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| ミランコヴィッチメニューへ戻る 大気中の二酸化炭素の氷河期・間氷期変動 Glacial/interglacial variations in atmospheric carbon dioxide Daniel M. Sigman* & Edward A. Boyle² :*Princeton University, *2Massachusetts Institute of Technology 抄録 20年前、氷床コアの測定では、大気中の二酸化炭素濃度が氷河期の間に現在よりも低いことが示されました。まだ、この違いについて広く受け入れられている説明はありません。現在の調査は、海洋の「生物ポンプ」、表層海洋からの有機炭素の雨による海洋内部の炭素の隔離、および海洋堆積物中の炭酸カルシウムの埋没に対するその影響に焦点を合わせています。一部の研究者は、海中の藻類栄養素の貯留層が氷河期に大きくなり、これらの栄養素が現在制限されている低緯度で生物ポンプを強化していると推測しています。他の人々は、栄養供給の多くが現在使用されていない高緯度での栄養素のより完全な利用のために、生物ポンプが氷河期にもっと効率的であったと提案している。南極を取り巻く外洋に焦点を当て、その地域の生物学と物理学の両方を含む後者の仮説のバージョンを提示します。 はじめに 過去200万年は、気候と氷河期の大きな周期的変動によって特徴づけられてきました。寒い「氷河期」の期間中、大きな大陸の氷床が北半球の極地の大部分を覆っています。中間の暖かい期間、または「間氷期」の間に、北半球の氷河期は劇的に衰えます。これらの氷河期の最終的なペーシングは、地球の軌道パラメータの周期的な変化と統計的に関連しており、特徴的な周波数は約100、41、23 kyrです（参照1、2）。 発見後の「ミランコビッチサイクル」として知られる、地球の表面に入射する太陽放射の季節的および空間的分布のこれらの軌道駆動変動は、氷期/間氷期の振動の基本的な推進力であると考えられています。しかし、軌道変動の直接的なエネルギー収支効果は、観測される氷河サイクルの大きな振幅を駆動するには不十分であり、軌道変動だけでは、古気候および古海洋学の記録で明らかな急速な気候遷移の明らかな原因を提供しません。 地球の気候システム内の正のフィードバックは、氷河サイクルを生成するために軌道強制力を増幅する必要がありますが、これらの内部フィードバックの動作はよくわかっていません。地球科学の中心的な目標の1つは、地球の気候フィードバック、氷河期に果たした役割、そして将来彼らが果たすことを期待すべき役割についての機械的な理解を深めることです。 大気中の二酸化炭素（CO2）の濃度は、氷期/間氷期のサイクルに合わせて変化しています3,4（図1）。  図1 南極のボストーク氷床コアに含まれるガスの含有量によって記録された大気中のCO2の歴史4,200万年前までの歴史4. 氷中の重水素と重水素の比（dDという用語で表される）は、南極大陸の気温の記録を提供し、負のdDの値が大きいほど寒冷な状況を示している。深海堆積物コア96 からの底生有孔虫酸素同位体データに基づく全球氷量の歴史を相対海面としてプロットしたもので、氷河期（大陸氷量のピーク）が海面の最小値として現れ、海面変化の全氷期／間氷期振幅が約 120 m となるようにした（参考文献 18）。氷河期のピーク時には、大気中のCO2は間氷期のピーク時よりも80±100p.p.m.v.低く、その上限と下限は100年周期で再現されている。ここに示されているVostokの記録を含む氷床コアの記録から、大気中のCO2は、南半球の温暖化とほぼ同時期に、北半球の氷量の減少に先立って、氷河期の極大期の終わりに変化した初期のパラメータの一つであったことがわかります。 完新世（約1万年）などの間氷期には、CO2の大気圧分圧（pCO2）は通常、体積で280 ppm（p.p.m.v。）近くになります。約18、000年前の最終氷期最盛期などの最終氷期のピーク時には、大気中のpCO2は180±200p.p.m.v。、つまり約80±100p.p.m.vです。下。 CO2は温室効果ガスであり、モデル計算は、その変化が氷河期/間氷期の気候変動のエネルギー学において重要な役割を果たすことを示唆しています5。しかし、これらのCO2変動の原因はまだ特定されていません。