Les signaux δ18O planctiques et benthiques du site 1146 diffèrent nettement dans leurs tendances à long et à court terme entre 9 et 5 Ma, ce qui indique un découplage de l’hydrologie régionale et de l’évolution de la calotte glaciaire antarctique, qui a formé la principale composante de la cryosphère au Miocène moyen et à la fin (par exemple, refs. 35,36). Les reconstructions de la température des couches mixtes et de l’eau de mer δ18O au site 1146 confirment en outre que des changements importants de l’hydroclimat de l’Asie du Sud-Est se sont produits après ~ 8 Ma, qui se sont accélérés à ~ 7 Ma, mais ne semblent pas étroitement liés aux tendances du climat des hautes latitudes de l’hémisphère Sud (δ18O benthique).

Entre 7,1 et 6,9 Ma, les températures de la haute mer au site 1146 documentent un refroidissement soutenu (~2 °C de refroidissement moyen), qui a persisté jusqu’à ~5,7 Ma (Fig. 3b et 4a). Ce refroidissement a été associé à une augmentation à long terme de la variabilité moyenne et d’amplitude de l’eau de mer δ18O (Note supplémentaire 3; Fig. 9A, C), comme l’indique une étude antérieure à basse résolution34. Ces tendances signalent un changement de la quantité et/ou de la composition δ18O des précipitations et du ruissellement, probablement associé à des changements dans la provenance et/ou la saisonnalité des précipitations vers une saisonnalité plus prononcée de la mousson et une saisonnalité plus contrôlée de l’eau de pluie δ18O (c.-à-d. une précipitation hivernale appauvrie δ18o37). Nous attribuons ces changements hydrologiques dans le nord de la mer de Chine Méridionale après environ 7 Ma au refroidissement et à l’assèchement de la masse continentale asiatique et à un déplacement connexe vers le sud de la position estivale moyenne de la Zone de convergence Intertropicale (ZTI), entraînant une diminution de l’influence de la convection tropicale et une intensification de la mousson d’hiver sèche sur l’Asie du Sud-Est. Le séchage et le refroidissement sur le continent asiatique à ~ 7 Ma sont étayés par des données indépendantes, notamment des taux accrus d’accumulation de poussières dans le nord de la Chine38, un changement de végétation dans le centre de la Chine39 et une augmentation de la taille moyenne des grains de la fraction de sédiments terrigènes au site 1146 40. De plus, la prédominance d’un groupe de mollusques préférant les conditions arides froides dans les couches de lœss et de paléosol du centre de la Chine entre 7,1 et 5,5 Ma indique un régime de mousson hivernal dominant sur cette période41.

Contrairement à ces changements hydrologiques majeurs dans l’hémisphère Nord, δ18O benthique moyen ne suggère qu’une expansion glaciaire relativement modeste et progressive de la calotte glaciaire antarctique et/ou un refroidissement en eau profonde à ~ 7 Ma (Fig. 2c et 4f). Cependant, l’intensification de la mousson hivernale d’Asie du Sud-Est après ~ 7 Ma a été associée à une tendance à long terme vers des maxima δ18O benthiques plus lourds, qui ont culminé avec les maxima les plus intenses (TG22, 20, 14 et 12 entre 5,8 et 5,5 Ma) dans tout le Miocène supérieur, avant de s’inverser au début du Pliocène (Fig. 2c et 5f). Au cours de ces événements extrêmes, δ18O benthique a oscillé près de 3 ‰ (augmentation de ~ 0,4–0,6 ‰), ce qui se situe dans la gamme des valeurs du Pliocène supérieur et des valeurs intermédiaires entre les niveaux culminants de l’Holocène et des glaciers au même localisation18. Une étude précédente42 a lié ces maxima δ18O intenses à des épisodes d’augmentation du volume de glace en Antarctique. Cependant, les enregistrements du site 1146 montrent que les maxima δ18O benthiques (TG22, 20, 14, 12, 4 et T8) coïncident avec les maxima δ18O planctiques compris entre 6,0 et 5.0 Ma, indiquant des variations concomitantes des eaux profondes δ18O et de l’hydrologie régionale, étroitement liées aux variations climatiques extra-tropicales de l’hémisphère Nord (Fig. 5e, f). Les températures des couches mixtes montrent en outre de fortes baisses simultanées de 2 à 3 °C pendant ces événements (Fig. 5a), ce qui implique un refroidissement massif de l’hémisphère Nord jusqu’aux latitudes subtropicales. La présence de débris de radeaux de glace dans les carottes de sédiments du Pacifique Nord43 et de l’Atlantique Nord44 indique en outre des accumulations de glace dans l’hémisphère Nord entre 6 et 5 Ma. L’expansion de la glace de mer arctique pendant ces périodes de froid intense aurait augmenté le retour d’albédo positif, amplifiant le refroidissement et favorisant la croissance de la glace. Ensemble, ces sources de données soutiennent le développement de calottes glaciaires éphémères de l’hémisphère Nord (p. ex. Groenland, Alaska, Labrador) entre 6,0 et 5,5 Ma qui étaient très sensibles au forçage à l’insolation.

