The Southern Ocean mechanism of the Late Pleistocene glacial cycling and its implications for the formation of the northern hemisphere ice sheet
-
摘要:
目前，学术界普遍认为南大洋对调节晚更新世冰期/间冰期大气二氧化碳分压(pCO2)变化发挥了重要作用。在晚更新世，冰期大气pCO2比间冰期大气pCO2下降约90×10−6。而在约2.7 Ma，随着北极冰盖快速扩张( intensification of Northern Hemisphere Glaciation，iNHG)，冰期旋回振幅增大，大气pCO2也骤降。探究晚更新世冰期及iNHG时期大气pCO2下降的原因，对构建完整的冰期旋回理论意义重大。本文综合晚更新世冰期南大洋北部的亚南极区(Subantarctic Antarctic Zone，SAZ)和南部的南极区(Antarctic Zone，AZ)的洋流、海冰、生产力等记录，分析了两个区域在晚更新世冰期可能的储碳机制，并结合iNHG时期各项地质记录，讨论南大洋洋流、碳储库在iNHG期间所发生的变化。结果认为，SAZ和AZ使冰期大气pCO2下降的机制不完全相同，铁肥输入增强导致SAZ生物泵效率增强，增加了海洋固碳，而在AZ，深水通风减弱、海冰扩张、深海分层增强是加强深海碳封存的关键机制。同时，iNHG时期洋流、碳储库等记录表明，南源水向北大西洋、北太平洋深部显著扩张，南大洋海冰扩张，铁肥输入增强，太平洋碳储库增大，暗示iNHG时期南大洋机制可能是大气pCO2下降的原因，直接造成了晚上新世北极冰盖的最终形成。
Abstract:It has been generally believed that the Southern Ocean has played an important role in modulating glacial/interglacial changes of the atmospheric partial pressure of carbon dioxide (pCO2) during the Late Pleistocene. In the late Pleistocene, the atmospheric pCO2 during the glacial periods was about 90×10−6 lower than that during the interglacial periods. Furthermore, in around 2.7 Ma, with the intensification of the Northern Hemisphere Glaciation (iNHG), the amplitude of glacial cycles increased, while the atmospheric pCO2 greatly decreased. Exploring the reasons for the decline in atmospheric pCO2 during the Late Pleistocene glaciation and the iNHG period is of great significance for constructing a complete theory of the Ice Ages. We combined the records of ocean currents, sea ice, and productivity in the Subantarctic Antarctic Zone (SAZ) in the northern part of the Southern Ocean and the Antarctic Zone (AZ) in the southern part of the Southern Ocean during the Late Pleistocene glaciation, investigated the possible carbon storage mechanisms in these two regions during this period, and discussed the changes in the Southern Ocean currents and carbon reservoirs during the iNHG period by integrating geological records. We proposed that SAZ and AZ had different carbon storage mechanisms during ice ages. The enhancement of iron fertilization increased the biological pump efficiency in the SAZ, thus increasing ocean carbon sequestration. Meanwhile, in the AZ, weakened deep-water ventilation, sea ice expansion, and enhanced deep-sea stratification were the key mechanisms for enhancing deep-sea carbon sequestration. Additionally, records of ocean currents and carbon reservoirs during the iNHG period indicate that southern ocean sourced waters expanded significantly towards the deep North Atlantic and North Pacific, with an expansion of sea ice in the Southern Ocean, enhancement in iron fertilization, and the increase in the Pacific carbon reservoir. We infer that the Southern Ocean mechanisms of the Late Pleistocene ice glacial cycling had probably contributed greatly to the decrease in the atmospheric pCO2 during the period of the iNHG, which triggered the final formation of the northern hemisphere glaciation.
-
新生代全球气候逐渐变冷[1]，以地球两极冰盖的依次出现为特征。南极冰盖在约34 Ma开始发育，而在约2.7 Ma，全球底栖有孔虫钙质壳体的氧稳定同位素δ18O急剧负偏、振幅增大[2-4]，同时北半球高纬度地区出现大量冰筏沉积碎屑[5-6]，标志着北极冰盖快速扩张（iNHG），自此地球两极都被冰盖覆盖，开启了第四纪冰期-间冰期气候旋回模式。米兰科维奇计算了太阳辐射量如何随着纬度及地球轨道参数（偏心率、斜率、岁差）的变化而变化，并将65°N夏季太阳辐射量变化作为造成第四纪冰期旋回的主因。他认为，漫长而凉爽的夏季使冬季积雪难以消融，再通过冰盖的高反照率、地表温度等反馈机制使冰盖长得更大[7]。然而，米兰科维奇理论也面临着一系列难题和挑战。例如，偏心率对太阳辐射量的影响比斜率、岁差低一个量级，不足以解释晚更新世气候变化冰期旋回中显著的10万年偏心率周期。此外，太阳辐射量由岁差周期主导，在一个岁差周期内，夏至日位于远日点时，北半球夏季应该最“冷”，而南半球夏季应该最“热”，也就是说，岁差对于南北半球太阳辐射量的作用相反，但岁差周期在南北半球的地质记录中却是同步变化的[8]。因此，仅地球轨道参数的周期性变化，可能无法充分解释气候系统的冰期-间冰期旋回。而CO2作为温室气体，可以放大冰期旋回的振幅[9]，同时，大气CO2的分布是全球性的，有助于解释南北半球的气候一致性[10]，并且，大气pCO2记录在冰期旋回周期上领先于温度变化[11]和全球冰量变化[12]，可能通过反馈影响第四纪冰期-间冰期变化。
海气交换，是调控大气CO2浓度最有效的途径，深层海水是表层系统最大的碳库，因此冰期时大气减少的CO2应当到海洋去找，海洋一直被认为是冰期-间冰期pCO2变化的核心原因[13]。南大洋过程影响着大气pCO2，早在1980年代，就已将冰期大气pCO2下降的原因聚焦到了南大洋[14-16]。南大洋，即所谓“世界第五大洋”，其南部边界为南极洲大陆。南大洋的地理范围不止一个定义，国际水文地理组织（International Hydrographic Organization，IHO） 2000年将 60°S 以南的全部海域定义为南大洋，这是政治层面的定义；若以绕南极流（Antarctic Circumpolar Current，ACC）的存在范围定义南大洋，则定义为38°S以南的海域；若以具有南大洋海洋学现象定义，则可界定为30°S以南的海域[17-18]。南大洋的生物地球化学变化和深部环流变化可能都为冰期大气pCO2下降做出了贡献。生物产生的有机物从表层水下沉到深部，再矿化释放CO2，即生物泵降低了表层水CO2分压，并使CO2在深层水中聚集，同时通过增加全球海洋碱度来进一步吸收大气CO2[10]。由于南大洋上升流的存在，能将富含CO2的深层水带到表层进行通风，释放到大气中，在冰期，这种机制可能减弱[10]。目前，有生物化学指标证据表明，冰期南大洋亚南极区域生物泵效率增强[19]，可能是大气pCO2冰期下降的重要原因。而冰期海冰扩张也可能通过降低海气交换面积和改组深部洋流来降低大气pCO2[20-21]。
我们推测，相似的机制很可能也发生在约2.7 Ma的iNHG时期，通过使大气pCO2下降来放大冰期旋回的振幅。本文聚焦于第四纪冰期旋回中的南大洋机制，通过梳理前人研究，分析南大洋在冰期降低大气pCO2的具体作用，同时结合iNHG时期各项证据，讨论南大洋机制在iNHG时期的作用及意义。
1. 第四纪冰期旋回与大气pCO2
