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| ミランコヴィッチメニューへ戻る グリーンランドと南極における氷河気候変動の1対1の結合 One-to-one coupling of glacial climate variability in Greenland and Antarctica EPICA community menbers 概要 2つの半球の気候変動間の位相関係を正確に知ることは、地球の気候ダイナミクスを理解するための鍵です。最終氷期の氷床コア研究1,2は、南極で最大の千年規模の温暖なイベントと、グリーンランドでの最長のダンスガード・オシュガーイベント3,4,5と、大西洋の子午線の転覆循環6,7,8との強い結合を明らかにしました。ただし、ダンスガード・オシュガーの短いイベントに、南極の温度変化が短くて目立たないものがあるかどうか、およびこれらのイベントが同じメカニズムでリンクされているかどうかは不明です。ここでは、南極のドロンニングモードランドの氷床コアに由来する氷床コアの記録を示します。これは、グリーンランドの氷床コアの記録に匹敵する解像度で南大西洋の気候を表しています。北グリーンランドの氷床コアとメタンが同期した後9、ドロンニングモードランドの氷床コアの酸素同位体記録は、双極シーソー6によるすべての南極の温暖イベントとグリーンランドダンスガードオシュガーイベントの間の1対1の結合を示しています。南極の温暖なイベントの振幅は、北の同時亜間氷期の期間に線形依存していることがわかり、それらはすべて、子午線の転覆循環の同様の減少に起因することを示唆しています。 2つの半球の気候変動間の位相関係を正確に知ることは、地球の気候ダイナミクスを理解するための鍵です。最終氷期の氷床コア研究1,2は、南極で最大の千年規模の温暖なイベントと、グリーンランドでの最長のダンスガード・オシュガーイベント3–5と、大西洋の子午線の転覆循環6–8との強い結合を明らかにしました。ただし、ダンスガード・オシュガーの短いイベントに、南極の温度変化が短くて目立たないものがあるかどうか、およびこれらのイベントが同じメカニズムでリンクされているかどうかは不明です。 ここでは、南極のドロンニングモードランドの氷床コアに由来する氷床コアの記録を示します。これは、グリーンランドの氷床コアの記録に匹敵する解像度で南大西洋の気候を表しています。北グリーンランドの氷床コアとメタンが同期した後9、ドロンニングモードランドの氷床コアの酸素同位体記録は、南極のすべての温暖イベントと、双極シーソーによるグリーンランドダンスガードオシュガーイベントとの1対1の結合を示しています6。南極の温暖なイベントの振幅は、北の同時亜間氷期の期間に線形依存していることがわかり、それらはすべて、子午線の転覆循環の同様の減少に起因することを示唆しています。北大西洋地域の氷河気候は、冷たい亜間氷期から暖かい亜間氷期への急速な変化を特徴としています3,4,9。 これらのダンスガード・オシュガー（D–O）イベント中のグリーンランドの気温は、数十年以内に8–16 uC上昇し（参照10、11）、その後、亜間氷期の状態に戻るほど急激な気温の低下はありません。対照的に、南極周辺地域の氷河気候は、わずか1〜3 uCの小さな温度振幅で、ミレニアル世代の変化が遅いことを示しています（参照1、12、13）。 CH4濃度の地球規模の大気変化を使用して、グリーンランドと南極の氷床コアの記録1,2を同期させた後、最大の南極温暖化（A1–A7;ref。1）と最長のD–Oイベントとの間に顕著な位相関係が南で観察されました。 北極の亜間氷期に温暖化し、D–O温暖化が始まるとすぐに冷え始めます。この双極シーソーパターンは、大西洋子午面逆転循環（MOC）に関連する熱と淡水のフラックスの変化によって説明されました。より強力なMOCは、南極の熱貯留層からの熱の排出を増加させます6,7。原則として、双極シーソーによる半球間気候結合は、すべての短いD–Oイベントにも適用されます。しかし、この概念が南極の氷床コアにおける高頻度の気候変動をどの程度説明できるかは不明なままでした（たとえば、参考文献14およびその中の参考文献で説明されているように）。ここで報告します。 ドロンニングモードランドの内部にある南極の氷床コア計画（EPICA）内で掘削された新しい氷床コアからの最終氷期の気候記録について、75u S、0u E、2,892m.a.s.lでEDMLと表記されています。 （海抜メートル）、最近の蓄積率は6.4 cm水柱（w.e。）/年15。このサイトは、長いEPICAドームC（EDC、75u S、123u E、3,233 masl、2.5 cm we yr21）レコード12を補完するために選択されました。 これは、EDMLが南極海地域の大西洋セクターで最初の深層氷床コア16であり、したがって位置しているためです。双極シーソーの南端近く。 