太陽放射の軌道駆動サイクルは、この特定の正のフィードバックをどのように動かしますか？ この質問は20年間続いており、古気候学者や古海洋学者による集中的な研究の動機となっています。この研究から、氷河期/間氷期の遷移のタイムスケールで大気中のCO2を調節できる多くのプロセスが認識されており、氷河期/間氷期のCO2変化の実際の原因がその中にある可能性があります。 しかし、最近の地質学的および氷河学的記録からのデータを使用してこれらのメカニズムの重要性を評価することは、挑戦的で物議を醸す作業であり、基本的なメカニズムについてのコンセンサスはまだ得られていません。観察された変化には、多くの要因が同等に寄与している可能性があります。しかし、CO2変動の規則性と、複数の100-kyrサイクルによる大気CO2の上限と下限の一貫性（図1）は、秩序だった一連の支配的なメカニズム、氷河期/間氷期の「聖杯」を示唆しています。 CO2研究。現代の炭素循環は、氷河期/間氷期のCO2変化に重要な役割を果たした可能性のあるプロセスを識別するための最初の基盤を提供します（図2）。最近の人為的変化を除けば、大気中のCO2貯留層は、陸域生物圏と土壌炭素貯留層のサイズの3分の1から4分の1であり、暖かい上層海洋に貯蔵されている無機炭素の量に匹敵します。  図2 完新世（工業化前）の炭素サイクルを簡略化した図。データは主にref. 97に基づいており、大気中のCO2の氷河/間氷期の変動に最も関係があると考えられる貯水池とエクスクスのみが含まれています。氷河/間氷期遷移の時間スケールで大気中のCO2と交換する炭素は、溶存無機炭素(DIC)、炭酸カルシウム(CaCO3)、有機炭素(Corg)として、多くの貯留層(Pg C、または1015g Cの単位で与えられている)に貯蔵されています。それぞれの炭素貯留層について、貯留層間の重要な交換条件に関連して滞留時間(t、貯留層のサイズを投入または出力で割ったもの)が示されており、二重矢印で示されている。CorgとCaCO3(溶解したCaCO3を含む)の関連する係数は一本の矢印で示されている。また、この図から除外されている ¯ux を考慮することも有益である。例えば、有機炭素の埋没（主に海洋縁に沿って発生）、陸上での有機炭素の風化、火山/水熱CO2の放出などは、一般的に、氷河/間氷期サイクルにおける大気中のCO2の一貫した変動に大きな役割を果たすには、発生が遅すぎたり、感度が悪かったりすると考えられています。 しかし、これらのプールはすべて、深海に貯蔵されている無機炭素の10％未満です。深海は約1、000年ごとに海面に露出するため、海洋プロセス以外の要因による大気中のCO2の変化は、深海の間氷期の大きな貯留層に希釈され、氷のタイムスケールでのCO2の変化を大幅に減衰させます。年齢と間氷期。さらに、何千年にもわたって、深海は、海底への炭酸カルシウムの埋没を制御することにより、地圏と水圏/大気システムとの間の無機炭素の交換を規制しています。 これらの事実から、Broecker6は、海洋の変化が大気中のCO2の氷期/間氷期のサイクルの根底にあるに違いないと結論付けました。ここでは、認識されている氷河期/間氷期のCO2変化の潜在的な原因と、それらの賛成および反対の証拠を確認します。 比較的よく研究された仮説から始めて、より多くの推測の主題で終わります。氷河期/間氷期のCO2変化の実証済みのメカニズムがまだないことを考えると、このアプローチは、氷河期/間氷期のCO2変化（陸域炭素貯蔵量と海水温の変化、単純な変化）を説明できないと思われるプロセスを最初に説明することに等しい海洋炭酸カルシウムバッジ t）次に、可能性のあるプロセス（海洋の栄養塩貯留層サイズの変化など）に移行し、最終的には現在特別な注目を集めている仮説（高緯度の地表水における栄養塩消費の完全性の変化）に移行します。 陸上での炭素貯蔵現在、森林または植生のある地域が数キロメートルの氷に覆われ、砂漠の範囲が広がり、熱帯林が草地に明らかに転換し、大陸棚に有機物が豊富な堆積物が露出しているため、大陸貯水池は有機炭素の量は最後の氷河期に減少し、CO2を海洋/大気システムに寄与しました（参考文献7およびその中の参考文献）。 氷河世界のバイオーム分布の再構築とさまざまなバイオームによる炭素貯蔵に関する情報に基づいて、陸域の炭素貯蔵における氷期/間氷期の変化の推定値は、700〜1,350 Pg C（1015 gの炭素）です。