第四纪地表气候变化呈现稳定的冰期-间冰期旋回，具有占据主导的偏心率周期（10万年），很强的斜率周期（4万年）和岁差周期（2万年）。米兰科维奇理论认为， 65°N夏季太阳辐射的周期性变化是地表气候演变冰期旋回的原因[7]。尽管太阳辐射由地球轨道偏心率、斜率和岁差调控，但65°N夏季太阳辐射的主导周期却是岁差，此外还有明显的斜率周期，但偏心率非常微弱，与第四纪气候演变冰期旋回的周期性变化特征不符（图1，f、g）。此外，从曲线形态来看，太阳辐射曲线与第四纪环境参数的变化曲线，比如底栖有孔虫δ18O指示的全球冰量变化也差别很大[2,22]（图1a、b、c）。因此，在太阳辐射作为气候变化外部强迫的背景下，地内气候系统的反馈机制就成了第四纪冰期旋回得以建立的关键过程。
![]()
图 1 80万年来气候变化记录a：65°N夏季太阳辐射量[22]，b：地球轨道参数斜率[22]，c：全球底栖有孔虫δ18O综合曲线LR04[2]，d：根据南极Vostok冰芯重建的大气δ18O[9]，e：根据南极冰芯重建的pCO2[9, 23]，f：晚更新世底栖有孔虫δ18O（LR04）[2]频谱分析（采用origin软件），g：晚更新世65°N夏季太阳辐射量频谱分析[22]（采用origin软件）。Figure 1. Records of climate change over the last 800 thousand yearsa: Insolation of 65°N[22], b: obliquity[22], c: a compilation of benthic foraminiferal δ18O records(LR04)[2], d: δ18Oatm as reconstructed from Vostok ice core[9], e：pCO2 as reconstructed from Antarctic ice cores[9,23], f: spectrum analysis of benthic foraminiferal δ18O[2] over the Late Pleistocene, g: spectrum analysis of insolation of 65°N over the Late Pleistocene[22].大气中的CO2作为重要的温室气体，在地球宜居性的发展过程中起到了恒温器的作用。南极冰芯记录表明（图1e），晚更新世大气pCO2的变化具有与全球冰量相似的冰期旋回特征，冰期pCO2为低值，约为180×10−6，间冰期为高值，约为（280～300）×10−6 [9, 23]。南极冰芯记录也显示，冰芯δ18O揭示的大气温度与大气pCO2高度相关（图1d），也印证了大气CO2作为地球气候系统的恒温调节器功能，表明大气CO2可以通过一系列反馈作用，放大气候变化冰期-间冰期旋回的振幅[9]，即降低的大气pCO2很可能在冰期使气候变得更冷。Shackleton利用冰芯和深海沉积记录，揭示大气pCO2的变化在地球轨道周期上领先全球冰量变化，表明大气CO2对第四纪冰期旋回的发展有重要作用[12]。因此，探究大气CO2在冰期下降的原因成为学术界关注的焦点。
冰期陆地植被覆盖面积减小、沙漠面积增加、森林转变为草原。沉积记录表明，陆地碳库在末次盛冰期（Last Glacial Maxium，LGM）下降了约1.3 ×1012 t [24]。因此，陆地碳库可能在冰期向大气、海洋释放CO2，无法解释大气pCO2在冰期时的下降。而海洋碳库作为地球系统最大的碳库，碳储量是陆地碳库的20倍、大气碳库的50倍，在地球系统碳循环中起到重要的作用，推测冰期时大气中消失的CO2很可能埋藏在深海碳库之中。CO2的溶解度随温度的降低而升高，这一物理机制可以导致冰期时海洋通过溶解泵吸收更多的大气CO2，但冰期时海洋盐度增加会导致CO2在海水中的溶解度下降，陆地生物量收缩也会向大气释放CO2，上述过程可以相互抵消[25]，不足以解释大气CO2在冰期的下降。海洋表层的浮游生物通过光合作用降低表层CO2浓度，与大气碳库进行交换，以有机物形式沉降到海洋深部，再矿化释放CO2，并随着深水环流运移[21]。表层海洋初级生产力以及相关的固碳量很大程度上受控于营养物质[26]，而南大洋将大部分深部水体带到表层，形成新的深水后返还各大洋，是调控海洋营养物质分布的主要枢纽[27]。同时，其表层的生物化学循环过程、季节性海冰也是影响全球碳循环的重要过程。目前，越来越多的深海沉积证据将大气pCO2下降的原因指向南大洋。
2. 南大洋对冰期大气pCO2下降的调控机制
2.1 南大洋经向翻转环流
南大洋的经向翻转环流可以分成上下两个单元。在南大洋上方，存在着强劲的西风带（53°～63°S），由于风应力与科氏力的共同作用，将表层水向北方的极地锋区（Polar Front Zone，PFZ，位于SAZ和AZ之间）、亚南极地区输送，并在南极极锋（PF）附近俯冲形成亚南极模态水（Subantarctic Mode Water，SAMW）和南极中层水（Antarctic Intermediate Water，AAIW）， SAMW和AAIW在海洋浅层（约200～
1000 m）继续向低纬海区运输[28]。由于产生了北向的Ekman输送，使海面高度向北升高，经向压力梯度增大，当压强梯度力与科氏力相平衡时，产生东向输送的地转流——绕南极流（ACC），同时，由于Ekman幅散效应产生南大洋上升流[29]。南大洋上升流大致占全球深水上升流总量的70%～80%[30-31]，它将大量的、来自其他大洋的深部水体沿着ACC倾斜的等密度面绝热输送至表层，并且发生混合，形成绕极深层水（Circumpolar Deep Water，CDW，Sverdrup将这种在ACC内均匀混合的深层水与其母水团区分开来，称为绕极深层水）[29, 32]。CDW中密度较小的上绕极深层水（Upper Circumpolar Deep Water，UCDW）和表层向北输送的平流共同构成了南大洋经向翻转环流的上部单元[33]。南大洋经向翻转环流的下部单元包括密度较大的CDW，称为下绕极地深层水（Lower Circumpolar Deep Water， LCDW），LCDW在ACC南侧的南极大陆附近出露水面[34]。这部分水与海冰盐析作用形成的接近冰点的高密度陆架水混合，形成沉入海底的南极底层水（Antarctie Bottom Water，AABW），进而又从深部返还各个大洋[18]。上下两个翻转环流单元可以通过其占据水体和为深部水体所通风的表层区域来划分[28, 35]。例如，上部翻转环流单元主要占据了海洋中的浅层水体和一部分的深层水体，南大洋表层区域为上部翻转环流单元的浅层水体通风（例如AAIW/SAMW），而北大西洋表层则通过形成北大西洋深层水（North Atlantic Deep Water，NADW）为上部翻转环流单元的深部通风。下部翻转环流单元主要占据了海洋深部剩下的、不从北大西洋通风的水体，其在南大洋的AZ区域进行通风[28]。由此可见，南大洋连接着海洋的各个组成部分，是全球海洋的混合中心，不仅在水平方向上连接着大西洋、印度洋、太平洋，还将海水与南极海冰连接，更是表层和深层水体输送、交换的关键路线[29]。其将大量富含CO2的深层海水上升至南大洋表层进行通风。相较于北大西洋，南大洋生物泵效率低下，不能有效阻止深部水体中的CO2在上升到表层时向大气的逸出[10, 36-37]。因此，如果某些南大洋过程阻碍了深部水体释放CO2，就会使大气pCO2降低。在南大洋的生物化学、物理机制双重作用下，可能会加强冰期海洋对碳的封存[10]。2.2 南大洋生物化学机制
2.2.1 海洋碳酸盐化学体系
CO2是一种特殊的气体，不仅能溶于水，还能与水发生反应生成碳酸（H2CO3）。H2CO3是一种弱酸，在水中不完全电离。反应方程式如下：
$$ {\mathrm{C}\mathrm{O}}_{2}+{\mathrm{H}}_{2}\mathrm{O}\left({\mathrm{H}}_{2}{\mathrm{C}\mathrm{O}}_{3}\right)\mathop{= =}\limits^{\rm k_1^*}{\mathrm{H}\mathrm{C}\mathrm{O}}_{3}^-+{\mathrm{H}}^+\mathop{= =}\limits^{\rm k_2^*}{\mathrm{C}\mathrm{O}}_{3}^{2-}+2{\mathrm{H}}^+ $$ 由此可见，在碳酸盐体系中，主要的物质组成为CO2 （包括游离CO2和H2CO3）、$ {\mathrm{H}\mathrm{C}\mathrm{O}}_{3}^{-} $、$\rm CO^{2-}_3 $。此外，碳酸盐系统中还存在着两个重要参量：溶解无机碳（dissolved inorganic carbon，DIC）和碱度（Alk）。前者代表系统中的碳总量守恒，后者代表系统中的电荷守恒。在一定的温度、盐度、压力下，碳酸盐系统中的pH和各物质浓度比例在多数情况下受到DIC和Alk的控制。例如，如果海洋中存在着大量的DIC，碱度却很小，意味着大部分DIC必须以不带电荷的CO2形式存在[38]。而海水中的DIC、Alk变化主要是由于一些生物化学过程，例如在表层，浮游植物光合作用/呼吸作用会吸收/释放CO2，消耗/增加DIC而不改变Alk。而在深部，碳酸钙（CaCO3）的沉淀/溶解会消耗/产生约2∶1的Alk/DIC[38]。
2.2.2 生物泵与碳酸盐泵
生物泵是海洋中一种生态系统过程。首先，浮游植物在海洋表层通过光合作用吸收CO2和营养盐，并将其转化为有机形式，最后随着浮游植物的死亡将这些有机物输送到海底。显而易见，若生物泵效率提高，则从海水表层输入到深部的碳增加，大气pCO2下降。生物泵效率取决于海水中预制型营养盐（preformed nutrient）和再生型营养盐（regenerated nutrient）的比例，前者指溶解在表层未经浮游植物利用，并通过海洋环流流入深部的营养盐，代表着浮游植物对营养盐利用的不充分，即增加了CO2向大气的泄露；后者指浮游生物下沉到深部所释放的无机形式的营养盐，代表深部大洋对CO2的封存。因此，海洋平均预制型营养盐浓度越低，代表着在生物固碳过程中对营养盐库的利用越充分，生物泵效率越高[28]。
