planktic i benthic δ18O sygnały w ośrodku 1146 różnią się znacznie w ich długo-i krótkoterminowych trendach między 9 a 5 Ma, wskazując na oddzielenie regionalnej hydrologii i ewolucji pokrywy lodowej Antarktydy, która stanowiła główny składnik kriosfery w środkowym i późnym miocenie (np.. 35,36). Temperatura warstwy mieszanej i rekonstrukcje wody morskiej δ18O w ośrodku 1146 dodatkowo potwierdzają, że znaczne zmiany w południowo-wschodnim klimacie Azji wystąpiły po ~8 Ma, które przyspieszyły w ~7 Ma, ale nie wydają się ściśle związane z trendami klimatu wysokiej szerokości geograficznej południowej (benthic δ18O).

między 7,1 a 6,9 Ma, temperatury górnego oceanu w ośrodku 1146 dokumentują długotrwałe chłodzenie (~2 °C średnie chłodzenie), które utrzymywało się do ~5,7 Ma (Fig. 3b i 4a). Chłodzenie to wiązało się z długotrwałym wzrostem średniej i amplitudy zmienności wody morskiej δ18O (Uwaga uzupełniająca 3; rys. uzupełniająca). 9A, C), jak wskazano w poprzednim badaniu o niskiej rozdzielczości34. Tendencje te sygnalizują zmianę ilości i / lub składu δ18O opadów i odpływów, prawdopodobnie związaną ze zmianami proweniencji i / lub sezonowości opadów w kierunku bardziej wyraźnej sezonowości monsunowej i bardziej kontrolowanej temperaturowo sezonowości wody deszczowej δ18O (tj. Te zmiany hydrologiczne na Morzu Południowochińskim po ~ 7 Ma przypisujemy do ochłodzenia i osuszenia azjatyckiej powierzchni lądowej i związanego z tym przesunięcia średniego letniego położenia strefy konwergencji Międzytropikalnej (ITCZ), co skutkuje zmniejszeniem wpływu konwekcji tropikalnej i nasileniem suchego monsunu zimowego nad Azją Południowo-Wschodnią. Suszenie i chłodzenie na kontynencie azjatyckim w temperaturze ~ 7 Ma jest poparte niezależnymi dowodami, w tym zwiększonymi wskaźnikami akumulacji pyłu w północnych Chinach 38, zmianami roślinności w środkowych Chinach 39 oraz wzrostem średniej wielkości ziarna frakcji osadów terrygenicznych w miejscu 1146 40. Ponadto przewaga grupy mięczaków preferujących zimne warunki suche w warstwach lessowych i paleozolskich w środkowych Chinach między 7,1 a 5,5 Ma wskazuje na dominujący zimowy reżim monsunowy w tym okresu41.

w przeciwieństwie do tych głównych zmian hydrologicznych na półkuli północnej, średnia bentosowa δ18O sugeruje jedynie stosunkowo skromną, stopniową ekspansję lodowca Antarktycznej pokrywy lodowej i/lub głębokie chłodzenie wody przy ~7 Ma (Fig. 2c i 4f). Jednak intensyfikacja monsunu zimowego w Azji Południowo-Wschodniej po ~7 Ma była związana z długoterminową tendencją do cięższych bentosowych maksimów δ18O, które zakończyły się najbardziej intensywnymi maksimami (TG22, 20, 14 i 12 między 5,8 a 5,5 Ma) w całym późnym miocenie, przed odwróceniem we wczesnym pliocenie (Fig. 2c i 5f). Podczas tych ekstremalnych zjawisk bentosowy δ18O unosił się blisko 3‰ (wzrost o ~ 0,4–0,6‰), co mieści się w przedziale wartości późnego pliocenu i wartości pośrednich między szczytowym poziomem holocenu a poziomem lodowcowym w tym samym miejscu.18 Poprzednie badanie42 odnosiło te intensywne maksimum δ18O do epizodów wzrostu objętości lodu Antarktyki. Jednakże zapisy z ośrodka 1146 wykazują, że bentosowe Maksima δ18O (TG22, 20, 14, 12, 4 i T8) pokrywają się z planktowymi maksimami δ18O między 6,0 a 5.0 Ma, co wskazuje na towarzyszące zmiany w głębokiej wodzie δ18O i regionalną hydrologię, która jest ściśle związana z pozaziemskimi zmianami klimatu półkuli północnej (rys. 5e, f). Temperatury warstwy mieszanej dodatkowo wykazują równoczesne gwałtowne spadki o 2-3 °C podczas tych zdarzeń (rys. 5a), co oznacza, że masowa półkula północna ochładza się do subtropikalnych szerokości geograficznych. Występowanie szczątków lodowych w rdzeniach osadów Północnego Pacyfiku43 i północnego Atlantyku44 wskazuje ponadto na nagromadzenie lodu na półkuli północnej pomiędzy 6 A 5 Ma. Ekspansja arktycznego lodu morskiego podczas tych intensywnych zimnych okresów zwiększyłaby dodatnie sprzężenie zwrotne albedo, wzmacniając chłodzenie i sprzyjając wzrostowi lodu. Razem te linie materiału dowodowego wspierają rozwój efemerycznych pokryw lodowych półkuli północnej (np. Grenlandia, Alaska, Labrador) pomiędzy 6,0 A 5,5 Ma, które były wysoce podatne na wymuszanie nasłonecznienia.