EDMLでの積雪量は、東南極高原の他の深部掘削サイトの2〜3倍であるため、最終氷期の高解像度の大気と気候の記録を取得でき、EDMLコアは10年ごとの研究に特に適しています。南極のミレニアル世代の気候変動。図1では、氷床上の局所温度の代用としてのEDML d18Oレコードが、上流と補正後の0.5 mの解像度（海洋酸素同位体ステージMIS3では15〜30年、MIS5では100〜150年に相当）で示されています。 氷河期-間氷期の氷床高度の影響（補足情報を参照）。全体的なパターンは、以前にこの期間をカバーしていたほとんどの南極の氷床コアで記録されたものとよく似ています12,13,17。また、EDMLとEDCでは、両方のコアに共通するパタゴニアのダスト源地域の気候条件の並行変化に関連して、非常に類似したダストプロファイル（図1）が見られます18。  図1 | 南極の安定同位体の記録は、最終氷期のミレニアル世代の同期変動を示していますが、グリーンランドでは急速な変動が見られます。 a、過去150年間の海面および上流補正（補足情報を参照）後のEDML d18Oレコード（紫、0.5 mの解像度、灰色、15 mの移動平均）。このレコードは、EDC12（青）およびドームF13（ピンク）の同位体レコードと同様の機能を示していますが、MIS3およびMIS4ではより微細な構造になっています。 EDMLとEDCは新しい共通EDC3タイムスケール（補足情報を参照）にプロットされ、ドームFは個々のタイムスケールにプロットされていることに注意してください。右側の温度軸は、空間d18O /温度勾配から導き出されたEDMLでのおおよその表面温度を示しています（補足情報を参照）。 b、NGRIP氷床コアのd18Oレコード（灰色）9。 c、EDML（赤）およびEDC12（ピンク）の氷床コアの1、000年の解像度での鉱物ダストの記録。これらのダストレコードは、コアの同期に使用されました。 過去150、000年間のEDMLd18OとEDCdDレコードの高い相関にもかかわらず（250年間の平均ではr 2 5 0.94）、いくつかの明確な違いが存在します。最後から2番目の温暖期（MIS5.5）では、EDML d18Oレコードは、東南極高原の他の氷床コアと一致して、完新世の温度よりも約4〜5uC高い温度を示しています12,13,17。 ただし、EDMLのd18Oは、MIS5.5の全期間にわたって持続的に高いd18O値を示しますが、東南極高原の他の氷床コアは、初期気候最適化後に大幅な低下を示します12,13。この違いは高度補正によるものではないことに注意してくださいMIS5.5中の同様の時間発展が未修正のデータでも見られるため、EDML d18Oレコードに適用されたセクション（補足情報を参照）。代わりに、EDCおよびドームふじ基地と比較してMIS5.5の過程でEDMLでの冷却が小さいことは、南極海の大西洋セクターからの海底堆積物の記録と一致しており、MIS5全体で夏の海面水温が持続的に暖かくなり冬の海氷が減少していることがわかります。 5（参照19）。これは、この期間中に大西洋とインド洋のセクターで気温と海氷の進化に地域差があったことを示唆しています。高解像度EDMLレコードの最も顕著な特徴は、氷河期の顕著な千年変動です。図1の破線で示されているように、南極の各温暖化エピソードは、対応するD–Oイベントに関連付けることができますが、年齢スケールの同期のみが、それらを明確に割り当て、気候変動間の位相関係を特定することができます。グリーンランドと南極で。これを行うために、EDMLコアは、NGRIP、GRIP、およびGISP2アイスコア1,11からの過去55年間の高解像度CH4プロファイルを使用して、MIS3上でカウントされたNGRIPアイスコア20,21に同期されています（補足情報を参照）。 同期されたd18Oレコードを図2に示します。また、バードアイスコア1からのCH4同期d18Oレコードと、MIS3中にEDMLで見つかった温度変動に非常に似ており、南極全体をサポートするEDC22からの新しい高解像度dDデータもプロットされています。これらの変動の解釈。 EDC、ドームふじまたはVostok（、1.4 cm w.e. yr21）と比較してEDML（、3 cm w.e. yr21）での氷河積雪量が多いことは、CH4同期がこれらのサイトよりも2〜3倍優れていることを意味します。 MIS3の同期の不確実性は、EDMLレコード内のすべてのイベントで400〜800年の範囲であるため、EDMLの同期エラーは常にイベント自体の期間よりもはるかに小さくなります。これは、南極でよく知られている大規模な温暖イベント（A1、A2など）だけでなく、図2に示されている各単一同位体の最大値と対応するDの明確な1対1の割り当てを可能にするため重要です。 –北のイベント。亜間氷期/亜間氷期の遷移に対する最大温度の正確なタイミングは、同期エラーよりも正確に識別することはできませんが、各南極の温暖化がそれぞれのD–Oイベントのかなり前に始まることは明らかです。