相较于低纬度海区和北大西洋高纬海区，南大洋对于营养盐的利用相当不充分，其预制型营养盐浓度高，因此，全球海洋中的预制型营养盐绝大多数来源于南大洋[39]，即全球海洋整体生物泵效率取决于南大洋过程。一般来说，全球海洋平均预制型营养盐浓度降低主要源于两种南大洋过程：情形一是南大洋表层生物泵效率提高，包括亚南极区域（SAZ）、南极区域（AZ），导致其预制型营养盐浓度降低，进而输送到海洋深部[25, 37]；情形二是相较于其他预制型营养盐低的通风海区（例如北大西洋），南大洋所通风的深水量下降[26, 39]。这两种情形均会导致海洋生物泵效率提高，固碳量增大，使大气pCO2下降。值得一提的是，南大洋的两个区域（SAZ、AZ）在发生情形一、情形二时可能对大气pCO2产生并不完全等同的效应。从全球角度来看，AZ区域深水通风量最大（为AABW通风），其预制型营养盐浓度也最高，因此相较于SAZ区域，其过程变化对大气pCO2下降效果应更为显著[37]。
此外，海洋中还存在着一种与生物泵类似，但效果相反的碳酸盐泵[40]。即海水表层消耗$ \rm CO^{2-}_3$，生成钙质壳体和CO2，而壳体在海洋深部与CO2作用发生溶解，释放$\rm CO^{2-}_3 $，即将表层的碱度“泵”到深层，并随着南大洋上升流重新返回表面。根据本文2.2.1节海水碳酸盐化学体系，表层海水碱度通过调控pH来改变碳酸盐系统中[CO2]、[$\rm HCO^-_3 $]、[$\rm CO^{2-}_3 $]的比例，影响表层海水pCO2，进而调控表层海水向大气化学吸碳的能力。类比于预制型营养盐、再生型营养盐，碳酸盐泵的效率也取决于海洋中的预制型碱度、再生型碱度。前者指随上升流返回表层，未被用于生成CaCO3而是用于吸收CO2的碱度，代表着表层海水的化学吸碳能力；后者指在深部碳酸钙壳体发生反应溶解所释放的碱度，代表着表层海水生成碳酸钙壳体、释放CO2的能力[28]。若海洋内部预制型碱度低而再生型碱度高，则表明海洋化学吸收CO2的量下降，碳酸盐泵效率高，大气pCO2上升[28]。同样的，海洋内部平均预制型碱度浓度也应取决于南大洋过程，因为相较于北大西洋海区，南大洋表层生成的CaCO3不足，即有多余的碱度用于化学吸收CO2，其预制型碱度更高。
生物泵和碳酸盐泵在北大西洋、南大洋产生了截然相反的作用。北大西洋营养盐利用充分，预制型营养盐低，生物泵效率高，表层向大气吸碳，但其也生成更多的CaCO3，预制型碱度低，碳酸盐泵效率高，从化学角度向大气放碳；而南大洋则恰恰相反，其表层营养盐利用不充分，生物泵效率低，向大气放碳，而其碳酸盐泵效率低，向大气吸碳能力更强。因此，若亚南极区域（SAZ）海洋生物泵效率增加、生物固碳量增加，那么海洋碳酸盐泵效率也随之加强，降低了表层海水吸收CO2的能力，相对限制了生物固碳导致的大气pCO2下降。然而，若是南大洋AZ区域营养盐利用更充分导致的海洋生物泵效率增强，则不会同步增强海洋碳酸盐泵，因为AZ区域主要浮游生物为硅藻，几乎不产生碳酸钙壳体，并不会降低南大洋的预制碱度[28]。总之，南大洋的预制型营养盐浓度、预制碱度影响着全球海洋的生物固碳、化学吸碳能力。
浮游生物对营养盐的利用程度受到Fe浓度的限制，因为Fe能够影响浮游植物对N、P营养盐的吸收。Martin等根据南极冰芯中CO2浓度与Fe呈现负相关的现象提出了“Fe施肥”假说，即Fe的供应能够限制浮游植物生产力，如果增加Fe的含量，可以促进浮游植物对营养盐的利用，加强生物泵效率[41]。南大洋的亚南极区域与南半球主要风尘源位于同一纬度带，因此是Fe施肥的最佳区域[42]。Kumar等[43]认为，LGM时期亚南极区域的生物下沉通量显著增加，指示了生产力的增强，而亚南极区域ODP1090站的风尘记录证明Fe供应在冰期时增加[42]，同时硅藻δ15N数据也表明LGM时期亚南极区域营养盐利用更加充分[19]，降低了输送到中深层海洋的预制型营养盐浓度，提高了生物泵效率，促进了大气pCO2下降，符合上述情形一。此外，诸多指标记录表明，冰期时南极区域（AZ）的生产力与亚南极区域（SAZ）发生了截然不同的变化，其生产力下降[44-45]，但营养盐利用程度却增加[46-47]，这说明来自深部的营养盐总供应下降，反映AZ区深层水通风量下降，意味着更多深层水在预制型营养盐浓度低的区域通风，降低了海洋平均预制型营养盐浓度，生物泵效率增加，大气pCO2下降，符合上述情形二。因此，冰期时，很有可能存在着情形一、情形二的共同作用，增加了全球海洋生物泵效率，增加了海洋生物固碳，进而导致大气pCO2下降。
2.2.3 CaCO3沉淀-溶解平衡机制
整个大洋平均碱度的升高也会导致大气pCO2的降低。大气pCO2取决于表层海水的溶解CO2浓度，而溶解CO2浓度又取决于表层海水DIC浓度和碱度。生物泵作用既可以通过降低表层海水的DIC浓度来降低溶解CO2，又可以通过碱度的增加达到同样的效果。如果生物泵效率加强，向海洋深部输入了更多的有机物再矿化产生的CO2，进而降低了深部海水pH值，改变了碳酸盐系统各物质浓度比例，降低了$\rm CO^{2-}_3 $浓度，进而改变了海洋的CaCO3饱和状态。具体来说，与海洋中的碳酸钙沉淀-溶解平衡相关的方程式如下：
$$ {\mathrm{C}\mathrm{a}}^{2+}+2{\mathrm{H}\mathrm{C}\mathrm{O}}_{3}^-\to \mathrm{C}\mathrm{a}{\mathrm{C}\mathrm{O}}_{3}+{\mathrm{C}\mathrm{O}}_{2}+{\mathrm{H}}_{2}\mathrm{O} $$ $$ {K}_{\mathrm{s}\mathrm{p}}={{[\mathrm{C}\mathrm{a}}^{2+}]}_{\text{饱和}}{*}{{[\mathrm{C}\mathrm{O}}_{3}^{2-}]}_{\text{饱和}} $$ $$ \varOmega =\frac{{{[\mathrm{C}\mathrm{a}}^{2+}]}_{\text{海水}}\mathrm{*}{{[\mathrm{C}\mathrm{O}}_{3}^{2-}]}_{\text{海水}}}{{K}_{\mathrm{s}\mathrm{p}}} $$ CaCO3 溶解度（Ksp）是指在一定温度、盐度和压力下，CaCO3在100 g溶剂中达到饱和状态时所溶解 CaCO3 的质量。海水中Ca2+、$\rm CO^{2-}_3 $的浓度与Ksp的比值定义为海水的碳酸钙饱和度(Ω)，当Ω＞1时，为过饱和，碳酸钙沉淀；当Ω＜1时，为不饱和，碳酸钙溶解。故在温度、盐度、压力不变的情况下，海水的碳酸钙饱和度主要取决于海水中Ca2+、$\rm CO^{2-}_3 $的浓度，而海水中Ca2+浓度比较稳定，因此海水中碳酸钙的沉淀与溶解主要取决于$\rm CO^{2-}_3 $的浓度[48]。$\rm CO^{2-}_3 $浓度下降会使其碳酸钙饱和深度下降，进而使CaCO3溶解跃层深度下降，而溶解跃层是CaCO3保存良好和不良的分界线，其变深说明CaCO3保存率下降，CaCO3溶解增加，导致了大洋平均碱度的增加[10]。
2.3 南大洋物理机制
2.3.1 南大洋海冰
与北冰洋不同，南大洋海冰大多数是“一年冰”，几乎每年都会消失。威德尔海和沿罗斯海冰架区域除外，这些地方海冰全年覆盖。南大洋中的海冰会影响南半球反照率以及南极底层水（AABW）的形成[18]，在海冰形成过程中，会释放出非常咸的、高密度的盐水，并沉入海底。Bouttes等提出，在冰期，海冰扩张导致洋流改组，同时深海变得更加分层，即生成密度更大的盐水，增大深层水体与上层水体的密度梯度，减弱富含CO2的深部水体与上层水体的混合，进而将更多的碳封存在深海[49]。此外，海冰扩张也会降低海气交换面积，进而限制CO2向大气的释放，降低了大气pCO2。根据计算，海冰覆盖区域的海气交换通量比无冰区域约小两个量级[50]。模拟结果表明，如果南极极锋以南海冰覆盖面积达到92%，则会导致大气pCO2下降67×10−6 [51]。因此南大洋海冰扩张具有降低大气pCO2的潜力。
LGM时期，全球地表温度比工业化前时期低3～6℃[52]，在45°S以南的降温更为明显[53]，这种降温可能导致南大洋海冰扩张。而浮冰火山碎屑记录和南极地区硅藻组合重建记录可以证实，在LGM时期，南极冬季海冰覆盖范围可能超过南极极锋[20, 54]。Ferrari等的模拟结果表明，LGM时期，永久性海冰线可能向赤道平移了5°以上[55]，可能为LGM时期大气pCO2的下降做出了贡献。
2.3.2 洋流与层化
研究表明，大西洋古海洋学记录在冰期和间冰期的差异与深部洋流变化关系密切，比如与北源水（Northern Sourced Water，NSW）和南源水（SSW, Southern Sourced Water，SSW）的比例变化密切相关。Streeter和Shackleton[56]最早注意到有孔虫Uvigerina丰度在间冰期小而冰期大，推断大西洋洋盆在冰期由适宜Uvigerina生存的AABW主导，而间冰期由北大西洋深层水（NADW）主导。海水DIC的δ13C在一定程度上反映了生物泵将表层低δ13C的DIC“泵”到深部的过程[57]。在表层，生物光合作用优先利用12C，使表层海水δ13C偏正，而在深部，有机质再矿化释放12C，使深部海水δ13C偏负。AABW源区生物泵效率低，对12C的利用率不及NADW源区，再加上洋流的“老化效应”，即沿着流动路径有机质再矿化释放12C，使得AABW的 δ13C偏负而NADW的δ13C偏正[58]。Boyle和Keigwin[59]发现大西洋底栖有孔虫的Cd/Ca比值（代表营养盐变化）和δ13C在冰期和间冰期存在明显差异，也得出了相似的结论。Curry和Oppo[60]发现在LGM时期，大西洋浅层、深层的δ13C垂直梯度增强，推断δ13C更正的NADW变浅并被δ13C更负的AABW所代替，结合其他记录，推断在南极区域生成的AABW所充填的体积几乎翻了两倍。同时，231Pa/230Th和Nd同位素重建记录表明在LGM时期，北大西洋深部NSW的体积占比下降，而南大西洋深部更是几乎不受NSW的影响，而由SSW占据主导[46]，GCM（Global Climate Model）模拟结果也显示LGM时期的NADW生成范围减少[61-63]。
Galbraith和Skinner[21]将上述变化归因于南大洋海冰生成—融化循环的加剧。海冰不仅能够影响海气交换，而且对AABW的生成具有重要意义。海冰的生成会优先吸收淡水，使周围海水盐度、密度升高，促进了AABW的生成[51]。因此，如果南大洋海冰生成—融化循环加剧，会导致南极洲周围出现高盐度区，使深海充满高盐高密度的AABW。Adkins等[64]的孔隙水重建记录表明， AABW是LGM时期深海中盐分最高的水，相对于NADW，AABW积累了更多有机质再矿化所释放的CO2，具有更大的呼吸DIC库，同时，南极海冰的扩张也会通过限制海气交换来进一步增大AABW的非呼吸型DIC库。因此，AABW在大西洋深部水团中体积占比的提高意味着深部海洋碳库的扩大，导致大气CO2下降。