Zapisy na stronie 1146 dodatkowo ujawniają, że ochłodzenie klimatu i intensyfikacja monsunu zimowego w ~7 Ma zbiegły się z końcowym etapem długoterminowego, globalnego bentosowego i planktowego spadku δ13c27,28 (LMCIS, Fig. 2a i 4c, d). To duże przesunięcie ~1‰, które rozpoczęło się blisko 7,8 Ma, zostało zinterpretowane jako globalne zmniejszenie δ13C rozpuszczonej nieorganicznej puli węgla, chociaż jego przyczyny pozostają dyskusyjne(np. 22,45,46). Długo utrzymywany pogląd wśród kwestionujących hipotez jest taki, że ten globalny spadek δ13C był związany z późnym miocenem rozprzestrzeniania się muraw C4, które są lepiej przystosowane do niskiego pCO2 i zmniejszonych opadów sezonowych. Uważa się,że ta ekspansja na dużą skalę spowodowała przeniesienie 13C z morskiej do lądowej puli węgla47,48, 49. Spadek atmosferycznego pCO2, związany na przykład z długofalowymi zmianami w oceanicznych i / lub lądowych zasobach węgla, może wyjaśnić oziębienie klimatu po ~7 Ma związane z Równikową migracją ITCZ i kurczeniem się WPWP.

gradient między bentosowym i planktowym δ13C dodatkowo zapewnia wgląd w zmiany atmosferycznego pCO2, ponieważ ma na niego wpływ dwa główne czynniki: wydajność sekwestracji pompy biologicznej oraz procesy równowagi między górnym oceanem a atmosferą (Uwaga uzupełniająca 4; rys. uzupełniająca). 10). Czas równowagi δ13C w mieszanej warstwie powierzchniowej Oceanu wykazuje liniową korelację ze stosunkiem rozpuszczonego węgla nieorganicznego do pCO2, co prowadzi do powolnego równowagi i podwyższonego δ13C w mieszanej warstwie oceanu w odniesieniu do atmosfery przy niskim pCO2. Ostatnie symulacje modelowe wykazały, że przyspieszone równoważenie przy podwyższonym ciśnieniu atmosferycznym pCO2 zmniejsza nierównowagę izotopową, prowadzi do dolnego górnego Oceanu δ13C, a tym samym zmniejsza gradient między δ13C masy powierzchniowej i głębokiej wody50. W związku z tym pionowy gradient δ13C w oceanie wykazuje łagodniejsze nachylenie pod wysokim ciśnieniem atmosferycznym pCO2 i strome w odstępach spadających pCO2.

nachylenie gradientu między planktowym i bentosowym δ13C po ~7 Ma w miejscu 1146, gdy temperatura warstwy mieszanej również spadła (rys. 3a, b), sugeruje, że poziom pCO2 obniżył się, ostatecznie osiągając poziom, który umożliwił tworzenie przejściowych pokryw lodowych półkuli Północnej między 6,0 A 5,5 Ma. Ten bardziej stromy gradient oznacza również wydłużony odstęp znacznie zwiększonej wydajności morskiej i szybkości akumulacji składników biogennych („biogenic bloom” pierwotnie opisany w ref. 51) w licznych miejscach na Oceanie Spokojnym, Indyjskim i Atlantyckim (np. 52 i odniesienia do nich). We wschodnim równikowym Oceanie Spokojnym odkładanie się opalu i węglanu osiągało maksimum od 7,0 do 6,4 Ma podczas szczytu rozkwitu biogenów w regionie46. Tak więc prawdopodobnym scenariuszem jest to, że zmiany w podaży składników odżywczych i / lub ścieżkach stymulowały wydajność morską po ~7 Ma. Nachylenie równika do gradientu temperatury bieguna związane z globalnym ochłodzeniem po ~7 Ma (rys. 3A, B; sygn. 2) promowana intensyfikacja cyrkulacji Hadleya i Walkera z następstwami dla cyrkulacji napędzanej wiatrem i opadów (np. ref. 53). Wzmocnienie wiatrów mogło z kolei sprzyjać upwellingowi i nawożeniu oceanów, pomagając napędzać intensywne kwitnienia biogenne przez Ocean Spokojny, co zwiększyło magazynowanie węgla i zmniejszyło pCO2 w oceanie w pozytywnym sprzężeniu zwrotnym.

