O planktic e bentônicas de δ18O sinais do Site 1146 diferem acentuadamente em sua longa e tendências de curto prazo entre 9 e 5 Ma, apontando para uma dissociação da hidrologia regional e a evolução do manto de gelo da Antártida, que se formou o principal componente do cryosphere durante o meio e o final do Mioceno (por exemplo, refs. 35,36). A temperatura da camada mista e a água do mar δ18O reconstruções no local 1146 adicionalmente sustentam que mudanças substanciais no hidroclimato do Sudeste Asiático ocorreram após ~8 Ma, que acelerou a ~7 Ma, mas não parecem estar intimamente ligadas com as tendências do clima de alta latitude do Hemisfério Sul (benthic δ18O).

entre 7.1 e 6.9 Ma, As temperaturas do oceano superior no local 1146 documentam um arrefecimento sustentado (~2 °C arrefecimento médio), que persistiu até ~5.7 Ma (figos. 3b e 4a). Este arrefecimento foi associado a um aumento a longo prazo da variabilidade média e amplitude da água do mar δ18O (Nota complementar 3; Figo suplementar. 9A, C), como indicado por um estudo anterior de baixa resolução 34. Estas tendências sinal de uma mudança na quantidade e/ou de δ18O composição da precipitação e escoamento superficial, provavelmente associada a alterações na proveniência e/ou sazonalidade de precipitação em direção a um mais pronunciado de monção sazonalidade e mais com temperatura controlada a sazonalidade das águas pluviais de δ18O (i.é., de δ18O esgotado inverno precipitation37). Nós atribuímos essas mudanças hidrológicas no norte do mar do Sul da China após ~7 Ma ao resfriamento e secagem da massa de terra asiática e uma mudança relacionada para o sul da posição média de Verão da zona de Convergência Intertropical (ITCZ), resultando em diminuição da influência da convecção tropical e intensificou a monção seca de inverno sobre o Sudeste Asiático. Secagem e resfriamento no continente asiático a ~7 Ma são suportados por linhas de evidência independentes, incluindo taxas de acumulação de poeira no norte da China38, mudança de vegetação no centro da China39 e um aumento no tamanho médio dos grãos da fração sedimentosa Terri no local 1146 40. Além disso, a predominância de um grupo de moluscos preferindo condições áridas a frio nas camadas loess e paleosol da China central entre 7.1 e 5.5 Ma é indicativo de um regime dominante de monções de inverno durante este período 41.em contraste com estas grandes mudanças hidrológicas no hemisfério norte, a média bêntica δ18O sugere apenas uma expansão glacial relativamente modesta e gradual do manto de gelo antártico e / ou arrefecimento de águas profundas a ~7 Ma (figos. 2c E 4f). No entanto, a intensificação do sudeste Asiático monção de inverno, depois de ~7 Ma foi associado a uma tendência de longo prazo para mais pesado bentônicas de δ18O maxima, que culminou com a mais intensa maxima (TG22, 20, 14, e 12 entre 5,8 e 5.5 Ma) dentro de todo o final do Mioceno, antes de reverter no início do Plioceno (Figs. 2c E 5f). Durante estes eventos extremos, δ18O bentônico pairava perto de 3‰ (~0,4–0,6‰ aumento), que está na gama de valores finais do Plioceno e de valores intermediários entre o pico do Holoceno e os níveis glaciais na mesma localização18. Um estudo anterior 42 relacionou estes intensos δ18O maxima a episódios de aumento do volume de gelo antártico. No entanto, os registros do Site 1146 mostram que δ18O maxima bentônico (TG22, 20, 14, 12, 4 e T8) coincidem com δ18O maxima planctico entre 6.0 e 5.0 Ma, indicando variações concomitantes em águas profundas δ18O e hidrologia regional, que está intimamente ligada às variações climáticas extra-tropicais do Hemisfério Norte (Fig. 5e, f). Adicionalmente, as temperaturas das camadas mistas mostram diminuições acentuadas concomitantes de 2-3 ° C durante estes acontecimentos (Fig. 5-a), implicando um grande arrefecimento do hemisfério norte até às latitudes subtropicais. A ocorrência de escombros de gelo rafted no Pacífico Norte 43 e núcleos de sedimentos Atlantic44 Norte indica ainda mais acúmulo de gelo do Hemisfério Norte entre 6 e 5 Ma. A expansão do Gelo Do Mar Ártico durante esses períodos de frio intenso teria aumentado o feedback positivo do albedo, amplificando o resfriamento e favorecendo o crescimento do gelo. Juntos, Estas linhas de evidência suportam o desenvolvimento de folhas de gelo efêmeras do Hemisfério Norte (por exemplo, Groenlândia, Alasca, Labrador) entre 6,0 e 5,5 milhões de anos, que eram altamente suscetíveis à insolação forçada.