最終氷期の陸源からの炭素移動の統合的指標は、深海堆積物からの底生有孔虫の石灰質殻の13C / 12C比によって提供されると考えられています。氷河期の殻の13C / 12C比は、完新世の殻のそれよりも平均0.3±0.4½低く、このシフトは、13C / 12C比が低い大陸の有機炭素の移動を反映していると解釈されています。 氷河期の海/大気無機炭素貯留層へ9±11。この解釈が正しければ、0.3±0.4½の13C / 12Cの変化は、最後の氷の時代におよそ300±700Pgの追加の炭素が海洋/大気システム全体に分布したことを示しています12。有孔虫13C / 12Cの観測された減少について他の考えられる説明13が提起されているが、最終氷期の有孔虫の炭素損失の推定値は、すでに陸域の古生態学的データから推測される値の下限にあり、変化する可能性が高いように思われる。 陸生の炭素プールでは、底生有孔虫の13C / 12Cシフトが支配的でした。他のプロセスがない場合、500 PgのCを追加すると、海洋/大気システム全体に分散すると、大気中のCO2が45p.p.m.v上昇します。しかし、この無機炭素の増加は、深海の堆積性方解石の溶解を一時的に増加させ（以下を参照）、有効なCO2の増加を15p.p.m.vに減少させたでしょう。約5±10キロ以上。したがって、最終氷期の陸域炭素貯留層は小さかったが、海洋炭素貯留層と海洋CaCO3バランスによる緩衝作用のため、大気中のCO2への影響はおそらく穏やかであった。詳細はさておき、陸生炭素は、氷河期の間、シンクではなく、大気へのCO2の供給源を表します。 海洋でのCO2貯留海洋で無機炭素を再分配する他のプロセスがなければ、大気と表層海洋の間のCO2の交換は6〜12か月の間に完了します。しかし、地表水のpCO2は、大気と表層海洋を合わせたものの25倍以上である無機炭素の深海貯留層との相互作用によって継続的にリセットされています（図2）。 人為的なCO2の大気への添加の影響を除けば、海洋と大気はCO2交換に関してほぼ定常状態にあり、海洋の一部の地域でのCO2吸収と、他の地域でのCO2放出のバランスが取れていると考えることができます。 CO2の空気±海の交換は、主に地表水のpCO2によって決定され、地表水のpCO2が大気のpCO2よりも低い海へのCO2の移動と、海からのCO2の移動が発生します。次に、地表水pCO2は、温度と海洋の化学組成によって制御されます。これらは、氷期/間氷期の変化への応答で分離可能です。 CO2は冷水に溶けやすく、冷たい地表水へのCO2の侵入と、暖かい地表水からのCO2の回避を引き起こします。海洋の化学組成の役割はより複雑であり、地表水pCO2がその無機炭素含有量と酸/塩基化学に依存しているため、生物学的プロセスの影響を大きく受けます。海水温氷河期には海水温が低かったため、大気中のCO2への影響を検討することは明らかな最初のステップです。 氷河の海のより低い温度は、それをより多く海に引き込むことによって、大気中のCO2の濃度を減らしたでしょう。海水の大部分を占める深海の平均気温は28℃です。海水は約-2℃で凍結し始め、浮力のある氷を生成します。その結果、海洋深層水は、最後の氷河期に4〜8℃以上低くなることはあり得ず、この水が単に冷却するだけでどれだけの追加のCO2を隔離できたかに上限がありました。南極などの極地における地表水の潜在的な冷却も、凝固点によって制約されます 海水の。低緯度（赤道、熱帯、亜熱帯）の表層海洋の温度は氷点から遠く離れているため、この制約がなく、低緯度の冷却パターンは継続的な研究の対象となっています。 CLIMAPプロジェクト14は、熱帯および亜熱帯の海面が最終氷河期に38℃以下冷えたと推定しました。 しかし、大陸と最近の古海洋学の研究のいくつかからの推定は、例えば、熱帯大西洋で5 8Cもの、より大きな冷却を示唆しています15。海面のさまざまな領域の冷却は、氷河期のCO2レベルに影響を及ぼし、海洋の体積平均温度を変化させました。これは、海洋におけるCO2の平均溶解度の重要なパラメーターです。 大量の深海と極地の表層水の温度の類似性は、海の内部のほとんどが極地の環境で換気されていることを意味します。したがって、極地の表層水の特定の温度変化は、大気中のCO2に大きな影響を与えると予想されます。低緯度の表面で同じ温度変化が起こるよりも。