Il planktic e bentonici δ18O segnali al Sito 1146 differiscono notevolmente nella loro lunga e tendenze di breve periodo tra il 9 e il 5 Ma, che punta a un disaccoppiamento regionale idrologia e l’evoluzione della calotta di ghiaccio dell’Antartide, che ha costituito la principale componente della criosfera durante la metà e la fine del Miocene (ad esempio, rif. 35,36). Le ricostruzioni della temperatura dello strato misto e dell’acqua di mare δ18O nel sito 1146 supportano inoltre che cambiamenti sostanziali nell’idroclima del sud-est asiatico si sono verificati dopo ~8 Ma, che hanno accelerato a ~7 Ma, ma non sembrano strettamente connessi con le tendenze del clima ad alta latitudine dell’emisfero meridionale (Δ18O bentonico).

Tra 7,1 e 6,9 Ma, le temperature dell’oceano superiore nel Sito 1146 documentano un raffreddamento prolungato (~2 ° C di raffreddamento medio), che persisteva fino a ~5,7 Ma (Fig. 3b e 4a). Questo raffreddamento è stato associato ad un aumento a lungo termine della variabilità media e dell’ampiezza dell’acqua di mare δ18O (Nota complementare 3; Fig. 9A, C), come indicato da un precedente studio a bassa risoluzione34. Queste tendenze segnalano un cambiamento nella quantità e/o nella composizione δ18O delle precipitazioni e del deflusso, probabilmente associato a cambiamenti nella provenienza e/o nella stagionalità delle precipitazioni verso una stagionalità monsonica più pronunciata e una stagionalità più controllata a temperatura dell’acqua piovana δ18O (cioè, δ18O precipitazione invernale esaurita37). Attribuiamo questi cambiamenti idrologici nel Mar Cinese meridionale settentrionale dopo ~7 Ma al raffreddamento e all’essiccazione della massa asiatica e ad un relativo spostamento verso sud della posizione media estiva della zona di convergenza intertropicale (ITCZ), con conseguente diminuzione dell’influenza della convezione tropicale e intensificazione del monsone invernale secco sul sud-est asiatico. L’essiccazione e il raffreddamento nel continente asiatico a ~7 Ma sono supportati da linee di prova indipendenti tra cui un aumento dei tassi di accumulo di polvere nella Cina Settentrionale38, il cambiamento della vegetazione nella Cina Centrale39 e un aumento della dimensione media del grano della frazione di sedimento terrigeno nel sito 1146 40. Inoltre, la predominanza di un gruppo di molluschi che preferisce condizioni freddo-aride negli strati di loess e paleosol della Cina centrale tra 7,1 e 5,5 Ma è indicativa di un regime monsonico invernale dominante in questo periodo41.

In contrasto con questi importanti cambiamenti idrologici nell’emisfero settentrionale, il δ18O bentonico medio suggerisce solo un’espansione glaciale relativamente modesta e graduale della calotta glaciale antartica e / o un raffreddamento profondo dell’acqua a ~7 Ma (Figs. 2c e 4f). Tuttavia, l’intensificazione del monsone invernale del sud-est asiatico dopo ~7 Ma è stata associata a una tendenza a lungo termine verso massimi bentonici δ18O più pesanti, che è culminata nei massimi più intensi (TG22, 20, 14 e 12 tra 5,8 e 5,5 Ma) all’interno dell’intero Miocene superiore, prima di invertire nel Pliocene iniziale (Figs. 2c e 5f). Durante questi eventi estremi, Δ18O bentonico si aggirava vicino al 3‰ (~0,4-0,6‰ aumento), che è nell’intervallo dei valori del Pliocene superiore e dei valori intermedi tra i livelli di picco dell’Olocene e dei livelli glaciali nella stessa locazione18. Uno studio precedente42 ha correlato questi intensi massimi δ18O a episodi di aumento del volume del ghiaccio antartico. Tuttavia, i record del Sito 1146 mostrano che i massimi bentonici δ18O (TG22, 20, 14, 12, 4 e T8) coincidono con i massimi planctici δ18O tra 6.0 e 5.0 Ma, indicando variazioni concomitanti in acque profonde δ18O e idrologia regionale, che è strettamente legata alle variazioni climatiche extra-tropicali dell’emisfero settentrionale (Fig. 5 sexies, f). Le temperature degli strati misti mostrano inoltre forti diminuzioni simultanee di 2-3 °C durante questi eventi (Fig. 5a), che implica un massiccio emisfero settentrionale che si raffredda fino alle latitudini subtropicali. La presenza di detriti su zattere di ghiaccio nei nuclei di sedimenti North Pacific43 e North Atlantic44 indica inoltre accumuli di ghiaccio nell’emisfero settentrionale tra 6 e 5 Ma. L’espansione del ghiaccio marino artico durante questi intensi periodi di freddo avrebbe aumentato il feedback positivo dell’albedo, amplificando il raffreddamento e favorendo la crescita del ghiaccio. Insieme queste linee di prove supportano lo sviluppo di effimere calotte glaciali dell’emisfero settentrionale (ad esempio, Groenlandia, Alaska, Labrador) tra 6,0 e 5,5 Ma che erano altamente suscettibili alla forzatura dell’insolazione.