O Site 1146 registros além disso, revelam que o clima de refrigeração e intensificação da monção de inverno em ~7 Ma coincidiu com a fase final de um longo prazo, global bentônicas, e planktic δ13C decline27,28 (LMCIS, Figs. 2a e 4c, d). Esta grande mudança de ~1‰, que começou perto de 7,8 Ma, tem sido interpretada como uma diminuição global no δ13C do bloco de carbono inorgânico dissolvido, embora suas causas permanecem debatidas (por exemplo, refs. 22,45,46). Uma visão de longa data entre as hipóteses contestadas é que esta diminuição global de δ13C foi ligada à propagação tardia do Mioceno de prados C4, que são mais bem adaptados ao baixo pCO2 e à diminuição da precipitação sazonal. Acredita-se que esta expansão em larga escala tenha resultado em uma transferência de 13C do mar para a pool47,48,49 De Carbono terrestre. Uma diminuição do pCO2 atmosférico, ligada, por exemplo, a alterações a longo prazo nos inventários de carbono oceânico e/ou terrestre, poderia explicar o arrefecimento climático após ~7 Ma associado à migração para o equador da ITCZ e à contração da WPWP.

o gradiente entre o bentónico e o plânctico δ13C fornece informações adicionais sobre as alterações no pCO2 atmosférico, uma vez que é influenciado por dois factores principais: a eficiência de sequestração da bomba biológica e os processos de equilíbrio entre o oceano superior e a atmosfera (Nota complementar 4; Fig. suplementar. 10). O tempo de equilíbrio de δ13C na camada superficial mista do oceano apresenta uma correlação linear com a relação de carbono inorgânico dissolvido com pCO2, o que leva a um equilíbrio lento e a um aumento de δ13C na camada mista do oceano em relação à atmosfera sob baixo pCO2. Simulações recentes de modelos mostraram que o equilíbrio acelerado sob o pCO2 atmosférico elevado diminui o desequilíbrio isotópico, leva ao baixo oceano superior δ13C e, assim, diminui o gradiente entre o δ13C das massas de água superficial e profunda 50. Consequentemente, o gradiente δ13C vertical no oceano apresenta um declive mais suave sob o alto pCO2 atmosférico e inclina-se durante intervalos de declínio do pCO2.

inclinar o gradiente entre o planktic e o benthic δ13C após ~7 Ma no local 1146, quando as temperaturas das camadas mistas também diminuíram (Fig. 3a, b), sugere que os níveis de pCO2 diminuíram, eventualmente atingindo níveis que permitiram a formação de placas de gelo transitórias do Hemisfério Norte entre 6.0 e 5.5 Ma. Este gradiente mais acentuado também denota um intervalo prolongado de produtividade marinha substancialmente aumentada e taxas de acumulação de componentes biogénicos (“bloom biogénico” originalmente descrito em ref. 51) em vários locais nos oceanos Pacífico, Índico e Atlântico (por exemplo, ref. 52 e suas referências). No leste do Oceano Pacífico equatorial, a deposição de opal e carbonatos atingiu um máximo entre 7,0 e 6,4 Ma durante o pico da floração biogénica na região46. Assim, um cenário plausível é que as mudanças no fornecimento de nutrientes e/ou caminhos estimularam a produtividade marinha após ~7 Ma. Inclinação do gradiente de temperatura do equador para o pólo associado ao arrefecimento global após ~7 Ma (Fig. 3a, b; ref. 2) promoveu a intensificação da circulação de Hadley e Walker com repercussões sobre a circulação movida pelo vento e padrões de precipitação (por exemplo, ref. 53). O fortalecimento dos ventos pode ter, por sua vez, fomentado o afloramento e a fertilização oceânica, ajudando a impulsionar intensas florescências biogênicas através do Oceano Pacífico, o que aumentou o armazenamento de carbono e diminuiu o pCO2 no oceano em um ciclo de feedback positivo.o trabalho anterior mostrou que a amplitude do LMCIS difere nas bacias oceânicas (por exemplo, ref. 54). Em particular, uma comparação dos perfis de δ13c bentónicos indica que o gradiente entre os oceanos Pacífico e Atlântico se intensificou durante a fase final do LMCIS (Fig. 6B; ref. 54). Quanto mais íngreme a inter-basinal gradiente depois de ~7 Ma não pode ser explicado pelo aumento da produção e para o sul advecção de Água Profunda do Atlântico Norte, como este relativamente quente e/ou frescas (mais leve δ18O) e 13C-enriquecido, a massa de água parece não ter se espalhado para o Atlântico Sul e Oceano Austral, que permaneceu influenciado por mais frio, mais denso (mais pesado δ18O) e δ13C esgotado massas de água até o final do Mioceno (Fig. 6A, b; ref. 54). Alternativamente, o gradiente inter-basinal mais íngreme δ13C após ~7 Ma pode ser impulsionado por uma maior exportação de águas enriquecidas com nutrientes com um menor pré-formado δ13C do Oceano Antártico para o Oceano Pacífico (por exemplo, ref. 54) e / ou para aumentar a produtividade primária e regeneração de nutrientes no Oceano Pacífico de baixa latitude.