此外，有证据表明在LGM时期，深海分层更为显著。所谓“分层”，指的是来自于南边、相对较深的下层翻转环流单元与来自北边、相对较浅的上层翻转环流单元更加“隔离”，即深海的“通风不良”，进而限制了深海呼吸碳库与大气CO2的交换。自然成因的14C在上部大气形成，通过海气交换、海洋环流进入到深部海洋中，而深海14C的通风年龄可以作为衡量深水与大气交换效率的重要指标。Skinner等[65]汇编了LGM时期大西洋、印度洋、太平洋的14C数据，发现在LGM时期，深海14C的滞留时间平均增加了约689±53 a。这可能是由于AABW的盐度升高，导致在太平洋和大西洋，南源水、北源水的密度差增加，而两种水团的垂直混合率下降，深海的呼吸碳库增加，另外，南极地区ODP1096站蛋白石堆积速率下降也支持深海“分层”观点[66]。深海分层还有另一种解释，即由于冰期温度下降，导致南大洋表面浮力通量下降，进而产生位置更偏北的上升流，这会使上升流携带的深部海水在表层停留时间更久，表层生物有更多时间吸收CO2和营养盐，降低输送至深海的预制型营养盐，加强了碳的封存[67]。这种观点也解释了南极温度和大气pCO2之间的强相关性。
2.3.3 西风带
Toggweiler等[35]认为，南半球西风带的强弱和相对位置的移动在调节CO2冰期-间冰期变化中发挥了重要作用，较弱的西风引发较弱的上升流，进而使深海通风减弱，有利于深海CO2封存。而当西风带相对靠近南极洲，与南极绕极流（ACC）对齐时，将引发更大的上升流和更强的通风，反之则减弱[35]。观测表明，南大洋西风带在近40年来持续向极移动[68]，这可能与人为引起的CO2增加相关。因此，Toggweiler推测西风带的移动和温度存在着微妙的关系：温暖的气候下，西风带往往向极地偏移；而寒冷的气候下，西风带可能向反方向移动。南美洲的花粉记录表明，LGM时期，西风带似乎向赤道方向偏移了7°～10°[69]，可能会减弱上升流，进而减弱深部CO2向大气排放，导致大气pCO2和温度降低。然而，数值模拟结果表明，上升流强度、大气pCO2对西风带位置的移动变化并不敏感，并且当西风带向极移动时，大气pCO2不增反降，这是因为西风带位置移动不是通过改变深水通风量来影响大气pCO2，而是改变了深层水暴露在大气中的面积来影响CO2向大气的释放，当西风带向极移动时，上下两个翻转环流边界向南移动，深层水与大气的接触面积下降，限制了CO2的释放[70]。诸多记录表明，冰期时大气pCO2变化原因之一是深海通风减弱[66, 71]，但这是否与西风带相关尚无明确定论。总之，第四纪冰期大气pCO2的下降很可能是南大洋生物化学机制、物理机制共同作用的结果（图2）。
![]()
图 2 南大洋洋流机制图 [10]a：现代海洋，b： LGM时期可能的机制。NADW：北大西洋深水，GNAIW：冰期北大西洋中层水，AABW：南极底层水，AAIW：南极中层水，SAMW：亚南极模态水，ITF：印尼贯穿流，AE：阿古拉斯涡旋，ITF和AE将表层水从太平洋运输至大西洋，圆圈点表示从页面中流出，十字表示流入，SAZ：亚南极区，ACC：绕南极流，PAZ：极地南极区。内部气流的线条颜色表示其通风源区域，蓝色表示NADW 或 GNAIW，黄色表示AABW，绿色表示NADW、AABW混合，线条的粗细变化表示流速变化。红色实线：碳酸盐溶跃面深度，红色虚线：碳酸盐溶跃面深度变浅，海底CaCO3减少，增加海洋碱度。深紫色阴影表示再生型营养物质浓度较高，即再生型CO2含量高，黄色点表示亚南极区Fe肥输入。Figure 2. Summary cartoon of Southern Ocean mechanisms of Late Pleistocene glacial cycling [10].a:The global ocean today, b: possible mechanisms during LGM. NADW: North Atlantic Deep Water; GNAIW: Glacial North Atlantic Intermediate Water; AABW: Antarctic Bottom Water; AAIW: Antarctic Intermediate Water; SAMW: Subantarctic Mode Water; ITF: Indonesian Through-Flow; AE: Agulhas Eddies (ITF and AE return surface water from the Pacific to the Atlantic. The circled dots showing transport out of the page and circled crosses showing transport into the page); SAZ: Subantarctic Zone; ACC: Antarctic Circumpolar Current; PAZ: Polar Antarctic Zone, line colors of interior flows indicate their ventilation source region. Blue: NADW or GNAIW; yellow: AABW; green: mixed NADW and AABW. Line thickness changes among panels denote changes in flow rate. Solid red line: steady-state lysocline; dashed red line: transient shoaling of the lysocline, causing a transient decrease in seafloor CaCO3 burial that increases ocean alkalinity. Dark purple shading in the interior indicates a higher concentration of regenerated nutrient and thus regenerated CO2. Yellow dots: Subantarctic iron fertilization.3. 晚上新世北极冰盖的形成：iNHG事件
深海氧同位素（δ18O）中包含了冰盖生长和温度变化的信号。若大陆冰盖扩张，海水中较轻的16O富集于冰盖中，则海水δ18O值偏重。若海水温度下降，由于海水和有孔虫碳酸钙壳体间存在温度控制的同位素平衡分馏反应，也会使海水δ18O值偏重。研究结果表明，冰盖变化占据深海δ18O的70%以上[72]，起到决定性作用。在约3.3～2.5 MaBP，即氧同位素期MIS M2至MIS 100期间，冰期的深海δ18O变重约1.2‰，冰期旋回的振幅不断增大（图3a）[2-4]。最显著的变化发生在2.75 Ma，北欧和北大西洋深海沉积中的冰筏碎屑物（Ice Rafted Debris，IRD）通量大幅增加（图3d）[6]，标志着晚上新世北极冰盖快速扩张，并达到目前的规模。北极冰盖在晚上新世的扩张是新生代重要的气候事件，地球自此由“单极有冰”变为“两极有冰”，同时全球气候也由上新世温暖的气候环境过渡到第四纪的冰期旋回模式。
iNHG事件造成全球的气候系统和地貌格局发生了显著变化。根据底栖有孔虫δ18O指示的全球冰量变化计算，海平面在此期间下降约43 m[73]；生物蛋白石沉积通量的下降指示北太平洋盐度分层加强（图3c）[74]；赤道太平洋东西SST梯度增加[75]；北太平洋沉积物风尘通量增加[76]，指示亚洲内陆干旱化加重；亚洲植被开始转型，中国黄土高原植被由森林转向干旱的草原[77-78]；北大西洋深层水（NADW）形成减少[79]；南极洲冰盖扩张，威德尔海出现永久性海冰覆盖[80-82]；硼同位素（δ11B）指示的大气pCO2也在此时降低（图3b）[83-84]。此外，自2.7 Ma以来，地表气候变化呈现典型的冰期旋回，具有显著的斜率4万年周期，相似的轨道周期也体现在大气pCO2、大洋环流、南半球粉尘量、中国的黄土-古土壤序列、亚洲植被等的变化之中[8]。
4. iNHG的形成机制
北极冰盖在晚上新世的形成机制仍是学术界争论的重要科学问题。启动和维持2.7 Ma北半球大冰盖需满足两个要求。首先，高纬地区温度必须足够低，使降水以雪的形式降落，并能在相对温暖的夏季得以保存；其次，高纬地区的水汽供应必须充足，以促进冰盖形成[74]。地球轨道参数斜率在3.1～2.5 Ma振幅增大，达到极小值，使北半球温度相对较低，有利于北极冰盖扩张，但在4.1～3.9 Ma和3.5～3.3 Ma期间，斜率也曾达到极小值，却没有启动大冰期[85]。2.7 Ma的北极冰盖扩张期究竟有什么特殊之处？是此时水汽供给足够充沛还是大气低CO2浓度使温度降得更低？
4.1 水汽供给
高低纬之间的水热传输应是揭示iNHG形成机制的关键。前人研究表明，连接大西洋和东太平洋的巴拿马海道的闭合有利于促进高低纬之间的水热传输，提出“巴拿马海道关闭假说”，用来揭示北极冰盖的形成机制。该假说认为，巴拿马海道在13～1.9 Ma逐渐关闭，限制了大西洋高盐海水和赤道东太平洋低盐海水的交换，使加勒比海表层水盐度增加，同时加强向北流动的墨西哥湾流向北大西洋输送更多温暖、咸的海水，促进北大西洋深层水（NADW）的形成，增强了大西洋经向翻转流（AMOC），为北半球高纬度地区提供了更多热量和水汽，进而给晚上新世北极冰盖的扩张打下前期水汽基础[86-87]。Haug等[85]测定了加勒比海地区ODP 999站的δ13C和碳酸盐颗粒含量（＞63 μm），发现自4.6 Ma起，加勒比海深层水的δ13C逐渐升高，反映了NADW生成增加，导致加勒比海深层水团的变化——由δ13C较低、腐蚀性较强的南大洋水团AAIW转向δ13C较高、腐蚀性较弱的NADW。同时，Haug等[85]通过对比加勒比海地区ODP 999站与赤道太平洋ODP 849站的δ13C，发现两者差值(Δδ13C)在4.7～4.2 Ma期间增大，与ODP 999站和赤道东太平洋ODP 851站浮游有孔虫δ18O差值（Δδ18O）变化一致，反映了大西洋—太平洋深水环流及盐度差异的变化，支持晚上新世北极冰盖形成的“巴拿马海道关闭假说”。然而，Lunt等[88]的模拟结果表明，巴拿马海道关闭时北半球冰量只是略大于巴拿马海道开启时的冰量——等效海平面变化仅为4 cm，而其他学者的模拟结果也得出了相似的结论[89-90]。因此，巴拿马海道关闭是否是引发iNHG的主导因素仍需进一步探讨。