I record del Sito 1146 rivelano inoltre che il raffreddamento del clima e l’intensificazione del monsone invernale a ~7 Ma hanno coinciso con lo stadio finale di un declino δ13C bentonico e planctico a lungo termine 27, 28 (LMCIS, Figs. 2a e 4c, d). Questo importante spostamento di ~1‰, iniziato vicino a 7.8 Ma, è stato interpretato come una diminuzione globale del δ13C del pool di carbonio inorganico disciolto, sebbene le sue cause rimangano dibattute (ad esempio, refs. 22,45,46). Una visione di lunga data tra le ipotesi controverse è che questa diminuzione globale di δ13C è stata legata alla diffusione tardiva del Miocene delle praterie di C4, che sono meglio adattate al basso pCO2 e alla riduzione delle precipitazioni stagionali. Si ritiene che questa espansione su larga scala abbia portato a un trasferimento di 13C dal pool di carbonio marino a quello terrestre47,48,49. Una diminuzione del pCO2 atmosferico, legata, ad esempio, a cambiamenti a lungo termine negli inventari di carbonio oceanico e/o terrestre, potrebbe spiegare il raffreddamento del clima dopo ~7 Ma associato alla migrazione verso l’equatore dell’ITCZ e alla contrazione del WPWP.

Il gradiente tra δ13C bentonico e planctico fornisce inoltre informazioni sui cambiamenti nel pCO2 atmosferico, poiché è influenzato da due fattori principali: l’efficienza di sequestro della pompa biologica e i processi di equilibrio tra l’oceano superiore e l’atmosfera (Nota complementare 4; Fig. 10). Il tempo di equilibrazione per δ13C nello strato superficiale misto dell’oceano presenta una correlazione lineare con il rapporto tra carbonio inorganico disciolto e pCO2, che porta ad un lento equilibramento e ad un elevato δ13C nello strato misto dell’oceano rispetto all’atmosfera sotto basso pCO2. Recenti simulazioni di modelli hanno mostrato che l’equilibrazione accelerata sotto elevata pCO2 atmosferica diminuisce lo squilibrio isotopico, porta ad abbassare l’oceano superiore δ13C e, quindi, diminuisce il gradiente tra il δ13C delle masse di acque superficiali e profonde50. Di conseguenza, il gradiente verticale δ13C nell’oceano presenta una pendenza più dolce sotto alta pCO2 atmosferica e si ripida durante gli intervalli di pCO2 in declino.