Les enregistrements du Site 1146 révèlent en outre que le refroidissement du climat et l’intensification de la mousson hivernale à ~7 Ma ont coïncidé avec la phase finale d’une déclinaison δ13C benthique et planctique globale à long terme27,28 (LMCIS, Fig. 2a et 4c, d). Ce changement majeur de ~ 1‰, qui a commencé près de 7,8 Ma, a été interprété comme une diminution globale du δ13C du pool de carbone inorganique dissous, bien que ses causes restent débattues (par exemple, refs. 22,45,46). Une opinion de longue date parmi les hypothèses contestées est que cette diminution globale de δ13C était liée à l’étalement du Miocène supérieur des prairies en C4, qui sont mieux adaptées à un faible taux de pCO2 et à une réduction des précipitations saisonnières. Cette expansion à grande échelle aurait entraîné un transfert du 13C du réservoir de carbone marin vers le réservoir de carbone terrestriel47,48,49. Une diminution de la pCO2 atmosphérique, liée, par exemple, aux changements à long terme des inventaires de carbone océaniques et/ ou terrestres, pourrait expliquer le refroidissement du climat après ~ 7 Ma associé à la migration vers l’équateur de l’ITCZ et à la contraction du WPWP.

Le gradient entre δ13C benthique et δ13C planctique fournit en outre des informations sur les changements de la pCO2 atmosphérique, car il est influencé par deux facteurs principaux: l’efficacité de la séquestration de la pompe biologique et les processus d’équilibrage entre l’océan supérieur et l’atmosphère (Note supplémentaire 4; Fig. 10). Le temps d’équilibrage de δ13C dans la couche de surface mixte de l’océan présente une corrélation linéaire avec le rapport carbone inorganique dissous sur pCO2, ce qui conduit à une équilibrage lente et à une élévation de δ13C dans la couche mixte de l’océan par rapport à l’atmosphère sous faible pCO2. Des simulations de modèles récents ont montré que l’équilibration accélérée sous une élévation de la pCO2 atmosphérique diminue le déséquilibre isotopique, conduit à un δ13C inférieur de l’océan supérieur et, par conséquent, diminue le gradient entre le δ13C des masses d’eau de surface et d’eau profonde50. Par conséquent, le gradient vertical δ13C dans l’océan présente une pente plus douce sous une forte pCO2 atmosphérique et s’accentue pendant les intervalles de baisse de pCO2.