研究表明，北太平洋海水在晚上新世层化增强，几乎与iNHG事件同步，为北极冰盖的快速扩张提供了必要的水汽。Haug等[74, 86]发现北太平洋ODP882站位的蛋白石堆积速率在2.7 Ma降低（图3c），而δ15N升高。表层的硅藻利用来自于深层的硅酸盐产生蛋白石，若分层加强导致表层水、深层水混合减弱，则硅酸盐供应不足、硅藻生产率下降。同时，由于浮游植物在吸收硝酸盐时优先吸收${\rm{}^{14}NO^-_3} $， 那么δ15N升高可以解释为分层导致的表层水营养匮乏，进而导致表层水硅酸盐消耗得更加完全[66]。Haug等[74]认为，北太平洋海水在2.7 Ma的层化增强使表层海水温度的季节性变化更大，这反映在浮游有孔虫δ18O和烯烔重建的春季、秋季SST反向变化上。秋季SST的升高使更多水汽输送至北美大陆，促进冰盖发育，后续的模拟结果也与这一结论相符[74]。
4.2 大气pCO2调控的温度变化
降温是北极冰盖形成的另一个重要条件。大气中的CO2通过温室效应控制地表辐射而影响地表温度，调控蒸发和降水，影响大气中水蒸气含量及其温室效应的程度。这一物理机制使得大气pCO2成为调控水循环并影响两极冰盖发育的重要因素。古气候重建记录表明，新生代全球逐渐变冷[91]，大气pCO2持续下降，在构造尺度上与地表温度变化一致[38]。Seki等[84]重建的CO2从上新世暖期3.2 Ma的（330～400）×10−6下降到了2.8 Ma的280×10−6，而Bartoli等[83]利用B同位素重建的高分辨率大气pCO2表明，大气CO2在2.7 Ma的冰期骤降了45×10−6，与iNHG的开始时间一致，推断iNHG的开始与大气pCO2同期的下降关联紧密。数值模拟表明，大气pCO2下降到某个阈值是南北极冰盖依次形成的重要因素[92]。青藏高原的隆升可能导致了大气pCO2的下降，即隆升加速硅酸盐风化，消耗大气中的CO2[93]。但隆升可能会在短短几百万年就消耗完大气的CO2[94]，所以势必存在着某种构造运动导致的负反馈机制使大气CO2得到补偿。Fang等[95]认为，青藏高原的隆升不仅加速消耗地球释放的CO2，同时也降低了其他构造不活跃地区的温度、降水和硅酸盐风化通量，即降低了其他地区的CO2消耗，从而使地球释放的CO2与风化消耗的CO2达到平衡，维持气候的稳定。而且，大量证据也表明青藏高原隆升与iNHG事件在时间上可能并不匹配，青藏高原隆升可能很难解释iNHG的开始。此外，极地海区海水层化增强可以导致深海封存更多的碳，进而使大气pCO2下降。例如，Haug等[74]认为北太平洋海水在2.73 Ma的分层就可以使大气CO2下降（30～40）×10−6。很多证据表明，大气pCO2在2.7 Ma的骤降似乎与南大洋关系更加紧密，即与南极海水层化增强和亚南极海区Fe肥输入增强有关（Fe施肥效应参见本文2.2节）[41, 66, 83, 96]。
5. 南大洋在iNHG时期可能的作用
古海洋学记录表明，南大西洋的深水通风程度在2.7 Ma左右下降。Hodell和Ciesielski[81]最早发现南大西洋深部ODP704站的δ13C在2.75 Ma降低，达到接近同期太平洋的δ13C水平，并解释为这是由于表层生物泵效率的提高、南大洋北源水（NSW）和极地深层水（CPDW）的混合程度降低所致。此外，南大洋深部ODP1090/
1092 站的δ13C也在iNHG时期突然下降[45, 97]。生物光合作用优先利用12C，导致表层水12C少、δ13C偏重，而随着有机质再矿化，深部海水的12C增多而δ13C偏轻。此外，AABW的δ13C偏轻，富含营养盐，NADW的δ13C偏重，缺乏营养盐。因此，δ13C在一定程度上可以反映水团混合比例的变化。我们认为，南大西洋深部站位δ13C偏重是两重因素协同变化的结果，一是南源深层水（SSW）在大西洋洋盆的扩张，二是由于南大洋生物泵、分层加强和海冰等的作用，导致南大洋自身的δ13C变得更轻。海冰和分层既可以降低南大洋的预制δ13C，又可以降低通风程度，导致更多δ13C较轻的CO2储存在2500 m以下的南大洋深部，南大洋中深层水Δδ13C梯度在iNHG的增加证明了这一推论[98]。在威德尔海区域，硅藻Eucampia balaustium在约2.6 Ma达到顶峰，标志着海冰的第一次大规模扩张[80]，印度洋1165/1166站的Eucampia指数变化也反映出南极海冰覆盖率在iNHG时期上升（Eucampia指数为硅藻E.antarcticah含有某种特殊壳面类型的比例，与冬季海冰浓度相关）[99]。海冰的扩张导致AABW密度上升，有利于其产生和其北向扩张，同时向上压缩NADW的生成。Frank等[100]重建了大西洋铁锰结合Nd同位素（εNd）、Pb同位素记录，发现北大西洋εNd组成下降而南大西洋维持恒定，认为这是北源水（NSW）减少所致。北大西洋IODP U1308站的底栖有孔虫δ13C也在2.7 Ma下降，也指示NSW减少（图4d）[101]。Lang等[102]重建了北大西洋IODP U1313站鱼牙的εNd记录，发现其指示的北源水比例在iNHG时期明显下降，意味着南源水SSW向北的扩张（图4e）。南大洋ODP1088站的εNd在2.8 Ma达到最高值（−6.6），更加直接地表明NSW比例的下降、SSW比例的上升。加勒比海站位ODP999站的碳酸盐保存率也同时下降，也间接说明腐蚀性更差的北大西洋深层水NADW生成减弱[85]。此外，Jian等[103]重建了西太平洋IODP U1489站海水的εNd（图4c），发现其在iNHG时期下降，同时计算了SSW和NSW的比例变化，得出SSW占比在iNHG期增加了2%，它们的数值模型结果也与εNd观测结果一致，很好地证明了由于海冰扩张，导致SSW生成增加、北向流动增强。
$\rm CO^{2-}_3 $在碱度一定的情况下与DIC呈反比关系([$\rm CO^{2-}_3 $]≈Alk –DIC)，利用Δ[$\rm CO^{2-}_3 $](Δ[$\rm CO^{2-}_3 $] = [$\rm CO^{2-}_3 $] − [$\rm CO^{2-}_3 $]饱和可以追踪DIC的浓度变化[104]。在太平洋深部，SSW的北向扩张在理论上会导致西太平洋IODP U1489站的Δ[$\rm CO^{2-}_3 $]上升，然而实际结果却恰恰相反（图4b）[103]。这说明，除了洋流发生的变化，在iNHG时期，南大洋本身的Δ[$\rm CO^{2-}_3 $]可能变得更低，意味着南大洋含有更大的碳储库，这可能是由于亚南极生物泵效率增强、海冰扩张导致的海气交换受阻以及南极分层增强所致。南大洋ODP1090站的风尘记录表明，在iNHG时期亚南极地区Fe输入增强，这可能会提高亚南极地区的生物泵效率，促进储碳[96]，而亚南极地区ODP1091站、ODP1089站的生物蛋白石堆积速率在此时随着Fe输入增强而提高支持这一推论（图4g、f）[96, 105]。
海冰的扩张除了限制南大洋表层向大气释放CO2，也可以通过促进大洋分层来降低深层水和表层水的混合，进而限制海气交换。ODP1096站的蛋白石堆积速率在3.1 ～2.6 Ma下降[106]，而δ15N没有明显的变化，表明蛋白石堆积速率的下降不是由于硅酸盐利用不足导致，而是因为南极分层导致的营养盐供应不足所致[66, 107]。Woodard等[108]重建了太平洋底层水温的变化，发现其在iNHG时期变暖，也可能是分层增加导致深层水向大气热量释放降低所致。此外，除了海冰的作用，Sigman等[66]发现南极表层水的降温在2.7 Ma时超过了某个阈值，随着南极表层水温度下降并接近冰点，盐度开始主导密度梯度，导致表层、深层密度分层增强。
如前所述，南大洋通过生物化学机制、物理机制共同作用导致第四纪冰期大气CO2下降，相似的机制很有可能也发生在iNHG时期的南大洋，通过SAZ区生物泵效率提高、AZ区通风降低和全球碱度响应反馈的综合效应导致大气pCO2下降，进而促进地表降温，最终导致北极冰盖的形成。
6. 结论
南大洋机制是第四纪冰期大气pCO2下降的重要原因。在亚南极地区（SAZ），由于铁肥输入增强，导致生物利用营养盐效率增加，进而增强固碳。同时，南极区域（AZ）深水通风变化、海冰扩张、分层增强等机制可能增强海洋深部碳的封存。各项证据表明，在晚上新世北极冰盖扩张期（iNHG），南大洋海冰大规模扩张，亚南极区域生物泵效率增强，深部南源水在大西洋/太平洋扩张，标志着在南大洋机制作用下，大气pCO2在iNHG时期大幅降低，有利于北极冰盖的形成。
目前洋流与碳储库变化的证据大多集中在北大西洋和太平洋，还需要南太平洋、南大洋的碳储库、洋流重建记录，未来研究仍需持续关注。
致谢：本文成文过程中与李科、颜余真进行了深入讨论，在此一并致谢。
-
![]()
图 1 80万年来气候变化记录
a：65°N夏季太阳辐射量[22]，b：地球轨道参数斜率[22]，c：全球底栖有孔虫δ18O综合曲线LR04[2]，d：根据南极Vostok冰芯重建的大气δ18O[9]，e：根据南极冰芯重建的pCO2[9, 23]，f：晚更新世底栖有孔虫δ18O（LR04）[2]频谱分析（采用origin软件），g：晚更新世65°N夏季太阳辐射量频谱分析[22]（采用origin软件）。
Figure 1. Records of climate change over the last 800 thousand years
a: Insolation of 65°N[22], b: obliquity[22], c: a compilation of benthic foraminiferal δ18O records(LR04)[2], d: δ18Oatm as reconstructed from Vostok ice core[9], e：pCO2 as reconstructed from Antarctic ice cores[9,23], f: spectrum analysis of benthic foraminiferal δ18O[2] over the Late Pleistocene, g: spectrum analysis of insolation of 65°N over the Late Pleistocene[22].