さらに、約41,000 yr BPの10Be生成異常を使用した、GRIPおよびEDC氷床コアの安定した水同位体記録の同期。これにより、D–O10の開始とそれぞれの南極dDの最大値の同相関係が制約されます。 200年以上（参照23）、CH4マッチをサポートします。したがって、図2の新しい南極同位体最大（AIM）命名法を提案します  図2 | EDMLとNGRIPレコードのメタン同期は、グリーンランドの対応する亜間氷期と各南極温暖化の1対1の割り当てを明らかにします。 北グリーンランド9のNGRIPd18O記録と比較した、EDML、EDC26、およびByrd1氷床コアのMIS3中の10〜60 kyrBPの時間間隔での100年平均が表示されます。 すべての記録はCH4で同期され、NGRIP氷床コアの新しいGICC05年齢スケールで示されます。これは、年間層を41 kyrまでカウントし、それより古い年齢のフローモデルによって導出されています9,21。 黄色のバーは、それぞれの南極の気温上昇に関連するグリーンランドの亜間氷期を示しています。 北大西洋堆積物中のハインリッヒ層のおおよそのタイミングも示されています27。 右側のy軸は、d18Oと温度の間の最新の空間勾配に基づいたEDMLでのおおよその温度変化を示しています。 図2 |亜間氷期の北大西洋への海洋熱輸送の減少に対する南部の温暖化の関係を反映するメタンの同期。 D–Oイベントに関連するAIMのタイミングと期間は、ポルトガル沖の堆積物記録にアーカイブされているように、南極底層水形成と大西洋表層水の変化に関連する深層水塊の変化の比較によって間接的にサポートされています24。最も顕著なのは、図3に示すように、北の亜間氷期の持続時間に線形に依存するAIMの振幅の変化です。MIS3中のこの線形関係からの唯一の有意な偏差はAIM4であり、亜間氷期の誤差は期間の見積もりはかなり大きいです。  図3 | 南極の温暖化の振幅は、MIS3中のグリーンランドでの付随する亜間氷期の期間と線形関係（r 2 5 0.85）を示しています。 振幅は、南極のd18Oの最大値から各イベントの先行する最小値まで決定されました。 亜間氷期の期間は、拡張GICC05年齢スケールでの亜間氷期の開始時と終了時の段階的な温度変化の中点間の間隔によって定義されます9,21。 エラーバーは、EDMLでのd18Oの最大値と最小値の定義、および同時期の亜間氷期の期間における推定不確実性を反映しています。 番号は、対応するAIMおよびD–Oイベントを示します。 MOCの低下の期間、つまり南極海の温暖化期間の期間は、南極海の熱源に蓄積される熱量を決定し、南極海の熱双極シーソー6の概念の一般的な適用性を強く支持すると結論付けます。 MIS3中に発生したスタジアムイベントの範囲。 MOCがより長く停止すると、南極海の新しい平衡温度に到達し、最終的には温暖化を停止する必要があることに注意してください。 この線形関係は、南極の温暖化率、つまり南極海から大西洋への熱流束が、MIS3中のすべての温暖化イベントで類似していることも意味します。 MIS3のコールドインターバルで転倒セルの空間構成が同じであると仮定すると、MOCの強度はすべての亜間氷期でほぼ一定であり、大規模な氷期の亜間氷期では転倒率が異なるという概念に異議を唱えます25。 北大西洋へのrg放出（図2のいわゆるハインリッヒイベント：H1–H5）は、ハインリッヒイベントのない亜間氷期と比較して発生しました。ただし、ハインリッヒイベントが発生したD–O 8およびD–O 12の前の亜間氷期が最も長く、関連する南極の温暖化が最も大きかったことに注意してください。 これは、ハインリッヒイベント中に大きな淡水異常を混合するのに必要な時間が長いことが原因である可能性があります。ただし、他のハインリッヒイベントとの関係はあまり明確ではありません。 EDMLとEDCでのMIS3中の千年の気候変動の比較は、南極海の大西洋とインド洋のセクターにおける同位体変化の振幅に有意差を示さない。これは、両方のサイトで温度変化を制御する均一な海洋熱源を意味し、南極環流による南極海の急速な混合を反映しています。 EDML d18Oレコードでは、最終氷期最盛期に主要なウォームイベント（AIM2、D–O 2に接続）が見られます。これはEDCコアでは明確に識別できませんが、ドームFレコードには存在します（図1）。 AIM2は、他のすべてのAIMと同様に、EDCでの高分解能ミネラルダスト濃度の低下も示しています26。したがって、AIM2はMIS3の他のAIMに匹敵するウォームイベントであると結論付けますが、蓄積が少ないため、EDCレコードでは十分に解決されていません。北大西洋での対応するD–O 2イベントの前には、NGRIPレコードで最長の寒冷期間があり（図2）、したがって、Dと同じ双極シーソーの概念が当てはまる場合、AIM2のより高い温度振幅が予想されます。 MIS3中の–oイベント。