Accentuation du gradient entre δ13C planctique et benthique après ~7 Ma au site 1146, lorsque les températures des couches mixtes ont également diminué (Fig. 3a, b), suggère que les niveaux de pCO2 ont diminué, atteignant éventuellement des niveaux qui ont permis la formation de calottes glaciaires transitoires dans l’hémisphère Nord entre 6,0 et 5,5 Ma. Ce gradient plus raide dénote également un intervalle prolongé de productivité marine considérablement améliorée et de taux d’accumulation de composants biogènes (« bloom biogénique” décrit à l’origine en réf. 51) à de nombreux endroits dans les océans Pacifique, Indien et Atlantique (p. ex., réf. 52 et références y figurant). Dans l’océan Pacifique équatorial oriental, les dépôts d’opale et de carbonate ont atteint un maximum compris entre 7,0 et 6,4 Ma pendant le pic de floraison biogénique dans la région46. Ainsi, un scénario plausible est que les changements dans l’apport en nutriments et / ou les voies stimulent la productivité marine après environ 7 Ma. Raidissement du gradient de température de l’équateur au pôle associé à un refroidissement global après ~7 Ma (Fig. 3a, b; réf. 2) a favorisé l’intensification de la circulation de Hadley et de Walker avec des répercussions sur la circulation et les régimes de précipitations entraînés par le vent (par exemple, réf. 53). Le renforcement des vents a peut-être à son tour favorisé les remontées d’eau et la fertilisation des océans, contribuant à générer d’intenses floraisons biogéniques dans l’océan Pacifique, ce qui a amélioré le stockage du carbone et diminué le pCO2 dans l’océan dans une boucle de rétroaction positive.

Des travaux antérieurs ont montré que l’amplitude des LMCIS diffère dans les bassins océaniques (par exemple, réf. 54). En particulier, une comparaison des profils benthiques δ13C indique que le gradient entre les océans Pacifique et Atlantique s’est intensifié au cours de la phase finale du LMCIS (Fig. 6b; réf. 54). Le gradient interbasinal plus raide après ~ 7 Ma ne peut s’expliquer par une production accrue et une advection vers le sud des eaux profondes de l’Atlantique Nord, car cette masse d’eau relativement chaude et /ou fraîche (δ18O plus légère) et enrichie en 13C ne semble pas s’être propagée dans l’Atlantique Sud et l’Océan Austral, qui sont restés influencés par des masses d’eau plus froides, plus denses (δ18O plus lourde) et δ13C appauvries jusqu’au Miocène supérieur (Fig. 6a, b; réf. 54). Alternativement, le gradient δ13C interbasien plus raide après ~ 7 Ma peut être entraîné par une exportation accrue d’eaux enrichies en nutriments avec un δ13C préformé plus faible de l’océan Austral vers l’océan Pacifique (par exemple, réf. 54) et/ou pour améliorer la productivité primaire et la régénération des nutriments dans l’océan Pacifique à basse latitude.

Comparaison des gradients benthiques interbasiques du Miocène supérieur δ18O et δ13C. une distribution verticale de δ13C dans les océans du monde après le décalage δ13C du Miocène supérieur. Valeurs moyennes sur l’intervalle 7-5 Ma pour les sites clés dans les océans Pacifique, Atlantique, Indien et Austral compilées à partir des ref. 22,54,55,76, NADW: Eaux profondes de l’Atlantique Nord, PCW: Eaux Centrales du Pacifique. b Évolution du Miocène supérieur des gradients benthiques inter-basinaux δ18O et δ13C : comparaison du site ODP du Pacifique 1146 et des sites ODP de l’Atlantique 926 et 99922,23 et du Site IODP du Pacifique équatorial U133855 sur l’intervalle 9-5 Ma. Les données sur les isotopes stables des sites 926 et 999 sont tracées sur des modèles d’âge initialement publiés. Sur l’intervalle de 8,2 à 7,5 Ma, le modèle d’âge du Site U1338 a été ajusté à celui du site 1146 en ajustant les enregistrements δ13C. L’ombrage lilas marque le déclin global de δ13C coïncidant avec l’augmentation planctique de δ18O et la modulation d’obliquité de grande amplitude de δ18O benthique. L’ombrage bleu marque l’étape finale du déclin global de δ13C. L’ombrage orange clair marque le réchauffement climatique après 5,5 Ma. Courbe lisse en b ajustée en utilisant la méthode de l’erreur la moins carrée pondérée localement (Lowess)