![]()
图 2 南大洋洋流机制图 [10]
a：现代海洋，b： LGM时期可能的机制。NADW：北大西洋深水，GNAIW：冰期北大西洋中层水，AABW：南极底层水，AAIW：南极中层水，SAMW：亚南极模态水，ITF：印尼贯穿流，AE：阿古拉斯涡旋，ITF和AE将表层水从太平洋运输至大西洋，圆圈点表示从页面中流出，十字表示流入，SAZ：亚南极区，ACC：绕南极流，PAZ：极地南极区。内部气流的线条颜色表示其通风源区域，蓝色表示NADW 或 GNAIW，黄色表示AABW，绿色表示NADW、AABW混合，线条的粗细变化表示流速变化。红色实线：碳酸盐溶跃面深度，红色虚线：碳酸盐溶跃面深度变浅，海底CaCO3减少，增加海洋碱度。深紫色阴影表示再生型营养物质浓度较高，即再生型CO2含量高，黄色点表示亚南极区Fe肥输入。
Figure 2. Summary cartoon of Southern Ocean mechanisms of Late Pleistocene glacial cycling [10].
a:The global ocean today, b: possible mechanisms during LGM. NADW: North Atlantic Deep Water; GNAIW: Glacial North Atlantic Intermediate Water; AABW: Antarctic Bottom Water; AAIW: Antarctic Intermediate Water; SAMW: Subantarctic Mode Water; ITF: Indonesian Through-Flow; AE: Agulhas Eddies (ITF and AE return surface water from the Pacific to the Atlantic. The circled dots showing transport out of the page and circled crosses showing transport into the page); SAZ: Subantarctic Zone; ACC: Antarctic Circumpolar Current; PAZ: Polar Antarctic Zone, line colors of interior flows indicate their ventilation source region. Blue: NADW or GNAIW; yellow: AABW; green: mixed NADW and AABW. Line thickness changes among panels denote changes in flow rate. Solid red line: steady-state lysocline; dashed red line: transient shoaling of the lysocline, causing a transient decrease in seafloor CaCO3 burial that increases ocean alkalinity. Dark purple shading in the interior indicates a higher concentration of regenerated nutrient and thus regenerated CO2. Yellow dots: Subantarctic iron fertilization.
![]()
图 3 晚上新世—早更新世气候变化记录
a：全球底栖有孔虫δ18O（LR04）[2]，b：大气pCO2.红色三角数据来自参考文献[83]，蓝色圆点数据来自参考文献[84])，c：ODP 882站的蛋白石堆积速率[74]，d：ODP 907站的冰筏碎屑沉积IRD[6]。
Figure 3. Records of climate change during the Late Pliocene-Early Pleistocene
a: Global benthic foraminifera δ18O(LR04) [2]; b: atmosphere pCO2(red triangle references from [83], blue dots references from [84]); c: Biogenic opal mass accumulation rates (MAR) at ODP Site 882[74]; d: Ice-rafted debris (IRD) of ODP Site 907[6].
![]()
图 4 北极冰盖快速扩张期间多地化指标记录
a：全球底栖有孔虫δ18O记录（LR04）[2]，b：U1489站的碳酸根离子浓度[103]，c：U1489站的εΝd[103]，d：U1308站的δ13C[106]，e：U1313站的εΝd [102]，f：ODP 1091站的蛋白石积累速率[105]，g：ODP1090站的铁积累速率[96]。
Figure 4. Records of Multi-geochemical proxies during the iNHG (intensification of Northern Hemisphere Glaciation)
a: Global benthic foraminifera δ18O(LR04) [2]; b: Δ[$\rm CO^{2-}_3 $] from Site U1489[103]; c: εΝd from Site U1489[103]; d: δ13C from Site U1308[106]; e: εΝd from Site U1313 [102]; f: MAR of opal at Site ODP 1091[105]; g: MAR of iron at Site ODP 1090[96].
-
[1] Zachos J, Pagani M, Sloan L, et al. Trends, rhythms, and aberrations in global climate 65 Ma to present[J]. Science, 2001, 292(5517):686-693. doi: 10.1126/science.1059412
[2] Lisiecki L E, Raymo M E. A pliocene-pleistocene stack of 57 globally distributed benthic δ18O records[J]. Paleoceanography and Paleoclimatology, 2005, 20(1):PA1003. doi: 10.1029/2004PA001071
[3] Tian J, Wang P X, Cheng X R. Development of the East Asian monsoon and Northern Hemisphere glaciation: oxygen isotope records from the South China Sea[J]. Quaternary Science Reviews, 2004, 23(18-19):2007-2016. doi: 10.1016/j.quascirev.2004.02.013
[4] Tian J, Wang P X, Cheng X R, et al. Astronomically tuned Plio–Pleistocene benthic δ18O record from South China Sea and Atlantic–Pacific comparison[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2002, 203(3-4):1015-1029. doi: 10.1016/S0012-821X(02)00923-8
[5] Shackleton N J, Backman J, Zimmerman H, et al. Oxygen isotope calibration of the onset of ice-rafting and history of glaciation in the North Atlantic region[J]. Nature, 1984, 307(5952):620-623. doi: 10.1038/307620a0
[6] Kleiven H F, Jansen E, Fronval T, et al. Intensification of Northern Hemisphere glaciations in the circum Atlantic region (3.5-2.4 Ma)–ice-rafted detritus evidence[J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2002, 184(3-4):213-223. doi: 10.1016/S0031-0182(01)00407-2
[7] Milankovitch M M. Canon of insolation and the iceage problem[M]. Koniglich Serbische Akademice Beograd Special Publication, 1941: 132.
[8] 鹿化煜, 王珧. 触发和驱动第四纪冰期的机制是什么?[J]. 科学通报, 2016, 61(11):1164-1172 doi: 10.1360/N972015-01294 LU Huayu, WANG Yao. What causes the ice ages in the Late Pliocene and Pleistocene?[J]. Chinese Science Bulletin, 2016, 61(11):1164-1172.] doi: 10.1360/N972015-01294
[9] Petit J R, Jouzel J, Raynaud D, et al. Climate and atmospheric history of the past 420, 000 years from the Vostok ice core, Antarctica[J]. Nature, 1999, 399(6735):429-436. doi: 10.1038/20859
[10] Sigman D M, Hain M P, Haug G H. The polar ocean and glacial cycles in atmospheric CO2 concentration[J]. Nature, 2010, 466(7302):47-55. doi: 10.1038/nature09149
[11] Sowers T, Bender M. Climate records covering the last deglaciation[J]. Science, 1995, 269(5221):210-214. doi: 10.1126/science.269.5221.210
[12] Shackleton N J. The 100, 000-year ice-age cycle identified and found to lag temperature, carbon dioxide, and orbital eccentricity[J]. Science, 2000, 289(5486):1897-1902. doi: 10.1126/science.289.5486.1897
[13] Broecker W S. Glacial to interglacial changes in ocean chemistry[J]. Progress in Oceanography, 1982, 11(2):151-197. doi: 10.1016/0079-6611(82)90007-6
[14] Sarmiento J L, Toggweiler J. A new model for the role of the oceans in determining atmospheric P CO2[J]. Nature, 1984, 308(5960):621-624. doi: 10.1038/308621a0
[15] Siegenthaler U, Wenk T. Rapid atmospheric CO2 variations and ocean circulation[J]. Nature, 1984, 308(5960):624-626. doi: 10.1038/308624a0
[16] Knox F, McElroy M B. Changes in atmospheric CO2: influence of the marine biota at high latitude[J]. Journal of Geophysical Research: Atmospheres, 1984, 89(D3):4629-4637. doi: 10.1029/JD089iD03p04629
[17] 马浩, 王召民, 史久新. 南大洋物理过程在全球气候系统中的作用[J]. 地球科学进展, 2012, 27(4):398-412 MA Hao, WANG Zhaomin, SHI Jiuxin. The role of the southern ocean physical processes in global climate system[J]. Advances in Earth Science, 2012, 27(4):398-412.]
[18] Talley L D, Pickard G L, Emery W J, et al. Descriptive physical oceanography[M]. 6th ed. Boston: Academic Press, 2011: 1-511.
[19] Robinson R S, Sigman D M, DiFiore P J, et al. Diatom‐bound 15N/14N: new support for enhanced nutrient consumption in the ice age subantarctic[J]. Paleoceanography and Paleoclimatology, 2005, 20(3):PA3003.
[20] Cooke D W, Hays J D. Estimates of Antarctic Ocean seasonal sea-ice cover during glacial intervals[M]//Craddock C. Antarctic Geoscience. Madison: University of Wisconsin Press, 1982: 1017-1025.