ただし、最終氷期最盛期の海面と気温の条件は大きく異なり、北大西洋の転覆セルの空間構成と強度に影響を与える可能性があります。 AIM2の長さがわずか2、000年であるという事実は、MOCの強度が北部の寒冷期全体で大幅に低下したのではなく、D–O 2の約1、000年前に崩壊したことを示唆しています。 H2の間に北大西洋に氷山の破片を堆積させる（参照27）。要約すると、MOCを介したMIS3中のすべての双極気候変動の強力な半球間結合は、EDMLからの新しい高解像度d18Oレコードによってサポートされており、南極の温暖化率と潜在的に転覆率もMIS3のすべてのイベントで類似していることを示しています。何が亜間氷期から亜間氷期への切り替えを引き起こすのかという問題は残っています。 MOCの強度の変化と大西洋南極海の熱交換への影響は、北大西洋の淡水バランスの変化に応じてシミュレートされます7,8。 ただし、淡水流入のこのような変動の原因は、すべての個々のD–Oイベントについてまだ確認されていません。さらに、ローレンタイド氷床からの大規模な氷山の放出は、スタディアルの開始または終了のいずれとも体系的に一致しません27,28。最近、より強力なMOCを再設置するための南極海の海氷被覆の変化の潜在的な役割が、Bølling/Allerød温暖化の開始について確認されました29,30。 AIM中の南極海での海氷被覆の減少とそれに続く北部での深海形成の開始の遅延の本質的なフィードバックは、MIS3中の私たちの記録に見られる半球間気候結合を説明する可能性があります。 5月26日受領。 2006年9月22日に承認されました。 1。Blunier、T。＆Brook、E.J。最終氷期の南極大陸とグリーンランドにおける千年規模の気候変動のタイミング。 Science 291、109–112（2001）。 2. 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Acknowledgements This work is a contribution to the European Project for Ice Coring in Antarctica (EPICA), a joint European Science Foundation/European Commission scientific programme, funded by the EU (EPICA-MIS) and by national contributions from Belgium, Denmark, France, Germany, Italy, the Netherlands, Norway, Sweden, Switzerland and the UK. The main logistic support was provided by IPEV and PNRA (at Dome C) and AWI (at Dronning Maud Land). Author Information Reprints and permissions information is available at www.nature.com/reprints. The authors declare no competing financial interests. Correspondence and requests for materials should be addressed to H. F. (hufischer@awi-bremerha EPICAコミュニティメンバー（アルファベット順）： C。Barbante1,2、J.-M。 Barnola3、S。Becagli4、J。Beer5、M。Bigler6、7、C。Boutron3、T。Blunier6、E。Castellano4、O。Cattani8、J。Chappellaz3、D。Dahl-Jensen7、M。Debret3、B。Delmonte9、 D. Dick10、S。Falourd8、S。Faria10,11、U。Federer6、H。Fischer10、J。Freitag10、A。Frenzel10、D。Fritzsche12、F。Fundel10、P。Gabrielli2,3、V。Gaspari1、R。 Gersonde10、W。Graf13、D。Grigoriev14、I。Hamann10、M。Hansson15、G。Hoffmann8、MA Hutterli6、16、P。Huybrechts10、17、E。Isaksson18、S。Johnsen7、J。Jouzel8、M。Kaczmarska18、T Karlin15、P。Kaufmann6、S。Kipfstuhl10、M。Kohno10、F。Lambert6、Anja Lambrecht10、Astrid Lambrecht10、A。Landais8、G。Lawer10、M。Leuenberger6、G。Littot16、L。