Comparaison des profils δ13C benthiques du Site U1338 dans l’océan Pacifique équatorial abyssal55 et du Site 1146 moins profond dans l’océan Pacifique subtropical nord-ouest (Fig. 6b) montre que la composition des masses d’eau du Pacifique a changé après 7,2 Ma. La convergence des enregistrements δ13C après 7,2 Ma indique une expansion d’une masse d’eau profonde appauvrie en δ13C du Pacifique central dans des profondeurs moins profondes pendant le pic de la floraison biogénique. S’il est principalement motivé par une productivité accrue et une régénération des nutriments dans les océans Pacifique et Indien, l’expansion d’une masse d’eau profonde enrichie en 12C après 7,2 Ma implique également un stockage accru du carbone dans l’océan Pacifique profond. L’efficacité globale de la pompe biologique reflète un équilibre entre les régions de haute et de basse latitude avec une efficacité de séquestration différente56. Ainsi, une productivité accrue et l’exportation de matière organique dans l’océan tropical et subtropical peuvent augmenter l’efficacité de la séquestration mondiale et réduire la pCO2 atmosphérique, même lorsque la formation d’eau profonde se produit dans les zones de haute latitude avec une pompe biologique inefficace.

Les données sur les isotopes benthiques intégrés au site 1146 fournissent la première série chronologique continue et hautement résolue à partir d’un seul site qui couvre les 16,4 derniers Myr (Fig. 7 bis). Ces enregistrements prolongés suivent la transition d’une phase climatique plus chaude du Miocène moyen avec une couverture de glace antarctique réduite et très dynamique (jusqu’à ~ 14 Ma) à un mode de plus en plus froid avec des calottes glaciaires plus permanentes et stables à la fin du Miocène 17. Ces enregistrements nous permettent en outre d’évaluer la relation à long terme entre le forçage radiatif et la réponse de l’océan / climat qui est imprimée sur le signal benthique δ18O. Par exemple, le cycle d’obliquité de 41 kyr est particulièrement important dans la série benthique δ18O entre 7,7 et 7,2 Ma (Fig. 2c), lors d’une configuration de l’orbite terrestre, lorsque la variabilité d’obliquité de forte amplitude est congruente avec une variabilité d’amplitude extrêmement faible d’excentricité courte (Figs supplémentaires. 3, 4 BIS, E). Le début de la longue excursion positive de ~80 kyr en δ18O benthique centré à 7,2 Ma coïncide notamment avec des minima d’obliquité (41 kyr) et d’excentricité (modulation d’amplitude de 100 kyr, 400 kyr et 2,4 Myr) (Fig. 7b; Fig. supplémentaire. 3). Aux minima d’obliquité et d’excentricité, une insolation estivale plus faible aux hautes latitudes inhibe la fonte de la neige et de la glace. Cette conjonction de facteurs de forçage climatique a probablement favorisé une phase froide soutenue dans les hautes latitudes qui a duré deux cycles d’obliquité consécutifs, entraînant une excursion positive δ18O benthique prolongée. Les variations renouvelées d’excentricité et de précession de grande amplitude ainsi que la variabilité maximale d’amplitude de l’obliquité ont probablement conduit les rebonds successifs entre 7,2 et 7,0 Ma.