[21] Galbraith E D, Skinner L C. The biological pump during the last glacial maximum[J]. Annual Review of Marine Science, 2020, 12:559-586. doi: 10.1146/annurev-marine-010419-010906
[22] Berger A, Loutre M F. Insolation values for the climate of the last 10 million years[J]. Quaternary Science Reviews, 1991, 10(4):297-317. doi: 10.1016/0277-3791(91)90033-Q
[23] Lüthi D, Le Floch M, Bereiter B, et al. High-resolution carbon dioxide concentration record 650, 000-800, 000 years before present[J]. Nature, 2008, 453(7193):379-382. doi: 10.1038/nature06949
[24] Adams J M, Faure H, Faure-Denard L, et al. Increases in terrestrial carbon storage from the Last Glacial Maximum to the present[J]. Nature, 1990, 348(6303):711-714. doi: 10.1038/348711a0
[25] Sigman D M, Boyle E A. Glacial/interglacial variations in atmospheric carbon dioxide[J]. Nature, 2000, 407(6806):859-869. doi: 10.1038/35038000
[26] Marinov I, Gnanadesikan A, Sarmiento J L, et al. Impact of oceanic circulation on biological carbon storage in the ocean and atmospheric pCO2[J]. Global Biogeochemical Cycles, 2008, 22(3):GB3007.
[27] Xie Y H, Tamsitt V, Bach L T. Localizing the southern ocean biogeochemical divide[J]. Geophysical Research Letters, 2022, 49(8):e2022GL098260. doi: 10.1029/2022GL098260
[28] Sigman D M, Fripiat F, Studer A S, et al. The Southern Ocean during the ice ages: a review of the Antarctic surface isolation hypothesis, with comparison to the North Pacific[J]. Quaternary Science Reviews, 2021, 254:106732. doi: 10.1016/j.quascirev.2020.106732
[29] Meredith M, Garabato A N. Ocean mixing[M]. Amsterdam: Elsevier, 2022: 1-369.
[30] DeVries T, Primeau F. Dynamically and observationally constrained estimates of water-mass distributions and ages in the global ocean[J]. Journal of Physical Oceanography, 2011, 41(12):2381-2401. doi: 10.1175/JPO-D-10-05011.1
[31] Talley L D. Closure of the global overturning circulation through the Indian, Pacific, and Southern Oceans: schematics and transports[J]. Oceanography, 2013, 26(1):80-97. doi: 10.5670/oceanog.2013.07
[32] Sverdrup H U. Hydrology, section 2, discussion[J]. BANZ Antarctic Research Expedition, 1921, 31: 88-126.
[33] Speer K, Rintoul S R, Sloyan B. The diabatic deacon cell[J]. Journal of Physical Oceanography, 2000, 30(12):3212-3222. doi: 10.1175/1520-0485(2000)030<3212:TDDC>2.0.CO;2
[34] Marshall J, Speer K. Closure of the meridional overturning circulation through Southern Ocean upwelling[J]. Nature Geoscience, 2012, 5(3):171-180. doi: 10.1038/ngeo1391
[35] Toggweiler J R, Russell J L, Carson S R. Midlatitude westerlies, atmospheric CO2, and climate change during the ice ages[J]. Paleoceanography and Paleoclimatology, 2006, 21(2):PA2005.
[36] Ito T, Follows M J. Preformed phosphate, soft tissue pump and atmospheric CO2[J]. Journal of Marine Research, 2005, 63(4):813-839. doi: 10.1357/0022240054663231
[37] Marinov I, Gnanadesikan A, Toggweiler J R, et al. The southern ocean biogeochemical divide[J]. Nature, 2006, 441(7096):964-967. doi: 10.1038/nature04883
[38] Rae J W B, Zhang Y G, Liu X Q, et al. Atmospheric CO2 over the Past 66 million years from marine archives[J]. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 2021, 49:609-641. doi: 10.1146/annurev-earth-082420-063026
[39] Toggweiler J R, Murnane R, Carson S, et al. Representation of the carbon cycle in box models and GCMs 2. Organic pump[J]. Global Biogeochemical Cycles, 2003, 17(1):1027.
[40] Hain M P, Sigman D M, Haug G H. Carbon dioxide effects of Antarctic stratification, North Atlantic Intermediate Water formation, and subantarctic nutrient drawdown during the last ice age: diagnosis and synthesis in a geochemical box model[J]. Global Biogeochemical Cycles, 2010, 24(4):GB4023.
[41] Martin J H. Glacial‐interglacial CO2 change: the iron hypothesis[J]. Paleoceanography, 1990, 5(1):1-13. doi: 10.1029/PA005i001p00001
[42] Martínez‐Garcia A, Rosell‐Melé A, Geibert W, et al. Links between iron supply, marine productivity, sea surface temperature, and CO2 over the last 1.1 Ma[J]. Paleoceanography and Paleoclimatology, 2009, 24(1):PA1207.
[43] Kumar N, Anderson R, Mortlock R, et al. Increased biological productivity and export production in the glacial Southern Ocean[J]. Nature, 1995, 378(6558):675-680. doi: 10.1038/378675a0
[44] Mortlock R A, Charles C D, Froelich P N, et al. Evidence for lower productivity in the Antarctic Ocean during the last glaciation[J]. Nature, 1991, 351(6323):220-223. doi: 10.1038/351220a0
[45] Venz K A, Hodell D A. New evidence for changes in Plio–Pleistocene deep water circulation from Southern Ocean ODP Leg 177 Site 1090[J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2002, 182(3-4):197-220. doi: 10.1016/S0031-0182(01)00496-5
[46] François R, Altabet M A, Yu E F, et al. Contribution of Southern Ocean surface-water stratification to low atmospheric CO2 concentrations during the last glacial period[J]. Nature, 1997, 389(6654):929-935. doi: 10.1038/40073
[47] Robinson R S, Sigman D M. Nitrogen isotopic evidence for a poleward decrease in surface nitrate within the ice age Antarctic[J]. Quaternary Science Reviews, 2008, 27(9-10):1076-1090. doi: 10.1016/j.quascirev.2008.02.005
[48] Zeebe R E, Wolf-Gladrow D. CO2 in seawater: equilibrium, kinetics, isotopes[M]. Amsterdam: Elsevier, 2001: 1-346.
[49] Bouttes N, Paillard D, Roche D M. Impact of brine-induced stratification on the glacial carbon cycle[J]. Climate of the Past, 2010, 6(5):575-589. doi: 10.5194/cp-6-575-2010
[50] Massom R A, Harris P T, Michael K J, et al. The distribution and formative processes of latent-heat polynyas in East Antarctica[J]. Annals of Glaciology, 1998, 27:420-426. doi: 10.3189/1998AoG27-1-420-426
[51] Stephens B B, Keeling R F. The influence of Antarctic sea ice on glacial–interglacial CO2 variations[J]. Nature, 2000, 404(6774):171-174. doi: 10.1038/35004556
[52] Von Deimling T S, Ganopolski A, Held H, et al. How cold was the last glacial maximum?[J]. Geophysical Research Letters, 2006, 33(14):L14709.
[53] MARGO Project Members. Constraints on the magnitude and patterns of ocean cooling at the Last Glacial Maximum[J]. Nature Geoscience, 2009, 2(2):127-132. doi: 10.1038/ngeo411
[54] Crosta X, Pichon J J, Burckle L H. Reappraisal of Antarctic seasonal sea‐ice at the Last Glacial Maximum[J]. Geophysical Research Letters, 1998, 25(14):2703-2706. doi: 10.1029/98GL02012
[55] Ferrari R, Jansen M F, Adkins J F, et al. Antarctic sea ice control on ocean circulation in present and glacial climates[J]. Proceedings of the National Academy of Sciences of the United States of America, 2014, 111(24):8753-8758.
[56] Streeter S S, Shackleton N J. Paleocirculation of the deep North Atlantic: 150, 000-year record of benthic foraminifera and oxygen-18[J]. Science, 1979, 203(4376):168-171. doi: 10.1126/science.203.4376.168
[57] Schmittner A, Gruber N, Mix A C, et al. Biology and air–sea gas exchange controls on the distribution of carbon isotope ratios (δ13C) in the ocean[J]. Biogeosciences, 2013, 10(9):5793-5816. doi: 10.5194/bg-10-5793-2013
[58] Ravelo A C, Hillaire-Marcel C. Chapter eighteen the use of oxygen and carbon isotopes of foraminifera in paleoceanography[J]. Developments in Marine Geology, 2007, 1:735-764.
[59] Boyle E A, Keigwin L D. Comparison of Atlantic and Pacific paleochemical records for the last 215, 000 years: changes in deep ocean circulation and chemical inventories[J]. Earth and Planetary Science Letters, 1985, 76(1-2):135-150. doi: 10.1016/0012-821X(85)90154-2
[60] Curry W B, Oppo D W. Glacial water mass geometry and the distribution of δ13C of ΣCO2 in the western Atlantic Ocean[J]. Paleoceanography and Paleoclimatology, 2005, 20(1):PA1017.
[61] Buchanan P J, Matear R J, Lenton A, et al. The simulated climate of the Last Glacial Maximum and insights into the global marine carbon cycle[J]. Climate of the Past, 2016, 12(12):2271-2295. doi: 10.5194/cp-12-2271-2016
[62] Jansen M F. Glacial ocean circulation and stratification explained by reduced atmospheric temperature[J]. Proceedings of the National Academy of Sciences of the United States of America, 2017, 114(1):45-50.
[63] Shin S I, Liu Z Y, Otto‐Bliesner B L, et al. Southern Ocean sea‐ice control of the glacial North Atlantic thermohaline circulation[J]. Geophysical Research Letters, 2003, 30(2):1096.