Ripidimento del gradiente tra δ13C planctico e bentonico dopo ~7 Ma nel sito 1146, quando anche le temperature dello strato misto sono diminuite (Fig. 3a, b), suggerisce che i livelli di pCO2 sono diminuiti, raggiungendo infine livelli che hanno permesso la formazione di lastre di ghiaccio transitorie dell’emisfero settentrionale tra 6,0 e 5,5 Ma. Questo gradiente più ripido denota anche un intervallo prolungato di produttività marina sostanzialmente migliorata e tassi di accumulo di componenti biogenici (”fioritura biogenica ” originariamente descritto in ref. 51) in numerose località degli oceani Pacifico, Indiano e Atlantico (ad esempio, rif. 52 e riferimenti ivi contenuti). Nell’Oceano Pacifico equatoriale orientale, la deposizione di opale e carbonato ha raggiunto un massimo tra 7,0 e 6,4 Ma durante il picco della fioritura biogenica nella regione46. Pertanto, uno scenario plausibile è che i cambiamenti nell’apporto di nutrienti e/o nelle vie hanno stimolato la produttività marina dopo ~7 Ma. Ripiego del gradiente di temperatura equatore-polo associato al raffreddamento globale dopo ~7 Ma (Fig. 3 bis, b; rif. 2) ha promosso l’intensificazione della circolazione di Hadley e Walker con ripercussioni sulla circolazione guidata dal vento e sui modelli di precipitazione (ad esempio, rif. 53). Il rafforzamento dei venti potrebbe aver a sua volta favorito l’upwelling e la fecondazione oceanica, contribuendo a guidare intense fioriture biogeniche attraverso l’Oceano Pacifico, che ha migliorato lo stoccaggio del carbonio e diminuito il pCO2 nell’oceano in un ciclo di feedback positivo.

Il lavoro precedente ha mostrato che l’ampiezza del LMCIS differisce nei bacini oceanici (ad esempio, rif. 54). In particolare, un confronto dei profili δ13C bentonici indica che il gradiente tra gli oceani Pacifico e Atlantico si è intensificato durante la fase finale del LMCIS (Fig. 6b; rif. 54). Il gradiente inter-basinale più ripido dopo ~7 Ma non può essere spiegato dall’aumento della produzione e dall’avanzata verso sud delle acque profonde del Nord Atlantico, poiché questa massa d’acqua relativamente calda e/o fresca (δ18O più leggera) e arricchita di 13C sembra non essersi diffusa nell’Atlantico meridionale e nell’Oceano Meridionale, che è rimasta influenzata da masse d’acqua più fredde, più dense (δ18O più pesante) e δ13C 6 bis, b; rif. 54). In alternativa, il gradiente δ13C inter-basinale più ripido dopo ~7 Ma può essere guidato da una maggiore esportazione di acque arricchite di nutrienti con un δ13C preformato inferiore dall’Oceano Meridionale nell’Oceano Pacifico (ad es. 54) e / o per migliorare la produttività primaria e la rigenerazione dei nutrienti nell’Oceano Pacifico a bassa latitudine.

Confronto tra gradienti bentonici δ18O e δ13C del Miocene superiore. una distribuzione verticale di δ13C negli oceani del mondo dopo spostamento tardo Miocene δ13C. Valori medi su intervallo 7-5 Ma per i siti chiave negli oceani Pacifico, Atlantico, indiano e meridionale compilati da refs. 22,54,55,76, NADW: North Atlantic Deep Water, PCW: Pacific Central Water. b Evoluzione tardiva del Miocene dei gradienti bentonici inter-basinali δ18O e δ13C: confronto tra il sito ODP del Pacifico 1146 e i siti ODP dell’Atlantico 926 e 99922,23 e il sito IODP del Pacifico equatoriale U133855 su intervallo 9-5 Ma. I dati isotopici stabili dai Siti 926 e 999 sono tracciati su modelli di età originariamente pubblicati. Nell’intervallo 8.2-7.5 Ma, il modello di età del Sito U1338 è stato adattato a quello del Sito 1146 sintonizzando i record δ13C. L’ombreggiatura lilla segna il declino globale δ13C coincidente con l’aumento planctico δ18O e la modulazione dell’obliquità ad alta ampiezza di δ18O bentonico. L’ombreggiatura arancione chiaro segna il riscaldamento del clima dopo 5,5 Ma. Curva liscia in b montata utilizzando il metodo di errore al quadrato minimo ponderato localmente (Lowess)