a Comparação do final do Mioceno inter-basinal bentônicas de δ18O e δ13C gradientes. a Vertical distribution of δ13C in world’s oceans following late Miocene δ13C shift. Valores médios ao longo do intervalo 7-5 Ma para os principais locais nos oceanos Pacífico, Atlântico, Índico e Sul compilados a partir de refs. 22,54,55,76, NADW: North Atlantic Deep Water, PCW: Pacific Central Water. b Late Miocene evolution of inter-basinal benthic δ18O and δ13C gradients: comparison of Pacific ODP Site 1146 and Atlantic ODP Sites 926 and 99922,23 and equatorial Pacific IODP Site U133855 over interval 9-5 Ma. Os dados de isótopos estáveis dos Sites 926 e 999 são traçados em modelos de idade originalmente publicados. Ao longo do intervalo 8.2-7.5 Ma, o modelo de idade do Site U1338 foi ajustado para o do Site 1146 através da afinação dos registros δ13C. O sombreamento de lilás marca um declínio global δ13C coincidente com o aumento do planctico δ18O e a modulação de obliquidade de alta amplitude de δ18o bentónico. o sombreamento Azul Marca a fase final do declínio global δ13C. O sombreamento laranja claro marca o aquecimento do clima após 5,5 Ma. Curva suave em b equipados usando localmente ponderada de mínimo erro quadrático (Lowess) método

a Comparação de bentônicas δ13C perfis do Site U1338 no abissal Pacífico equatorial Ocean55 e raso Site 1146, no noroeste subtropical do Oceano Pacífico (Fig. 6b) mostra que a composição das massas de água do Pacífico mudou após 7,2 Ma. A convergência dos registros δ13C após 7.2 Ma indica expansão de uma massa de água profunda do Pacífico central empobrecida δ13C em profundidades mais rasas durante o pico da bloom biogênica. Se impulsionada principalmente pelo aumento da produtividade e regeneração de nutrientes nos oceanos Pacífico e Índico, a expansão de uma massa de água profunda enriquecida com 12C depois de 7,2 Ma também implica o aumento do armazenamento de carbono no Oceano Pacífico profundo. A eficiência global da bomba biológica reflecte um equilíbrio entre regiões de alta e baixa latitude com diferentes eficiência56. Assim, o aumento da produtividade e da exportação de matéria orgânica no oceano tropical e subtropical pode aumentar a eficiência global de sequestro e menor pCO2 atmosférico, mesmo quando a formação de água profunda ocorre em áreas de alta latitude com uma bomba biológica ineficiente.