poprzednie prace wykazały, że amplituda LMCIS różni się w basenach oceanicznych (np. 54). W szczególności porównanie profili bentosowych δ13C wskazuje, że gradient między Oceanem Spokojnym i Atlantyckim nasilił się podczas ostatniego etapu LMCIS (rys. 6B; sygn. 54). Bardziej stromy gradient międzybazowy po ~7 Ma nie może być wyjaśniony zwiększoną produkcją i adwekcją w kierunku południowym głębokiej wody Północnoatlantyckiej, ponieważ ta stosunkowo ciepła i/lub świeża (lżejsza δ18O) i wzbogacona o 13C masa wody wydaje się nie rozprzestrzeniać się na południowy Atlantyk i Ocean Południowy, które pozostały pod wpływem zimniejszych, gęstszych (cięższych δ18O) i zubożonych mas wody δ13C w późnym miocenie (Fig. 6A, B; sygn. 54). Alternatywnie, bardziej stromy międzypodstawowy gradient δ13C po ~7 Ma może być napędzany przez zwiększony eksport wód wzbogaconych w składniki odżywcze o niższej wstępnie uformowanej δ13C z Oceanu Południowego do Oceanu Spokojnego(np. ref. 54) i / lub do zwiększenia pierwotnej wydajności i regeneracji składników odżywczych w Oceanie Spokojnym o niskiej szerokości geograficznej.

porównanie profili benthic δ13C z terenu u1338 w oceanie równikowym oceanie spokojnym55 i płytszym miejscu 1146 w północno-zachodnim subtropikalnym Oceanie Spokojnym (rys. 6B) pokazuje, że skład mas wody Pacyfiku zmienił się po 7,2 Ma. Zbieżność zapisów δ13C po 7,2 Ma wskazuje na ekspansję zubożonej przez δ13C masy głębokiej środkowej części Pacyfiku na płytsze głębokości podczas szczytu rozkwitu biogenów. Jeśli jest to głównie spowodowane zwiększoną produktywnością i regeneracją składników odżywczych w Oceanie Spokojnym i Indyjskim, ekspansja głębokiej masy wody wzbogaconej o 12C po 7,2 Ma oznacza również zwiększone magazynowanie węgla w głębokim oceanie spokojnym. Globalna wydajność pompy biologicznej odzwierciedla równowagę między obszarami o wysokiej i niskiej szerokości geograficznej o różnej skuteczności sekwestracji 56. Tak więc zwiększona produktywność i eksport materii organicznej w oceanie tropikalnym i subtropikalnym mogą zwiększyć globalną wydajność sekwestracji i obniżyć pCO2 w atmosferze, nawet gdy Głębokie tworzenie się wody występuje na obszarach o dużej szerokości geograficznej z nieefektywną pompą biologiczną.