Confronto dei profili δ13C bentonici dal sito U1338 nell’Oceano Pacifico equatoriale abissale55 e il sito meno profondo 1146 nell’Oceano Pacifico subtropicale nordoccidentale (Fig. 6b) mostra che la composizione delle masse d’acqua del Pacifico è cambiata dopo 7,2 Ma. La convergenza dei record δ13C dopo 7,2 Ma indica l’espansione di una massa di acque profonde del Pacifico centrale impoverita δ13C in profondità inferiori durante il picco della fioritura biogenica. Se guidato principalmente da una maggiore produttività e rigenerazione dei nutrienti negli oceani Pacifico e Indiano, l’espansione di una massa di acque profonde arricchita da 12C dopo 7.2 Ma implica anche un maggiore stoccaggio di carbonio nell’Oceano Pacifico profondo. L’efficienza globale della pompa biologica riflette un equilibrio tra regioni ad alta e bassa latitudine con diversa efficienza di sequestrazione56. Pertanto, una maggiore produttività e l’esportazione di materia organica nell’oceano tropicale e subtropicale possono aumentare l’efficienza di sequestro globale e ridurre la pCO2 atmosferica, anche quando la formazione di acque profonde si verifica in aree ad alta latitudine con una pompa biologica inefficiente.

I dati isotopici bentonici integrati nel Sito 1146 forniscono le prime serie temporali continue e altamente risolte da un singolo sito che coprono l’ultimo 16,4 Myr (Fig. 7 bis). Questi record estesi tracciano la transizione da una fase climatica più calda del Miocene medio con una copertura di ghiaccio antartico ridotta e altamente dinamica (fino a ~14 Ma) a una modalità sempre più fredda con strati di ghiaccio più permanenti e stabili nel tardo Miocene17. Questi record ci permettono inoltre di valutare la relazione a lungo termine tra forzatura radiativa e la risposta dell’oceano/clima che è impressa sul segnale δ18O bentonico. Ad esempio, il ciclo di obliquità 41 kyr è particolarmente prominente nella serie δ18O bentonica tra 7,7 e 7,2 Ma (Fig. 2c), durante una configurazione dell’orbita terrestre, quando la variabilità di ampiezza elevata nell’obliquità è congruente con la variabilità di ampiezza estremamente bassa nell’eccentricità corta(Fig. 3, 4 BIS, E). L’inizio dell’escursione positiva lunga ~ 80 kyr in δ18O bentonico centrato a 7,2 Ma coincide notevolmente con i minimi in obliquità (41 kyr) e in eccentricità (100 kyr, 400 kyr e 2,4 Myr modulazione di ampiezza) (Fig. 7b; Fig. supplementare 3). Ai minimi di obliquità ed eccentricità, l’insolazione estiva inferiore alle alte latitudini inibisce lo scioglimento della neve e del ghiaccio. Questa combinazione di fattori di forzatura climatici ha probabilmente favorito una fase fredda sostenuta nelle alte latitudini che è durata attraverso due cicli consecutivi di obliquità, con conseguente escursione positiva δ18O bentonica estesa. Rinnovate variazioni di alta ampiezza in eccentricità e precessione insieme alla massima variabilità di ampiezza nell’obliquità probabilmente hanno guidato i rimbalzi successivi tra 7.2 e 7.0 Ma.