たとえば、CYCLOPSオーシャンボックスモデル16では、高緯度の表面を一定に冷却すると、低緯度の表面を同じように冷却することによって引き起こされるCO2の約2倍の減少が発生します。 極地表面で2.58C、低緯度表面で5 8Cの氷河期の海洋冷却の合理的な推定値は、30 p.p.m.v.のCO2減少につながり、低緯度と極地の温度変化がこの減少にほぼ同等の役割を果たします。最近、海洋大循環モデルは、CYCLOPS17のような単純な海洋ボックスモデルよりも、低緯度の表面状態に対するCO2の感度が高いと予測していることが注目されています。しかし、この観察の重要性は激しい議論の問題です。北半球の広大な氷床の陸地に淡水が貯蔵されるため、氷河/間氷期の温度変化とは逆の大気CO2への影響が氷河海の塩分濃度の増加によってもたらされます。 最後の氷の時代18の間に海面が約120m低下したことに基づくと、海全体は現在よりも約3％塩分が高かった。他のすべてが一定であれば、この増加は海水へのCO2の溶解度を低下させ、大気中のCO2を6.5p.p.m.v上昇させたでしょう。推定された温度と塩分の影響を総合すると、氷河期の世界の大気中のCO2濃度は23.5p.p.m.vであると予想されます。下。大陸から海洋/大気システムへの500Pg Cの移動の影響で折りたたまれると、8.5p.p.m.vが残ります。 CO2の減少（表1）。これらの効果にはそれぞれ不確実性がありますが、80±100p.p.m.vのほとんどは最終氷期/間氷期の移行におけるCO2の変化は、他のプロセスによって説明する必要があります。海洋の炭素循環のより複雑な側面に移らなければなりません。海洋炭素サイクル海水に溶解すると、無機炭素は酸/塩基平衡を維持します。CO2…ガス†$ CO2…水性†$ H2CO3 $ H‡‡HCO2 3 $ 2H‡‡CO223溶解無機炭素（DIC）はde®です気相CO2を除く、これらの異なる無機炭素種の合計として計算されます。 表1 既知の変化による大気中のCO2の影響 最後の氷河期の状態 二酸化炭素変動 陸域の炭素減少（500Pg C） 15 海洋冷却（低緯度58、高緯度2.58） -30 海の塩分濃度上昇（3％）6.5 CO2総量変化 -8.5  上記の種の間の無機炭素の分布は、DIC濃度と海水の酸滴定能力の両方に依存します。これを「アルカリ度」（ALK）と呼びます。これは、低下させるためにプロトン化する必要のあるイオンの総当量です。炭酸のpKaに対する海水のpH（図3）。 ALKが一定のままでDICが増加すると、炭酸および水性CO2として存在するDICプールの割合が増加します。さらに、異なる無機炭素種の間で分配するより多くの無機炭素があります。したがって、DICが増加するとpCO2も増加します。 ALKが増加すると、無機炭素貯留層は水性CO2から離れてシフトし、結果としてpCO2が低下します。  図3 気温20度、塩分濃度35ppmの海水のpCO2を溶存無機炭素（DIC）とアルカリ度（ALK）で表したものです。DICが減少したり、ALKが増加したりすると、pCO2は減少します。破線の矢印は、海洋の CaCO3 バジェットの不均衡が ALK と DIC に及ぼす相対的な影響を示している。CaCO3の埋蔵量が大陸からの溶存CaCO3の投入量よりも少ない場合、全海洋のALKとDICは2:1の比率で増加します。これにより、表層水のpCO2が低下し、大気中のCO2が海洋に移動します。実線の矢印は、有機炭素（Corg）のみで、CorgとCaCO3のモル比が4:1の場合の表層海からの生物起源物質の雨（「輸出生産」）の効果を示しています。一般的に、前者の組成は栄養価の高い極地表層海洋の生態系に適用され、後者の組成は温暖な低緯度海洋に適用される（参考文献98）。輸出生産は表層海洋から DIC を除去し、それを海洋内に隔離する。Corg の輸出に伴う ALK のわずかな増加は、植物プランクトンによる硝酸塩の取り込みに起因するものである。輸出生産は深海の DIC と ALK にも影響を与える。なぜなら、表層海で生産された Corg が海中のバクテリアによって酸化されると DIC が放出され、深海の炭酸イオン濃度が低下するからである。これは海底堆積物中のCaCO3の埋設率に影響を与え、全海洋のCaCO3バランスに影響を与えて表層水のpCO2をさらに変化させている（破線矢印）。 