Loulergue3、D.Lu¨th 、V。Maggi9、F。Marino9、V。Masson-Delmotte8、H。Meyer12、H。Miller10、R。Mulvaney16、B。Narcisi19、J。Oerlemans20、H。Oerter10、F。Parrenin3、J.-R。 Petit3、G。Raisbeck21、D。Raynaud3、R.Ro¨thlisberger16、U。Ruth10、O。Rybak10、M。Severi4、J。Schmitt10、J。Schwander6、U。Siegenthaler6、M.-L。 Siggaard-Andersen7、R。Spahni6、J。P。Steffensen7、B。Stenni22、T。F。Stocker6、J.-L。 Tison23、R。Traversi4、R。Udisti4、F。Valero-Delgado10、M。R。van den Broeke20、R。S。W. van de Wal20、D。Wagenbach24、A。Wegner10、K。Weiler6、F。Wilhelms10、J.-G。 Winther18＆E。Wolff16 1ヴェネツィア大学、ヴェネツィア大学環境科学部、2環境プロセスのダイナミクス研究所-CNR、ドルソドゥーロ2137、30123ヴェネツィア、イタリア。 3 Laboratoire de Glaciologie et Ge´ophysique de l’Environnement（LGGE）、CNRS-UJF、BP96 38402 Saint-Martin-d’He`res cedex、France。 4フィレンツェ大学化学科、Via della Lastruccia 3、50019 Sesto Fiorentino、フィレンツェ、イタリア。 5 EAWAG、私書箱611、8600Du¨bendorf、スイス。 6気候および環境物理学、物理学研究所、ベルン大学、Sidlerstrasse 5、3012ベルン、スイス。 7 Niels Bohr Institute、コペンハーゲン大学、Juliane Maries Vej 30、2100コペンハーゲンOE、デンマーク。 8 Laboratoire des Sciences du Climat et de l’Environnement（LSCE / IPSL）、CEA-CNRS-UVSQ、CE Saclay 91191、Gif sur Yvette、フランス。 9ミラノ・ビコッカ大学環境科学部、Piazza della Scienza 1、20126ミラノ、イタリア。 10Alfred-Wegener-Institute for Polar and Marine Research、Columbusstrasse、D-27568 Bremerhaven、Germany。 11Max Planck Institute for Mathematics in the Sciences、Inselstrasse 22、04103 Leipzig、Germany。 12アルフレッドウェゲナー極地海洋研究所、ポツダム研究ユニット、Telegrafenberg A 43、14473ポツダム、ドイツ。 13GSF National Center for Environment and Health、Ingolsta¨dterLandstrasse1、85764 Neuherberg、ドイツ。 14University College London、Gower Street、London WC1E 6BT、UK。 15ストックホルム大学自然地理学および第四紀地質学部、106 91ストックホルム、スウェーデン。 16British Antarctic Survey、High Cross、Madingley Road、Cambridge CB3 0ET、UK。 17Department Geografie、Vrije Universiteit Brussel、Pleinlaan 2、1050 Brussel、Belgium。 18ノルウェー極地研究所、9296トロムソ、ノルウェー。 19ENEA、C。R. Casaccia、Via Anguillarese 301、000060 Roma、Italy。 20ユトレヒト大学、海洋大気研究所、私書箱80005、3508 TAユトレヒト、オランダ。 21CSNSM / IN2P3 / CNRS、バット。 108、91405オルセー、フランス。 22トリエステ大学地質・環境・海洋科学部、Via E. Weiss 2、34127トリエステ、イタリア。 23De´partement des Sciences de la Terre、Universite´ Libre de Bruxelles、CP160 / 03、1050ブリュッセル、ベルギー。 24ハイデルベルク大学環境物理学研究所、INF229、69120ハイデルベルク、ドイツ。 