Les étapes de refroidissement du climat du Miocène moyen à supérieur coïncident avec une congruence inhabituelle de l’orbite terrestre. enregistrements benthiques δ18O et δ13C du Miocène au Pléistocène (16-0 Ma) du site ODP 1146, compilés à partir de refs. 15,16,17,18 et ce travail. Les flèches bleues marquent les principales phases d’expansion glaciaire / refroidissement en eau profonde; 3 pt lisse: moyenne mobile de 3 pt. L’ombrage lilas marque le déclin global de δ13C coïncidant avec l’augmentation planctique de δ18O et la modulation d’obliquité de grande amplitude de δ18O benthique. L’ombrage bleu marque l’étape finale du déclin global de δ13C. L’ombrage orange clair marque le réchauffement climatique après 5,5 Ma. b Comparaison du benthique (C. wuellerstorfi et/ou C. mundulus) δ18O du site ODP 1146 (15,16,17 et ce travail) avec les paramètres orbitaux (excentricité et obliquité de réf. 21) révèle une séquence similaire d’événements climatiques au cours de trois épisodes de refroidissement du Miocène avec une configuration orbitale de fond étonnamment similaire. L’ombrage bleu marque les épisodes de refroidissement suivant une période prolongée de variabilité d’obliquité de grande amplitude congruente avec une faible variabilité d’excentricité courte (ombrage gris). Des ombrages orange clair marquent des épisodes de réchauffement transitoire coïncidant avec une variabilité d’amplitude élevée dans une excentricité courte

Cette séquence d’événements climatiques, ainsi que leur configuration orbitale de fond, étaient remarquablement similaires lors de deux épisodes de refroidissement du Miocène précédent: la transition climatique du Miocène moyen à ~ 13.9 Ma, ce qui a entraîné une expansion majeure de la calotte glaciaire de l’Antarctique oriental et l’étape de refroidissement moins prononcée du Miocène supérieur à ~ 9,0 Ma (Fig. 7b). Dans les trois cas, le cycle de 41 kyr se distingue initialement dans le signal benthique δ18O pendant une période prolongée de variabilité d’obliquité de grande amplitude, congruente avec une faible variabilité d’excentricité courte. Un enrichissement marqué en δ18O benthique (0,2-0,3‰), indiquant une croissance de la glace et/ou un refroidissement en eau profonde vers la fin de cet intervalle, coïncide avec des minima d’excentricité prolongés, d’une durée de ~ 100-200 kyr. Les rebonds ultérieurs à l’insolation maximale, liés aux changements de cadence d’excentricité (variabilité de 400 à 100 kyr), indiquent des épisodes de désintégration transitoire de la calotte glaciaire et de réchauffement des eaux profondes. Cette congruence orbitale inhabituelle semble propice au refroidissement à haute latitude dans les hémisphères Nord et Sud, bien que les conditions aux limites diffèrent nettement pendant ces trois intervalles de changement climatique. L’étape de refroidissement du Miocène moyen s’est produite dans une phase climatique beaucoup plus chaude, caractérisée par δ18O benthique moyen sensiblement plus léger (Fig. 7 bis, b). À cette époque, la couverture de glace moins étendue au-dessus de l’Antarctique était probablement plus dynamique et très sensible à l’ensoleillement estival de l’hémisphère sud57,58, contrairement à la calotte glaciaire antarctique plus étendue à la fin du Miocène. Cette perspective à long terme illustre la réponse non linéaire du système océanique / climatique au forçage orbital et le rôle des processus de rétroaction internes, y compris l’hystérésis de la calotte glaciaire, les gradients de température latitudinaux, la circulation océanique et l’échange de CO2 entre les réservoirs terrestres, atmosphériques et océaniques.