os dados integrados do isótopo bentônico no Site 1146 fornecem a primeira série de tempo contínua e altamente resolvida a partir de um único site que abrange as últimas 16.4 Myr (Fig. 7a). Estes registros estendidos rastreiam a transição de uma fase climática do Mioceno médio mais quente com uma camada de gelo Antártica reduzida e altamente dinâmica (até ~14 Ma) para um modo cada vez mais frio, com camadas de gelo mais permanentes e estáveis no final do Miocene17. Estes registros, além disso, nos permitem avaliar a relação de longo prazo entre a força radiativa e a resposta do oceano/clima que está impressa no sinal bentônico δ18O. Por exemplo, o ciclo de obliquidade de 41 kyr é especialmente proeminente na série benthic δ18O entre 7.7 e 7.2 Ma (Fig. 2c), durante uma configuração da órbita da terra, quando a variabilidade de alta amplitude na obliquidade é congruente com a variabilidade de extremamente baixa amplitude em curta excentricidade (figos suplementares. 3, 4A, E). O início da ~80 kyr longo positivo excursão bentônicas de δ18O centrado em 7,2 Ma nomeadamente coincide com mínimos em obliquidade (41 kyr) e de excentricidade (100 kyr, 400 kyr, e 2,4 Myr modulação de amplitude) (Fig. 7B; Supplementary Fig. 3). Nos mínimos de obliquidade e excentricidade, a menor insolação de verão em altas latitudes inibe o derretimento da neve e do gelo. Esta conjunção de fatores climáticos provavelmente promoveu uma fase fria sustentada nas altas latitudes que durou dois ciclos de obliquidade consecutivos, resultando em uma excursão bentônica δ18O positiva. Renovadas variações de alta amplitude na excentricidade e precessão, juntamente com a variabilidade de amplitude máxima na obliquidade, provavelmente levaram os rebotes sucessivos entre 7,2 e 7,0 milhões de anos.

Médio do final do Mioceno clima de refrigeração passos coincidente com incomum congruência da órbita da Terra. a Miocene to Pleistocene (16-0 Ma) benthic δ18O and δ13C records from ODP Site 1146, compiled from refs. 15, 16, 17, 18 e este trabalho. As setas azuis marcam as principais fases da expansão glacial/arrefecimento em águas profundas; 3 pt suave: 3 pt média móvel. A sombra lilás marca um declínio global δ13C coincidente com o aumento planctico δ18O e a modulação obliquidade de alta amplitude de δ18o bentônico. O sombreamento Azul Marca a fase final do declínio global δ13C. O sombreamento laranja claro marca o aquecimento do clima após 5,5 Ma. b Comparison of benthic (C. wuellerstorfi and/or C. mundulus) δ18O from ODP Site 1146 (15,16,17 and this work) with orbital parameters (excentricity and obliquity from ref. 21) revela uma sequência semelhante de eventos climáticos durante três episódios de arrefecimento do Mioceno com configuração orbital de fundo muito semelhante. O sombreamento azul marca o resfriamento de episódios após um longo período de variabilidade de alta amplitude em obliquidade congruente com baixa variabilidade de curta excentricidade (sombreamento cinzento). Luz laranja sombreamento marcas transitória episódios de aquecimento coincidente com alta amplitude de variabilidade em curto excentricidade

Esta sequência de eventos climáticos, bem como o seu plano orbital de configuração foram notavelmente semelhantes durante dois anteriores Mioceno resfriamento episódios: o Mioceno médio clima de transição em ~13.9 Ma, que resultou em grande expansão do manto de gelo da Antártida Oriental e o menos pronunciado passo de arrefecimento do Mioceno final a ~9.0 Ma (Fig. 7b). Em todos os três casos, o ciclo 41 kyr inicialmente se destaca no sinal δ18o bentônico durante um período prolongado de variabilidade de alta amplitude na obliquidade, congruente com baixa variabilidade na excentricidade curta. Um enriquecimento marcado no δ18O bentónico (0,2–0,3‰), indicativo do crescimento do gelo e/ou do arrefecimento em águas profundas no final deste intervalo, coincide com valores mínimos prolongados de excentricidade de ~100-200 kyr. Os rebotes subsequentes na insolação de pico, ligados a mudanças na cadência de excentricidade (de 400 a 100 kyr variabilidade), indicam episódios de desintegração transitória de placas de gelo e aquecimento de águas profundas. Esta congruência orbital incomum parece propícia ao resfriamento de alta latitude nos hemisférios norte e sul, embora as condições de fronteira diferissem marcadamente durante estes três intervalos de mudança climática. A fase de arrefecimento do Mioceno médio ocorreu numa fase climática muito mais quente, caracterizada por δ18O bentónico médio substancialmente mais leve (Fig. 7a, b). Nesta época,a camada de gelo menos extensa sobre a Antártida era provavelmente mais dinâmica e altamente sensível à insolação de Verão do Hemisfério Sul 57, 58, em contraste com a camada de gelo Antártica mais expandida durante o final do Mioceno. Esta perspectiva de longo prazo ilustra a resposta não linear do oceano/sistema climático ao forçamento orbital e o papel dos processos internos de feedback, incluindo histerese de placas de gelo, gradientes de temperatura latitudinal, circulação oceânica e troca de CO2 entre reservatórios terrestres, atmosféricos e oceânicos.