補足資料 年齢スケール：EDMLおよびEDC氷床コアの年代測定（図S1）に、グリーンランドおよび南極の氷床コアレコード用に開発された新しい共通の時間スケールを初めて使用しました。このEDC3タイムスケールの中心は、ドームCの氷床コアの氷河流モデル1であり、ドームの位置により氷の流れは比較的単純です。コアの蓄積率の変化は、飽和水蒸気圧の温度2への依存性から推定され、温度2自体はδD自由パラメーター（現在の蓄積率、氷河間氷期の蓄積振幅を制御する温度感度、およびスライディング比、垂直変形パラメータと流れを制御する基礎融解速度）は、絶対時間マーカーの周りのさまざまなタイウィンドウによってモデル内で制約されます。 ここで説明する過去150。000年間の期間は、火山の地平線、氷期/間氷期の遷移中の急速なメタン変動、またはグリーンランド氷床コア年代学（GICC05）3-をカウントした年間層を使用して絶対的に日付が付けられた10Be異常によって定義されます。 5または他の放射年代測定アーカイブでも発見されています。この新しいEDC3年齢スケールの絶対年代の不確実性は、41,000歳の場合は1000年であり、終了IIの場合は2000年よりも優れており、年齢が高くなると誤差が大きくなります。内部コヒーレンスについては、対応する年齢スケール（EDML1）が、連続硫酸塩、電解伝導率、誘電体プロファイリング、粒子状ダスト、および両方のコアで利用可能なCa2 +データに基づく火山とダストのタイポイントを使用して、EDMLとEDCの氷床コアを同期することによって導き出されました。 。 パタゴニアのダスト源の強さの一般的な変化と主要な火山噴火の半球の重要性のために、この手順は正当化されます。多数の明確な火山マーカーにより、この論文の主な焦点である過去75、000年間、通常20年以内またはそれ以上の同期が可能になりました。広く離れたタイポイント間では、最大の不確実性が最大140年まで増加することがあります。同期はMIS5.5の開始時に1000年よりも良好であり、同期がより明確なダスト濃度の変化に依存しているMIS6では、年をとるにつれてますます悪化します。それを超えて、ダストの同期は達成されていません。 したがって、EDMLコアとEDCコアのクロスデートが十分に制限されている過去15万年に記録の議論を制限します。 MIS2-3中のグリーンランドと南極大陸の間の位相関係をより詳細に研究するために、EDMLとNGRIPの氷床コアは、大気中のCH4のグローバル信号を使用して、過去55年間の期間同期されました。これは、体系的な交際エラーの影響を受ける可能性のある年齢スケールを提供します。ただし、この論文にとって重要な問題は、2つのコアを、主にEDMLサイトでの氷河期とガスの年齢差の不確実性によって支配される不確実性と同期させることです。同期は、グリーンランドの複合高解像度CH4レコードに基づいています。 最高解像度のレコードはNGRIPからのものです。残念ながら、この記録はこれまでのところ48から38 kyr BP6の期間のみをカバーしています。 38 kyr BPの後、GRIPデータを使用し、48 kyr BPGRIPおよびGISPデータの前に7。 GRIPおよびGISPCH4データには、次のようにNGRIPガス年代が割り当てられました。各GRIP CH4値について、元のGRIP ∆age計算8を使用して、氷の年代がCH4値の年代と同じになる深さを見つけます。 Rasmussen et al.9のマッチポイントを適用すると、NGRIP氷床コアに対応する深さが見つかります。 NGRIPタイムスケールを使用して、NGRIPタイムスケールでのGRIPCH4データポイントの新しいガス年齢でもある新しい年齢を計算します。新しいΔage計算は適用されないことに注意してください。 GISP値は、48 kyrBPより前にのみ使用されていました。 GISPデータは、55 kyr BP10の前と48kyrBPの後のNGRIPデータと一致しました。 NGRIPデータのギャップにあるGISPCH4データには、補間によってNGRIP年齢が割り当てられました。両方の半球の時間的結合を評価するために、3つの同様の同期方法が使用されています。最初の方法では、高解像度のグリーンランド複合CH4レコードがEDML CH4レコードと照合され、大気中の3つのCH4変化におけるグローバル信号が利用されています。 NGRIPの場合、氷とガスの記録の急速な温度変化の同期効果によって確認された∆ageを使用します10。 EDMLの場合、Δageはfirnificationモデルを使用して推定されました8。両方のサイトでNGRIP年齢スケールとΔ年齢を使用して、グリーンランドと南極のδ18Oレコードの同期された時間スケールに到達します。このアプローチの結果は、本文の図3に示されています。図S2は、DML、GRIP（38kyr BP後）およびNGRIP（38Kyr BP前）のΔageの大きさを示しています。 