zintegrowane dane dotyczące izotopów bentosowych w miejscu 1146 dostarczają pierwszych ciągłych, wysoce rozdzielczych szeregów czasowych z jednego miejsca, które obejmują Ostatnie 16,4 Myr (rys. 7a). Te rozszerzone zapisy śledzą przejście od cieplejszej fazy klimatu środkowego miocenu ze zmniejszoną i wysoce dynamiczną pokrywą lodową Antarktydy (do ~14 Ma) do coraz zimniejszego trybu z bardziej trwałymi i stabilnymi pokrywami lodowymi w późnym Miocenie17. Zapisy te dodatkowo pozwalają nam ocenić długoterminową zależność między wymuszaniem radiacyjnym a reakcją Oceanu/klimatu, która jest odciśnięta na bentosowym sygnale δ18O. Na przykład, cykl skośności 41 kyr jest szczególnie widoczny w benthic δ18O serii między 7.7 i 7.2 Ma (Fig. 2c), podczas konfiguracji orbity Ziemi, gdy duża amplituda zmienności skośności jest przystająca do skrajnie małej amplitudy zmienności krótkiego mimośrodu (Fig. 3, 4A, E). Początek długiego dodatniego odchylenia ~ 80 kyr w benthic δ18O wyśrodkowany przy 7,2 Ma pokrywa się z minimami w skosie (41 kyr) i mimośrodzie (100 kyr, 400 kyr i modulacji amplitudy 2,4 Myr) (Fig. 7b; dodatkowe rys. 3). Przy minimach skośności i ekscentryczności, niższe nasłonecznienie Letnie na dużych szerokościach geograficznych hamuje topnienie śniegu i lodu. Ta koniunkcja czynników wymuszających klimat prawdopodobnie sprzyjała trwałej zimnej fazie na wysokich szerokościach geograficznych, która trwała przez dwa kolejne cykle ukośności, co skutkowało wydłużonym dodatnim wychyleniem bentosowym δ18O. Odnowione zmiany o dużej amplitudzie w ekscentryczności i precesji wraz z maksymalną zmiennością amplitudy w ukośności prawdopodobnie doprowadziły do kolejnych zbiórek między 7,2 a 7,0 Ma.

ta sekwencja zdarzeń klimatycznych, jak również ich konfiguracja orbitalna tła, były uderzająco podobne podczas dwóch poprzednich epizodów chłodzenia miocenu: Środkowa zmiana klimatu miocenu na ~13.9 Ma, co spowodowało znaczną ekspansję pokrywy lodowej Antarktydy Wschodniej i mniej wyraźny późny etap chłodzenia miocenu na ~9,0 Ma (rys. 7b). We wszystkich trzech przypadkach cykl 41 kyr początkowo wyróżnia się w bentosowym sygnale δ18O podczas przedłużającego się okresu dużej amplitudy zmienności skośności, przystającej do małej zmienności krótkiego mimośrodu. Wyraźne wzbogacenie bentosu δ18O (0,2-0,3‰), wskazujące na wzrost lodu i/lub głębokie ochłodzenie wody pod koniec tego przedziału, pokrywa się z przedłużonymi minimami mimośrodu, trwającymi ~100-200 kyr. Kolejne odbicia przy szczytowym nasłonecznieniu, związane ze zmianami mimośrodu (od 400 do 100 kyr), wskazują na epizody przemijającego rozpadu pokrywy lodowej i głębokiego ocieplenia wody. Ta niezwykła zbieżność orbitalna wydaje się sprzyjająca chłodzeniu na dużej szerokości geograficznej na półkuli północnej i Południowej, chociaż warunki brzegowe znacznie się różniły podczas tych trzech okresów zmian klimatu. Środkowy etap chłodzenia miocenu nastąpił w znacznie cieplejszej fazie klimatycznej, charakteryzującej się znacznie lżejszą średnią bentosową δ18O (rys. 7a, b). W tym czasie mniej rozległa pokrywa lodowa nad Antarktydą była prawdopodobnie bardziej dynamiczna i bardzo wrażliwa na letnie nasłonecznienie półkuli południowej 57,58, W przeciwieństwie do bardziej rozszerzonej pokrywy lodowej Antarktydy w późnym miocenie. Ta długoterminowa perspektywa ilustruje nieliniową reakcję systemu oceaniczno-klimatycznego na wymuszanie orbitalne i rolę wewnętrznych procesów sprzężenia zwrotnego, w tym histerezy pokrywy lodowej, gradientów temperatury równoleżnikowej, cyrkulacji oceanicznej i wymiany CO2 między zbiornikami ziemskimi, atmosferycznymi i oceanicznymi.