L’incertitude du forçage du CO2 au cours du Miocène reste sans doute un défi majeur pour définir les caractéristiques et la dynamique des états climatiques plus chauds. Bien que les reconstructions actuelles de pCO2 ne montrent aucun changement significatif au cours du Miocène supérieur, les niveaux restant proches ou légèrement supérieurs aux niveaux préindustriels, les incertitudes dépassant 200 p.p.m. (voir compilations dans refs. 9,59,60) empêchent l’évaluation de la variabilité et de la sensibilité au forçage du CO2 dans la gamme critique préindustrielle à moderne. Pour tester la sensibilité des sorties aux incertitudes liées au pCO2, certaines simulations du climat du Miocène supérieur utilisant des modèles couplés de circulation atmosphère–océan ont appliqué des concentrations atmosphériques de pCO2 dans la gamme préindustrielle (~ 280 p.p.m.), ainsi que des niveaux plus élevés de 400-450 p.p.m. (par exemple, refs. 60,61). Ces études ont révélé des changements majeurs dans la répartition de la végétation60 et la couverture de glace de mer61 dans l’hémisphère Nord sous ces différents états de pCO2. En particulier, les zones forestières ont diminué et l’albédo des masses terrestres eurasiennes et nord-américaines a augmenté sous un pCO2 inférieur, en raison de la température moyenne de l’air nettement plus basse (de 4 à 10 °C) et de la réduction des précipitations pendant l’hiver boréal60. Ces résultats sont en accord avec une étude de modélisation précédente62, qui a révélé que les changements de végétation étaient plus importants que la paléogéographie pour déterminer le climat du Miocène supérieur. La simulation des concentrations moyennes de SST estivales et de glace de mer dans l’océan Arctique61 a également montré que la région est très sensible aux changements relativement faibles de pCO2, car une couverture de glace de mer toute l’année prévaut dans l’océan Arctique central aux niveaux préindustriels, alors que les conditions estivales sont exemptes de glace à des concentrations de 450 p.p.m. Cette différence de couverture de glace saisonnière est critique car elle implique des rétroactions très différentes en termes d’albédo et d’échange de chaleur avec des répercussions profondes sur le climat mondial61. Des simulations de modèles récents de chaleur du Pliocène ont également mis en évidence l’importance des rétroactions associées à l’albédo des nuages et au mélange océanique dans les changements moteurs des gradients de température méridionaux et zonaux, malgré des changements relativement modestes dans pCO263, 64, 65, 66.

Les données de cette étude confirment que le refroidissement du climat subtropical et l’intensification de la mousson hivernale d’Asie du Sud-Est après ~ 7 Ma étaient synchrones avec la diminution du pCO2 (Fig. 3a et 4b) dans un contexte global d’accentuation des gradients thermiques méridiens2. Nous supposons que ce changement climatique de la fin du Miocène a été associé à un déclin relativement faible de pCO2, qui a été amplifié par une conjonction de rétroactions positives. Les variations de la couverture de glace de mer et de la végétation de l’hémisphère Nord, de concert avec les changements de la circulation océan–atmosphère, ont probablement joué un rôle déterminant dans le climat du Miocène tardif, comme l’illustrent les simulations récentes de modélisation du climat du Miocène tardif60,61,62. Le comportement dynamique du système océanique-climatique entre 9 et 5 Ma suggère un couplage étroit entre les variations du cycle du carbone et l’évolution du climat à basse latitude. En particulier, nos résultats montrent que les changements dans le volume des glaces de l’Antarctique n’étaient pas le principal moteur du développement du climat du Miocène supérieur et que les processus à basse latitude, y compris le forçage par les vents de mousson de la circulation et de la productivité des océans supérieurs, avaient une forte influence sur la dynamique du cycle climat-carbone. La création de conditions climatiques plus froides à ~ 7 Ma au cours de la phase finale du LMCIS a coïncidé avec l’intensification de la mousson hivernale asiatique et le renforcement de la pompe biologique de l’océan Pacifique, qui a persisté jusqu’à ~ 5,5 Ma. Cela suggère que les changements dans le cycle mondial du carbone impliquaient le transfert du carbone terrestre dans un climat de refroidissement et de séchage, ainsi que les fluctuations de la capacité de stockage du carbone des océans profonds et du puits de carbone sédimentaire. Les glaciations éphémères de l’hémisphère Nord entre 6,0 et 5,5 Ma indiquent en outre que les niveaux atmosphériques de pCO2 ont oscillé près du seuil nécessaire à la croissance de la calotte glaciaire de l’hémisphère Nord et ont parfois atteint le seuil nécessaire à la croissance de la calotte glaciaire de l’hémisphère Nord au cours de cette période.