NGRIPのΔageは、主にGRIPに比べてNGRIPでの蓄積率が低いため、GRIPよりも大きくなります。影付きの領域は、不確実性の推定値を示しています蓄積率が25％高いまたは低いと仮定した場合のΔage計算の汚染。 ∆ageへの影響は、温度の10％の変化にほぼ相当します。 DOイベントの開始時の同期の不確実性の合計を推定し、CH4レコードの同期の不確実性と、DMLおよびグリーンランドコンポジットの2つのΔageを直角位相で追加します。 CH4レコードの解像度と構造に基づいて、CH4同期の不確実性は、ヤンガードリアス（約100年）では小さく、ほとんどのDOイベントでは200年程度であると推定されます。 DOイベント2および3の場合、不確実性は約300年大きくなります。同期の不確実性の合計は、YDで250年、DO2とDO3で500年、その他のDOイベントで約400年になります。 急速なCH4の変化の間では、同期の不確実性がはるかに大きくなる可能性があります。 CH4の変動がほとんど見られない約800年と推定されます。 2番目のアプローチでは、北の温度変化を反映するEDML CH4レコードが、グリーンランドのδ18Oレコードに直接同期され、グリーンランドレコードのΔageの計算が回避されましたが、北の急激な温度変化とCH4の変化が同時に発生したと想定しています。 3番目のアプローチでは、本質的に北の温度変化を反映している高解像度EDML CH4レコードが、南極海の大西洋4セクターの温度変化を表すEDMLδ18Oレコードと直接比較されています。この場合、代替のファーニフィケーションモデルを使用してΔ年齢が推定されています11。この方法での南北の温度と位相の関係に関する結論は、南極のCH4レコードの解像度の低下によって多少損なわれますが、この方法では、グリーンランドレコードのΔageの計算が再び回避されます。方法2と3は、CH4とδ18O信号の性質が異なるため、CH4レコードのすべての時間的変化に適用できるわけではありません。 それにもかかわらず、3つのアプローチはすべて、グリーンランドと南極の温度変化の間の位相調整に関して本質的に同じ結果をもたらしました。 3つの方法は同期の方法が異なりますが、同期の精度の主な制限要因として、EDMLでのΔageの不確実性の推定値を共有しています。図S2に示す同期の不確実性は、Byrd GISP同期7の場合よりもわずかに高いだけですが、EDCやVostok12などの低蓄積サイトよりも2〜3倍低くなっています。 δ18OレコードのCH4同期の独立したチェックは、現在の約41、000年前の10Beピークから行われます。 ここでは、10Beを使用したδ18Oレコードの直接同期（±200年以内に正確13）と、ガス年齢/氷河期の違いを含むCH4同期は、同期の不確実性の範囲内で一致しています。 41、000年前の10Beタイポイントから離れると、モデル化された年齢スケールとCH4同期年齢スケールは600年もずれます。 この違いの潜在的な理由は、フローモデルの系統的なエラー、ガスの年齢/氷河期の違い、またはその2つの組み合わせのエラーである可能性があります。 41,000 yr BPでの両方の同期の良好な対応を考えると、しかしながら、ガス/氷河期の差における大きな系統的誤差がこのオフセットの主要部分を説明する可能性は低いです。 要約すると、CH4同期により、グリーンランドでのAIMとDOイベントの明確な1対1の割り当てが可能になりますが、南極のピーク暖かさとグリーンランドの亜間氷期/亜間氷期の遷移との間の正確な位相関係の定量化は、一般に400年以上に制限されます。 δ18Oと同位体の温度記録EDCでの温度再構成の計算は以前に説明されています2。 EDMLの場合、δ18Oを温度に変換するための同様のアプローチが採用されました。 表面温度TS（K）は、平均δ18Oの現在の線形勾配（r²= 0.89）と、広範な万年雪コアおよびスノーピットの研究で決定されたドロンニングモードランドの表面温度0.82‰/°Cを使用して、δ18Oレコードから導出できます14、 15. EDMLの場合、図S3に示し、以下に説明するように、測定されたδ18Oデータに追加の補正を適用する必要がありました。 a）海水補正EDMLおよびEDC氷床コアの最新のδ18OおよびδD値は、現在の平均標準海水（SMOW）と比較した枯渇を反映しています。しかし、氷河期には、同位体が枯渇した陸氷の塊が大きいため、海洋の水同位体特性δ18Oswが高くなりました。したがって、海洋源での水蒸気の同位体特性のこのオフセットを修正する必要があります16。この影響を補正するために、底生のδ18O堆積物記録18のスタックに基づいて、氷の体積によって引き起こされた海水のδ18O変化17を使用しました。 LGMの場合、約1‰のδ18O海水補正は、完新世と比較してEDMLでの冷却が約1.2°C増加することを意味します。海水δ18Orecord17のタイムスケールは、高同期によってEDC3 / EDML1と一致しましたEDCδDレコードを使用した緯度温度17。