indiscutivelmente, a incerteza do co 2 forçando durante o Mioceno continua a ser um grande desafio para definir as características e dinâmicas dos estados climáticos mais quentes. Embora, as atuais reconstruções do pCO2 não mostrem nenhuma mudança significativa através do final do Mioceno, com níveis permanecendo perto ou ligeiramente acima dos níveis pré-industriais, incertezas em excesso de 200 P.P. m. (ver compilações na ref. 9,59,60) impedir a avaliação da variabilidade e sensibilidade ao CO2 forçando dentro do intervalo pré-industrial crítico para o moderno. Para testar a sensibilidade dos resultados a pCO2 incertezas, algumas simulações do final do Mioceno clima utilizando acoplado oceano–atmosfera modelos de circulação de ter aplicado atmosférica pCO2 concentrações no intervalo pré-industriais (~280 p.p.m.), assim como os mais elevados níveis de 400-450g p.p.m. (por exemplo, refs. 60,61). Estes estudos indicaram grandes mudanças na distribuição de vegetação 60 e cobertura de gelo do mar 61 no hemisfério norte sob estes diferentes estados pCO2. Em particular, as áreas florestais diminuíram e o albedo das massas de terra da Eurásia e da América do Norte aumentou sob o nível mais baixo de pCO2, devido às temperaturas médias do ar acentuadamente mais baixas (4-10 °C) e à diminuição da precipitação durante o inverno boreal60. Estes achados estão de acordo com um study62 modelo anterior, que descobriu que as mudanças de vegetação eram mais importantes do que a paleogeografia na determinação do clima do Mioceno tardio. Simulado média de verão de SST e mar concentrações de gelo no Ártico Ocean61 revelou também que a região é altamente sensível a mudanças relativamente pequenas na pCO2, como um ano de gelo do mar de cobertura prevalece o central, no Oceano Ártico dos níveis pré-industriais, enquanto que o verão está livre de gelo em concentrações de 450 p.p.m. Esta diferença na cobertura de gelo sazonal é fundamental, pois implica muito diferentes feedbacks em termos de albedo e troca de calor com profundas repercussões globais climate61. Simulações recentes de modelos de calor Plioceno também destacaram a importância de feedbacks associados com albedo de nuvens e mistura oceânica na condução de mudanças nos gradientes de temperatura meridional e zonal, apesar de mudanças relativamente modestas em pCO263,64,65,66.dados deste estudo sustentam que o resfriamento climático subtropical e a intensificação da monção de Inverno Do Sudeste Asiático após ~7 Ma foram sincronizados com a diminuição do pCO2 (figos. 3-A e 4-B) num contexto global de inclinação dos gradientes térmicos meridionais (2). Especula-se que esta mudança climática do Mioceno tardio foi associada a um declínio relativamente pequeno no pCO2, que foi amplificado por uma conjunção de feedbacks positivos. Variações na cobertura de gelo do Hemisfério Norte e vegetação em conjunto com mudanças na circulação oceano–atmosfera foram provavelmente fundamentais na condução do clima do Mioceno tardio, como ilustrado por recentes simulações de Modelagem do clímate60,61,62. O comportamento dinâmico do sistema oceano-clima entre 9 e 5 Ma sugere um acoplamento estreito entre as variações do ciclo do carbono e a evolução climática de baixa latitude. Em particular, nossos resultados mostram que as mudanças no volume de gelo antártico não foram o principal motor do desenvolvimento climático do final do Mioceno e que os processos de baixa latitude, incluindo o vento monosonal forçando a circulação e a produtividade do alto oceano tiveram uma forte influência na dinâmica do ciclo clima-carbono. O início de condições climáticas mais frias em ~7 Ma durante a fase final do LMCIS coincidiu com a intensificação da monção asiática de Inverno e o fortalecimento da bomba biológica do Oceano Pacífico, que persistiu até ~5,5 Ma. Isto sugere que mudanças no ciclo de carbono global envolveram transferência de carbono terrestre em um clima de resfriamento, secagem, bem como flutuações na capacidade de armazenamento de carbono do oceano profundo e do Sumidouro sedimentar de carbono. Glaciações efêmeras do Hemisfério Norte entre 6,0 e 5,5 Ma indicam adicionalmente que os níveis atmosféricos de pCO2 pairavam perto e ocasionalmente atingiam o limiar necessário para o crescimento do manto de gelo do Hemisfério Norte durante este período.