Fasi di raffreddamento del clima medio-tardo Miocene coincidenti con un’insolita congruenza dell’orbita terrestre. un Miocene a Pleistocene (16-0 Ma) benthic δ18O e δ13C record dal sito ODP 1146, compilato da refs. 15,16,17,18 e questo lavoro. Le frecce blu segnano le fasi principali dell’espansione glaciale/raffreddamento ad acqua profonda; 3 pt liscio: 3 pt media mobile. L’ombreggiatura lilla segna il declino globale δ13C coincidente con l’aumento planctico δ18O e la modulazione dell’obliquità ad alta ampiezza di δ18O bentonico. L’ombreggiatura blu segna la fase finale del declino δ13C globale. L’ombreggiatura arancione chiaro segna il riscaldamento del clima dopo 5,5 Ma. b Confronto di bentonico (C. wuellerstorfi e/o C. mundulus) δ18O dal sito ODP 1146 (15,16,17 e questo lavoro) con parametri orbitali (eccentricità e obliquità da ref. 21) rivela una sequenza simile di eventi climatici durante tre episodi di raffreddamento del Miocene con una configurazione orbitale di fondo sorprendentemente simile. L’ombreggiatura blu segna gli episodi di raffreddamento dopo un lungo periodo di variabilità ad alta ampiezza nell’obliquità congruente con una bassa variabilità nell’eccentricità corta (ombreggiatura grigia). Questa sequenza di eventi climatici, così come la loro configurazione orbitale di fondo erano sorprendentemente simili durante due precedenti episodi di raffreddamento del Miocene: la transizione climatica del Miocene medio a ~13.9 Ma, che ha portato alla maggiore espansione della calotta glaciale antartica orientale e alla fase di raffreddamento del Miocene inferiore meno pronunciata a ~9.0 Ma (Fig. 7 ter). In tutti e tre i casi, il ciclo 41 kyr si distingue inizialmente nel segnale δ18O bentonico durante un periodo prolungato di variabilità ad alta ampiezza in obliquità, congruente con bassa variabilità in breve eccentricità. Un marcato arricchimento in δ18O bentonico (0,2-0,3‰), indicativo di crescita del ghiaccio e/o raffreddamento ad acqua profonda verso la fine di questo intervallo, coincide con minimi prolungati in eccentricità, della durata di ~100-200 kyr. I rimbalzi successivi all’insolazione di picco, legati a cambiamenti nella cadenza dell’eccentricità (da 400 a 100 kyr variabilità), indicano episodi di disintegrazione transitoria della calotta glaciale e riscaldamento delle acque profonde. Questa insolita congruenza orbitale sembra propizia al raffreddamento ad alta latitudine negli emisferi settentrionale e meridionale, sebbene le condizioni al contorno differissero notevolmente durante questi tre intervalli di cambiamento climatico. La fase di raffreddamento del Miocene medio si è verificata in una fase climatica molto più calda, caratterizzata da δ18O bentonico medio sostanzialmente più leggero (Fig. 7 bis, lettera b). In questo momento, la copertura di ghiaccio meno estesa sull’Antartide era probabilmente più dinamica e altamente reattiva all’insolazione estiva dell’emisfero australe57,58, in contrasto con la calotta glaciale antartica più espansa durante il tardo Miocene. Questa prospettiva a lungo termine illustra la risposta non lineare del sistema oceano/clima alla forzatura orbitale e il ruolo dei processi di feedback interni tra cui isteresi della calotta glaciale, gradienti di temperatura latitudinali, circolazione oceanica e scambio di CO2 tra serbatoi terrestri, atmosferici e oceanici.