これにより、海面補正δ18Oデータの年齢スケールの誤差は最小限に抑えられますが、海面の変化が遅いため、このような誤差はミレニアル世代の時間スケールでは小さくなります。 b）高度/上流補正ドーム位置にあるEDC氷床コアとは対照的に、EDML氷床コアは、鞍点近くの緩やかに傾斜した尾根にあり、水平方向の流速は小さいが無視できない（約1m /年）。上流側のほとんどの場合。 したがって、EDMLのより深い氷は、より高い高度の上流の位置から発生しますが、ドームCの氷は、基本的に、コアの全長にわたって現在のドリルサイトから発生します。ネストされた36次元フローモデル19、20を使用すると、たとえば、 EDML氷床コアの15万年前の氷が、約160 km上流、つまり高度約240m高く堆積したことを示しています。さらに、過去の気候条件における氷床の全体的な高度の変化も、堆積サイトでの局所的なδ18O信号に影響を与えます。 本質的に、コアのより深いところで測定されたδ18O値は、現在のドリルサイトではなく、上流の堆積サイトを表しています。したがって、より高い高度とより低い温度によるδ18Oの体系的な低下が予想されます。大規模な氷床モデルにネストされた3Dフローモデルを使用して、堆積の上流サイトとそのサイトでの氷床の全体的な高度変化の両方を再構築することができました。後者の標高の変化は、主に局所的な蓄積の変化によって引き起こされます。続いて、δ18Oと高度-0.96‰/ 100mの間の最近の線形勾配（r²= 0.90）を使用して、ドリルサイトの場所への測定および海面補正されたδ18O信号を補正しました。 たとえば、MIS5.5では、これにより、δ18Oが約+ 2.7‰補正され、3.3°Cの温暖化になります。図S3に、海面の変化と積雪の上流高度とともに、海水と上流/高度を補正した値、および補正していないδ18OとδDの値を示します。これらの補正によって導入される誤差は、主にモデル化された全体的な標高変化の精度によって決定されます。これは、±50 mと推定でき、±0.5‰相当のδ18O誤差または±0.6°Cの表面温度誤差に相当します。 c）蓄積率蓄積率例： CH4同期で使用されるのは、氷床上の雲形成の標高での温度に対する降水量の熱力学的依存性から推定されました2。堆積の場所と時間でのこの反転温度TI（°K）は、東南極高原21で示されているように、EDMLでの表面と反転温度の線形関係を仮定して、海面（上流ではない）で補正されたδ18Oレコードから推定されます。 TI = 0.67Ts + 88.94 7次に、A = A0 * f（TI）/ f（TI 0）*（1 +β（TI-TI0））に従って、ローカル蓄積率が計算されます（EDC2の場合と同様）。 ここで、TI 0は、EDMLドリルサイト（242.20 K）での現在の反転温度であり、今日の高度と温度の間の非常に良好な線形空間関係が時間的にも保持されていると仮定しています。 A0はEDMLドリルサイトでの現在の64kgm-2 yr -1の蓄積率、βは一定のフィッティングパラメータ、f（TI）は次の式で与えられます。f（TI）=（Bs / TI-1） / TI 2 * exp（-Bs / TI）ここで、Bs = 6148.3 Kであり、f（TI 0）についても同等の関係が成り立ちます。 f関数は基本的に飽和蒸気圧の温度依存変化を考慮に入れますが、パラメータβはこの関係では説明されない氷期-間氷期の蓄積変化を考慮に入れます。 β= 0.045は、万年雪コア14、15および拡張表面レーダー調査22、23から得られた最近の上流蓄積率の空間変動をフィッティングすることによって経験的に決定されました。これにより、EDMLドリルサイト周辺の平均氷河蓄積率は約45％になります。 現在の値。氷河期の場合、高度補正によって導入される誤差は15％未満です。しかし、氷河期には、水蒸気輸送の潜在的な変化が作用する可能性があり、これは最近の空間δ18O/温度勾配の適用に影響を与える可能性があります。モデリングの結果16は、この効果がグリーンランド氷床よりもはるかに小さいことを示しています。したがって、氷河の蓄積率は±30％以内の精度であると推定されます。 MIS5.5の場合、ドリルサイトでの平均再構築蓄積量は102 kgm-2 yr-1です。一方、堆積場所でのMIS5.5の蓄積率は、EDMLでの今日の値と同様であることがわかります。これは、MIS5.5中の一般的に温暖な気候条件にもかかわらず、氷はEDMLドリルサイト地域よりも寒くて乾燥した条件の場所から発生したためです。循環はMIS5.5と完新世の条件で同様であると予想されるため、MIS5.5中の蓄積率推定の主な誤差はaltに起因します。約±0.7cm水当量/年または10％未満に相当する強度補正。 参考文献 英文版References 1. 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