prawdopodobnie niepewność wymuszania CO2 w miocenie pozostaje głównym wyzwaniem dla określenia cech i dynamiki cieplejszych Stanów klimatycznych. Chociaż obecne rekonstrukcje pCO2 nie wykazują znaczących zmian w późnym miocenie, z poziomami pozostającymi blisko lub nieco powyżej poziomów preindustrialnych, niepewność przekracza 200 p. p. m. (patrz Kompilacje w refs. 9,59,60) wyklucza ocenę zmienności i wrażliwości na wymuszanie CO2 w krytycznym zakresie preindustrialnym do nowoczesnego. Aby przetestować wrażliwość wyjść na niepewność pCO2, niektóre symulacje późnego klimatu miocenu przy użyciu sprzężonych modeli cyrkulacji atmosfery i Oceanu zastosowały stężenia atmosferyczne pCO2 w zakresie preindustrialnym (~280 P. p. m.), a także bardziej podwyższone poziomy 400-450 p. p. m. (np. 60,61). Badania te wykazały poważne zmiany w rozmieszczeniu roślinności60 i pokrywie lodowej61 na półkuli północnej w ramach tych różnych stanów pCO2. W szczególności zmniejszyły się obszary leśne, a albedo terenów eurazjatyckich i północnoamerykańskich wzrosło przy niższym pCO2, ze względu na znacznie niższe (o 4-10 °C) średnie temperatury powietrza i mniejsze opady podczas borealnej zimy60. Wyniki te są zgodne z poprzednim badaniem modelowym62, w którym stwierdzono, że zmiany roślinności były ważniejsze niż paleogeografia w określaniu klimatu późnego miocenu. Symulowane średnie letnie stężenia SST i stężenia lodu morskiego w Oceanie Arktycznym61 wykazały również, że region ten jest bardzo wrażliwy na stosunkowo niewielkie zmiany pCO2, ponieważ całoroczna pokrywa lodowa przeważa w środkowym Oceanie Arktycznym na poziomach preindustrialnych, podczas gdy warunki letnie są wolne od lodu przy stężeniach 450 p. p. m.ta różnica sezonowych pokryw lodowych jest krytyczna, ponieważ implikuje bardzo różne informacje zwrotne pod względem albedo i wymiany ciepła z dalekosiężnymi konsekwencjami dla globalnego klimatu61. Niedawne symulacje modelowe ciepła pliocenu dodatkowo podkreśliły znaczenie sprzężeń zwrotnych związanych z albedo chmur i mieszaniem się oceanów w zmienianiu gradientów temperatury meridionalnej i strefowej, pomimo stosunkowo niewielkich zmian w pCO263,64,65,66.

dane z tego badania potwierdzają, że subtropikalne ochłodzenie klimatu i intensyfikacja monsunu zimowego Azji Południowo-Wschodniej po ~7 Ma były synchroniczne ze zmniejszającym się pCO2 (Fig. 3a i 4b) w ogólnoświatowym kontekście zwiększających się meridionalnych gradientów termicznych2. Spekulujemy, że ta późna zmiana klimatu miocenu była związana ze stosunkowo niewielkim spadkiem pCO2, który został wzmocniony przez koniunkcję pozytywnych sprzężeń zwrotnych. Zmiany pokrywy lodowej półkuli północnej i roślinności w połączeniu ze zmianami cyrkulacji w atmosferze oceanicznej prawdopodobnie przyczyniły się do napędzania klimatu późnego miocenu, co zilustrowano niedawnymi symulacjami modelowania późnego klimatu Miocenu60,61,62. Dynamiczne zachowanie układu oceaniczno-klimatycznego między 9 a 5 Ma sugeruje ścisłe powiązanie między zmianami cyklu węglowego a ewolucją klimatu o niskiej szerokości geograficznej. W szczególności nasze wyniki pokazują, że zmiany objętości lodu Antarktydy nie były głównym czynnikiem rozwoju klimatu późnego miocenu, a procesy o niskiej szerokości geograficznej, w tym wymuszanie monsunowego wiatru cyrkulacji górnego oceanu i produktywności, miały silny wpływ na dynamikę cyklu klimatyczno-węglowego. Powstanie chłodniejszych warunków klimatycznych na ~7 Ma w końcowym etapie LMCIS zbiegło się z intensyfikacją azjatyckiego monsunu zimowego i wzmocnieniem pompy biologicznej Oceanu Spokojnego, która utrzymywała się do ~5,5 Ma. Sugeruje to, że zmiany w globalnym cyklu węglowym obejmowały transfer lądowego węgla w klimacie chłodniczym, suszącym, a także wahania zdolności magazynowania węgla w głębokim oceanie i osadowym zlewni węgla. Efemeryczne zlodowacenia półkuli Północnej między 6,0 A 5,5 Ma dodatkowo wskazują, że poziomy atmosferyczne pCO2 unosiły się blisko i czasami osiągały próg niezbędny do wzrostu pokrywy lodowej półkuli północnej w tym okresie.