Probabilmente, l’incertezza della forzatura di CO2 durante il Miocene rimane una grande sfida per definire le caratteristiche e le dinamiche degli stati climatici più caldi. Sebbene le attuali ricostruzioni di pCO2 non mostrino cambiamenti significativi nel tardo Miocene, con livelli vicini o leggermente superiori ai livelli preindustriali, incertezze superiori a 200 p. p. m. (vedi compilazioni in refs. 9,59,60) precludono la valutazione della variabilità e della sensibilità alla CO2 forzante all’interno della gamma critica preindustriale-moderna. Per testare la sensibilità delle uscite alle incertezze di pCO2, alcune simulazioni del clima tardo Miocene utilizzando modelli di circolazione atmosfera–oceano accoppiati hanno applicato concentrazioni di pCO2 atmosferiche nell’intervallo preindustriale (~280 p. p. m.), così come livelli più elevati di 400-450 p.p. m. (ad esempio, refs. 60,61). Questi studi hanno indicato importanti cambiamenti nella distribuzione della vegetazione60 e nella copertura del ghiaccio mare61 nell’emisfero settentrionale sotto questi diversi stati di pCO2. In particolare, le aree forestali sono diminuite e l’albedo delle masse terrestri eurasiatiche e nordamericane è aumentata sotto pCO2 inferiore, a causa delle temperature medie dell’aria marcatamente inferiori (di 4-10 °C) e delle precipitazioni ridotte durante l’inverno boreale60. Questi risultati sono in accordo con un precedente studio di modellazione62, che ha scoperto che i cambiamenti di vegetazione erano più importanti della paleogeografia nel determinare il clima del Miocene superiore. Simulato media estiva SST e il mare di ghiaccio concentrazioni nell’Artico Ocean61 ha anche mostrato che la regione è molto sensibile a piccole variazioni in pCO2, come anno, una copertura di ghiaccio del mare prevale nella centrale Oceano Artico a livelli preindustriali, mentre in estate le condizioni sono di ghiaccio anche a concentrazioni di 450 p.p.m. Questa differenza stagionale copertura di ghiaccio è fondamentale in quanto esso implica molto diversi feedback in termini di albedo e di scambio di calore con incalcolabili ripercussioni globali climate61. Recenti simulazioni di modelli di calore del Pliocene hanno inoltre evidenziato l’importanza dei feedback associati all’albedo delle nuvole e alla miscelazione degli oceani nel guidare i cambiamenti nei gradienti di temperatura meridionali e zonali, nonostante i cambiamenti relativamente modesti in pCO263,64,65,66.

I dati di questo studio supportano che il raffreddamento del clima subtropicale e l’intensificazione del monsone invernale del sud-est asiatico dopo ~7 Ma erano sincroni con la diminuzione di pCO2 (Figs. 3a e 4b) in un contesto globale di accentuazione dei gradienti termici meridionali2. Ipotizziamo che questo cambiamento climatico del tardo Miocene sia stato associato a un declino relativamente piccolo della pCO2, che è stato amplificato da una combinazione di feedback positivi. Le variazioni nella copertura di ghiaccio marino dell’emisfero settentrionale e nella vegetazione in concerto con i cambiamenti nella circolazione dell’atmosfera oceanica erano probabilmente strumentali nel guidare il clima del Miocene superiore, come illustrato da recenti simulazioni di modellazione del clima del Miocene tardo60,61,62. Il comportamento dinamico del sistema climatico oceanico tra 9 e 5 Ma suggerisce un accoppiamento stretto tra le variazioni del ciclo del carbonio e l’evoluzione del clima a bassa latitudine. In particolare, i nostri risultati mostrano che i cambiamenti nel volume del ghiaccio antartico non sono stati il driver principale dello sviluppo climatico del tardo Miocene e che i processi a bassa latitudine, tra cui la forzatura del vento monsonico della circolazione e della produttività dell’oceano superiore hanno avuto una forte influenza sulla dinamica del ciclo clima-carbonio. L’inizio delle condizioni climatiche più fredde a ~7 Ma durante la fase finale del LMCIS coincise con l’intensificazione del monsone invernale asiatico e il rafforzamento della pompa biologica dell’Oceano Pacifico, che persistette fino a ~5.5 Ma. Ciò suggerisce che i cambiamenti nel ciclo globale del carbonio implicavano il trasferimento del carbonio terrestre in un clima di raffreddamento e asciugatura, nonché fluttuazioni nella capacità di stoccaggio del carbonio dell’oceano profondo e del bacino di carbonio sedimentario. Le effimere glaciazioni dell’emisfero settentrionale tra 6.0 e 5.5 Ma indicano inoltre che i livelli atmosferici di pCO2 si sono avvicinati e occasionalmente hanno raggiunto la soglia necessaria per la crescita della calotta glaciale dell’emisfero settentrionale durante questo periodo.