa tapauksessa, 41 kyr sykli aluksi erottuu benthic δ18O-signaalin aikana pitkän ajanjakson korkean amplitudin vaihtelua vinouden, congruent with low variability in short eccentricity. Huomattava rikastuminen benthic δ18O (0,2-0,3‰), joka osoittaa jään kasvua ja/tai syvän veden jäähtymistä tämän jakson loppupuolella, osuu samaan aikaan, kun eksentrisyys on pitkään minimissä, joka kestää ~100-200 kyriä. Myöhemmät levypallot huipputason insolaatiossa, jotka liittyvät eksentrisyyden kadenssin muutoksiin (400-100 kyrin vaihtelusta), osoittavat ohimeneviä jäätikön hajoamisia ja syvän veden lämpenemistä. Tämä epätavallinen kiertoradan Kongruenssi näyttää suotuisalta pohjoisen ja eteläisen pallonpuoliskon laantumiselle korkeilla leveysasteilla, vaikka reunaehdot erosivat huomattavasti näiden kolmen ilmastonmuutosjakson aikana. Keskimmäinen Mioseenin jäähtymisvaihe tapahtui huomattavasti lämpimämmässä ilmastovaiheessa, jolle on ominaista huomattavasti kevyempi keskibentsyymi δ18O (Kuva. 7 A, b). Tähän aikaan Etelämantereen yllä ollut suppeampi jääpeite oli todennäköisesti dynaamisempi ja reagoi hyvin eteläisen pallonpuoliskon kesäsolmaatioon57,58, vastakohtana myöhäisen Mioseenin aikaiselle laajemmalle Etelämantereen mannerjäätikölle. Tämä pitkän aikavälin näkökulma havainnollistaa valtameri-ilmastojärjestelmän epälineaarista reagointia kiertoratapakotteisiin ja sisäisten takaisinkytkentäprosessien roolia, mukaan lukien jäätikön hystereesi, latitudin lämpötilagradientit, valtamerten kierto ja hiilidioksidin vaihto maanpäällisten, ilmakehän ja valtamerten altaiden välillä.

Mioseenin aikaisen CO2-pakotteen epävarmuus on edelleen suuri haaste lämpimämpien ilmastotilojen ominaisuuksien ja dynamiikan määrittelyssä. Vaikka nykyiset pCO2-rekonstruktiot eivät osoita merkittävää muutosta myöhäisen Mioseenin aikana, ja tasot pysyttelevät lähellä esiteollista tasoa tai hieman sen yläpuolella, epävarmuustekijät ovat yli 200 ppm (KS.kokoelmat viiteasiakirjoissa. 9,59,60) esteenä on arvioida vaihtelua ja herkkyyttä CO2-pakotteelle kriittisellä esiteollisella alueella nykyaikaiseen. Testatakseen tuotosten herkkyyttä pCO2-epävarmuustekijöille jotkut myöhäisen Mioseenin ilmaston simulaatiot, joissa käytetään kytkettyjä ilmakehä-valtameri-kiertomalleja, ovat soveltaneet ilmakehän pCO2-pitoisuuksia esiteollisella alueella (~280 ppm) sekä enemmän kohonneita 400-450 ppm-tasoja (esim.refs. 60,61). Nämä tutkimukset osoittivat suuria muutoksia kasvillisuuden jakaumassa60 ja merijään peite61 pohjoisella pallonpuoliskolla näissä eri pCO2-valtioissa. Erityisesti metsäalueet pienenivät ja Euraasian ja Pohjois-Amerikan maa-alueiden albedo kasvoi alemmassa pCO2: ssa, koska ilman keskilämpötila oli huomattavasti alhaisempi (4-10 °C) ja sademäärät vähenivät boreaalisena talvena60. Havainnot ovat yhtäpitäviä aiemman mallinnustutkimuksen 62 kanssa, jonka mukaan kasvillisuusmuutokset olivat paleogeografiaa tärkeämpiä myöhäisen Mioseenin ilmaston määrittämisessä. Simuloidut SST: n ja merijään keskimääräiset pitoisuudet arktisella Valtamerellä61 osoittivat myös, että alue on erittäin herkkä pCO2: n suhteellisen pienille muutoksille, sillä Keski-Jäämerellä vallitsee ympärivuotinen merijääpeite esiteollisella tasolla, kun taas kesäolosuhteet ovat jäättömät 450 ppm: n pitoisuuksilla.tämä ero vuodenaikojen jääpeitteessä on kriittinen, koska se merkitsee hyvin erilaisia takaisinkytkentöjä albedon ja lämmönvaihdon suhteen, millä on kauaskantoisia vaikutuksia maailmanlaajuiseen ilmastoon61. Viimeaikaiset Plioseenilämmön mallisimulaatiot korostivat lisäksi pilven albedoon ja meren sekoittumiseen liittyvien palautteiden merkitystä ajettaessa meridionaalisten ja vyöhykkeisten lämpötilagradienttien muutoksia huolimatta suhteellisen vaatimattomista muutoksista pco263, 64,65,66: ssa.

tämän tutkimuksen tiedot tukevat sitä, että subtrooppisen ilmaston viileneminen ja Kaakkois-Aasian talvimonsuunin voimistuminen ~7 Ma: n jälkeen olivat synkronisia laskevan pCO2: n (Figs. 3a ja 4b)maailmanlaajuisissa meridionaalisissa lämpögradienteissä2. Spekuloimme, että tämä myöhäinen mioseenin ilmaston muutos liittyi suhteellisen pieneen pCO2: n vähenemiseen, jota vahvisti positiivisten palautteiden Konjunktio. Pohjoisen pallonpuoliskon merijääpeitteen ja kasvillisuuden vaihtelut yhdessä valtameri-ilmakehän kiertokulun muutosten kanssa vaikuttivat todennäköisesti osaltaan myöhäisen Mioseenin ilmastoon, kuten viimeaikaiset mallinnussimulaatiot myöhäiseltä mioseenikaudelta 60,61,62 osoittavat. Valtameri–ilmasto-järjestelmän dynaaminen käyttäytyminen 9-5 Ma: n välillä viittaa tiiviiseen kytkökseen hiilikierron vaihteluiden ja matalan leveysasteen ilmaston evoluution välillä. Erityisesti tuloksemme osoittavat, että muutokset Etelämantereen jään määrässä eivät olleet pääasiallinen syy myöhäiseen Mioseenin ilmastokehitykseen ja että matalien leveysasteiden prosessit, mukaan lukien monsooniset tuulipakot ylämeren kiertoon ja tuottavuuteen, vaikuttivat voimakkaasti ilmaston ja hiilen kierron dynamiikkaan. Alku kylmempi ilmasto-olosuhteet ~7 Ma aikana viimeisen vaiheen lmcis samaan aikaan tehostuminen Aasian talvi monsuuni ja vahvistaminen Tyynenmeren biologisen pumpun, joka jatkui ~5.5 Ma. Tämä viittaa siihen, että globaalin hiilen kiertokulun muutoksiin liittyi maanpäällisen hiilen siirtymistä viilenevässä, kuivuvassa ilmastossa sekä syvänmeren hiilivarastokapasiteetin ja sedimenttisen hiilinielun vaihteluita. Lyhytaikaiset pohjoisen pallonpuoliskon jäätiköt välillä 6,0 – 5,5 Ma osoittavat lisäksi, että ilmakehän pCO2-tasot leijuivat lähellä pohjoisen pallonpuoliskon jäätikön kasvun edellyttämää kynnystä ja saavuttivat sen silloin tällöin.