[64] Adkins J F, McIntyre K, Schrag D P. The salinity, temperature, and δ18O of the glacial deep ocean[J]. Science, 2002, 298(5599):1769-1773. doi: 10.1126/science.1076252
[65] Skinner L C, Primeau F, Freeman E, et al. Radiocarbon constraints on the glacial ocean circulation and its impact on atmospheric CO2[J]. Nature Communications, 2017, 8(1):16010. doi: 10.1038/ncomms16010
[66] Sigman D M, Jaccard S L, Haug G H. Polar ocean stratification in a cold climate[J]. Nature, 2004, 428(6978):59-63. doi: 10.1038/nature02357
[67] Watson A J, Vallis G K, Nikurashin M. Southern Ocean buoyancy forcing of ocean ventilation and glacial atmospheric CO2[J]. Nature Geoscience, 2015, 8(11):861-864. doi: 10.1038/ngeo2538
[68] Hurrell J W, Van Loon H. A modulation of the atmospheric annual cycle in the Southern Hemisphere[J]. Tellus A: Dynamic Meteorology and Oceanography, 1994, 46(3):325-338. doi: 10.3402/tellusa.v46i3.15482
[69] Moreno P I, Lowell T V, Jacobson G L Jr, et al. Abrupt vegetation and climate changes during the last glacial maximumand last termination in the chilean lake district: a case study from canal de la puntilla (41 s)[J]. Geografiska Annaler, Series A: Physical Geography, 1999, 81(2):285-311. doi: 10.1111/j.0435-3676.1999.00059.x
[70] Tschumi T, Joos F, Parekh P. How important are Southern Hemisphere wind changes for low glacial carbon dioxide? A model study[J]. Paleoceanography and Paleoclimatology, 2008, 23(4):PA4208.
[71] Ai X E, Studer A S, Sigman D M, et al. Southern ocean upwelling, Earth’s obliquity, and glacial-interglacial atmospheric CO2 change[J]. Science, 2020, 370(6522):1348-1352. doi: 10.1126/science.abd2115
[72] Billups K, Channell J E T, Zachos J. Late Oligocene to early Miocene geochronology and paleoceanography from the subantarctic South Atlantic[J]. Paleoceanography and Paleoclimatology, 2002, 17(1):1004.
[73] Mudelsee M, Raymo M E. Slow dynamics of the Northern Hemisphere glaciation[J]. Paleoceanography and Paleoclimatology, 2005, 20(4):PA4022.
[74] Haug G H, Ganopolski A, Sigman D M, et al. North Pacific seasonality and the glaciation of North America 2.7 million years ago[J]. Nature, 2005, 433(7028):821-825. doi: 10.1038/nature03332
[75] Zhang Y G, Pagani M, Liu Z H. A 12-million-year temperature history of the tropical Pacific Ocean[J]. Science, 2014, 344(6179):84-87.
[76] Zhang W F, Chen J, Ji J F, et al. Evolving flux of Asian dust in the North Pacific Ocean since the late Oligocene[J]. Aeolian Research, 2016, 23:11-20. doi: 10.1016/j.aeolia.2016.09.004
[77] Zhou B, Shen C D, Sun W D, et al. Late Pliocene–Pleistocene expansion of C4 vegetation in semiarid East Asia linked to increased burning[J]. Geology, 2014, 42(12):1067-1070. doi: 10.1130/G36110.1
[78] Wu F L, Fang X M, Ma Y Z, et al. Plio–Quaternary stepwise drying of Asia: evidence from a 3-Ma pollen record from the Chinese Loess Plateau[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2007, 257(1-2):160-169. doi: 10.1016/j.jpgl.2007.02.029
[79] Raymo M E. The initiation of Northern Hemisphere glaciation[J]. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 1994, 22:353-383. doi: 10.1146/annurev.ea.22.050194.002033
[80] Abelmann A, Gersonde R, Spiess V. Pliocene—pleistocene paleoceanography in the Weddell Sea—siliceous microfossil evidence[M]//Bleil U, Thiede J. Geological History of the Polar Oceans: Arctic Versus Antarctic. Dordrecht: Springer, 1990: 729-759.
[81] Hodell D A, Ciesielski P F. Southern Ocean response to the intensification of Northern Hemisphere glaciation at 2.4 Ma[M]//Bleil U, Thiede J. Geological History of the Polar Oceans: Arctic Versus Antarctic. Dordrecht: Springer, 1990: 707-728.
[82] Hodell D A, Ciesielski P F. Stable isotopic and carbonate stratigraphy of the late Pliocene and Pleistocene of Hole 704A: eastern subantarctic South Atlantic[C]//Proceedings of the Ocean Drilling Program Scientific Results. 1991, 114: 409-435
[83] Bartoli G, Hönisch B, Zeebe R E. Atmospheric CO2 decline during the Pliocene intensification of Northern Hemisphere glaciations[J]. Paleoceanography, 2011, 26(4):PA4213.
[84] Seki O, Foster G L, Schmidt D N, et al. Alkenone and boron-based Pliocene pCO2 records[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2010, 292(1-2):201-211. doi: 10.1016/j.jpgl.2010.01.037
[85] Haug G H, Tiedemann R J N. Effect of the formation of the Isthmus of Panama on Atlantic Ocean thermohaline circulation[J]. Nature, 1998, 393(6686):673-676. doi: 10.1038/31447
[86] Haug G H, Sigman D M, Tiedemann R, et al. Onset of permanent stratification in the subarctic Pacific Ocean[J]. Nature, 1999, 401(6755):779-782. doi: 10.1038/44550
[87] Haug G H, Tiedemann R, Zahn R, et al. Role of Panama uplift on oceanic freshwater balance[J]. Geology, 2001, 29(3):207-210. doi: 10.1130/0091-7613(2001)029<0207:ROPUOO>2.0.CO;2
[88] Lunt D J, Valdes P J, Haywood A, et al. Closure of the Panama Seaway during the Pliocene: implications for climate and Northern Hemisphere glaciation[J]. Climate Dynamics, 2008, 30(1):1-18.
[89] Klocker A, Prange M, Schulz M. Testing the influence of the Central American Seaway on orbitally forced Northern Hemisphere glaciation[J]. Geophysical Research Letters, 2005, 32(3):L03703.
[90] Schneider B, Schmittner A. Simulating the impact of the Panamanian seaway closure on ocean circulation, marine productivity and nutrient cycling[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2006, 246(3-4):367-380. doi: 10.1016/j.jpgl.2006.04.028
[91] Westerhold T, Marwan N, Drury A J, et al. An astronomically dated record of Earth’s climate and its predictability over the last 66 million years[J]. Science, 2020, 369(6509):1383-1387. doi: 10.1126/science.aba6853
[92] DeConto R M, Pollard D, Wilson P A, et al. Thresholds for Cenozoic bipolar glaciation[J]. Nature, 2008, 455(7213):652-656. doi: 10.1038/nature07337
[93] Raymo M E, Ruddiman W F. Tectonic forcing of late Cenozoic climate[J]. Nature, 1992, 359(6391):117-122. doi: 10.1038/359117a0
[94] Berner R A, Caldeira K. The need for mass balance and feedback in the geochemical carbon cycle[J]. Geology, 1997, 25(10):955-956. doi: 10.1130/0091-7613(1997)025<0955:TNFMBA>2.3.CO;2
[95] Fang X M, Galy A, Yang Y B, et al. Paleogene global cooling–induced temperature feedback on chemical weathering, as recorded in the northern Tibetan Plateau[J]. Geology, 2019, 47(10):992-996. doi: 10.1130/G46422.1
[96] Martínez-Garcia A, Rosell-Melé A, Jaccard S L, et al. Southern Ocean dust–climate coupling over the past four million years[J]. Nature, 2011, 476(7360):312-315. doi: 10.1038/nature10310
[97] Andersson C, Warnke D A, Channell J E T, et al. The mid-Pliocene (4.3-2.6 Ma) benthic stable isotope record of the Southern Ocean: ODP Sites 1092 and 704, Meteor Rise[J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2002, 182(3-4):165-181. doi: 10.1016/S0031-0182(01)00494-1
[98] Hodell D A, Venz‐Curtis K A. Late Neogene history of deepwater ventilation in the Southern Ocean[J]. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 2006, 7(9):Q09001.
[99] Whitehead J M, Wotherspoon S, Bohaty S M. Minimal Antarctic sea ice during the Pliocene[J]. Geology, 2005, 33(2):137-140. doi: 10.1130/G21013.1
[100] Frank M, Whiteley N, Kasten S, et al. North Atlantic Deep Water export to the Southern Ocean over the past 14 Myr: evidence from Nd and Pb isotopes in ferromanganese crusts[J]. Palaeogeography and Palaeoclimatology, 2002, 17(2):1022.
[101] Hodell D A, Channell J E T. Mode transitions in Northern Hemisphere glaciation: co-evolution of millennial and orbital variability in Quaternary climate[J]. Climate of the Past, 2016, 12(9):1805-1828. doi: 10.5194/cp-12-1805-2016
[102] Lang D C, Bailey I, Wilson P A, et al. Incursions of southern-sourced water into the deep North Atlantic during late Pliocene glacial intensification[J]. Nature Geoscience, 2016, 9(5):375-379. doi: 10.1038/ngeo2688
[103] Jian Z M, Dang H W, Yu J M, et al. Changes in deep Pacific circulation and carbon storage during the Pliocene-Pleistocene transition[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2023, 605:118020. doi: 10.1016/j.jpgl.2023.118020
[104] Qin B B, Li T G, Xiong Z F, et al. Influences of Atlantic Ocean thermohaline circulation and Antarctic ice-sheet expansion on Pliocene deep Pacific carbonate chemistry[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2022, 599:117868. doi: 10.1016/j.jpgl.2022.117868
[105] Cortese G, Gersonde R, Hillenbrand C D, et al. Opal sedimentation shifts in the World Ocean over the last 15 Myr[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2004, 224(3-4):509-527. doi: 10.1016/j.jpgl.2004.05.035
[106] Hillenbrand C D, Ehrmann W. Late neogene to quaternary environmental changes in the Antarctic Peninsula region: evidence from drift sediments[J]. Global and Planetary Change, 2005, 45(1-3):165-191. doi: 10.1016/j.gloplacha.2004.09.006
[107] Hillenbrand C D, Cortese G. Polar stratification: a critical view from the Southern Ocean[J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2006, 242(3-4):240-252. doi: 10.1016/j.palaeo.2006.06.001
[108] Woodard S C, Rosenthal Y, Miller K G, et al. Antarctic role in Northern Hemisphere glaciation[J]. Science, 2014, 346(6211):847-851. doi: 10.1126/science.1255586
下载:
计量
- 文章访问数: 112
- HTML全文浏览量: 12
- PDF下载量: 58