地表水のDICとALKは、海洋学的変化に対する2種類の炭素循環応答によって決定されます。これは、「閉鎖系」と「開放系」の応答と呼ばれます。閉鎖系の応答は、DICとALKをさまざまな量の海に再分配します。オープンシステムの応答は、大陸での炭酸カルシウム（CaCO3）の風化からの入力と、海洋での生物起源の炭酸カルシウムの埋没による出力との間の一時的な不均衡を通じて、DICとALKの全海洋貯留層のサイズを変更します。 氷河期/間氷期のCO2変化の原因に関する最初の地球化学的仮説は、閉鎖系または開放系の炭素循環応答を誘発したかどうかに基づいて、一般に2つのカテゴリに分類されました。閉鎖系の仮説は、「生物ポンプ」、太陽に照らされた表面での光合成による深海での無機炭素の隔離、およびそれに続く上層海洋からの有機炭素の雨に焦点を合わせた19。炭酸塩の風化とサンゴ礁の成長に焦点を当てたオープンシステムの仮説20。我々は持っています 多くの地球化学的変化、特に生物ポンプに関連する変化は、海洋のALKとDICの勾配と貯留層サイズの両方に影響を与えるため、閉鎖系と開放系の両方の応答を考慮する必要があることを認識するようになります21。海洋のアルカリ性アルカリ性は、主に陸上で発生する炭酸塩の風化によって海洋に追加され、CaCO3の生物起源の沈殿と埋没、浅いサンゴ礁と炭酸塩バンク、および深海堆積物で主に除去されます22。 海洋アルカリ度の完全な処理には、陸上でのケイ酸塩の風化によるアルカリ度の入力と、熱水活動23および「逆風化」24による海洋のアルカリ度の消費も含まれます。しかし、氷河期/間氷期の移行のタイムスケールでは、私たちの見解はCaCO3の入力/出力バランスに限定できると考えられています。サンゴ礁環境では、埋もれたCaCO3の多くは、鉱物のアラゴナイトとしてサンゴや底生藻類によってその場で沈殿します。 外洋では、ほとんどのCaCO3は、海洋プランクトンの2つのグループ、円石藻と浮遊性有孔虫の微化石に鉱物方解石として沈殿します。このCaCO3はその後、有機物の沈下とともに海面から雨が降ります。 CaCO3の雨の約75％は深海で溶解し、残りの25％は深海の堆積物に埋もれているため、貯水池から除去されます（図2）。風化または埋没すると、CaCO3はDIC1モルあたり2当量のALKを追加または削除します。大陸からのアルカリ度の入力と堆積物中のアルカリ度の除去の間のバランスは、深海でのCaCO3埋没の分布によって維持され、この分布はまた、氷期/間氷期のサイクルにわたる海洋のアルカリ度の変化に対する強力な制約を提供します。深海のCaCO3埋没は、「方解石リソクリン」の深さによって媒介されます。 これは、一部の方解石が保存されている浅い海底堆積物と、方解石の雨のほとんどすべてが溶解する深い海底堆積物を分離する遷移です25,26。リソクリンの深さの主要な制御の1つは、方解石飽和深度です。これは、底水の炭酸イオン濃度[CO2-3] bwが、方解石飽和時の炭酸イオン濃度[CO2-3]と等しくなる深さです。座って、平均3.5kmの深さで発生27。方解石の溶解度は深さとともに増加するため（圧力効果）、飽和深さより上の海に浸る水は過飽和になり、浅い海にCaCO3が保存され、最終的には埋没しますが、飽和深さより深い水は過飽和になります。 方解石の雨を溶かし、深海でのCaCO3の埋没を防ぎます。方解石の埋没率に影響を与えるため、[CO2-3] bwの変化に対するリソクリンの応答は、大陸からのアルカリ度の入力とのバランスに向けて深海方解石の埋没を促進する負のフィードバックを表しています28。たとえば、陸地での石灰岩やその他の炭酸塩含有岩石の風化の増加（または同様に浅い海でのサンゴ礁の成長の減少）は、ALKとDICの全海洋インベントリーを2：1の比率で増加させます。この在庫の変化により、大気中のCO2が減少します（図3）。 しかし、この海洋アルカリ度の増加は、深海[CO2-3]の増加も引き起こし（D [CO2-3] <0.6D（ALK-DIC）の関係による）、それが方解石飽和層を深めます。この飽和地平線の深化はリソクラインを深くし、CaCO3が埋まっている海底の面積を増やし、CaCO3の埋没率が再び河川からのアルカリ度の流入率と釣り合い、大気中のpCO2がより低いレベルで安定するようにします。値。したがって、平均リソクリン深度の履歴は、海洋のアルカリ度の変化に対する古海洋学的制約を提供します。陸地での炭酸塩の風化の増加は、午後25時ごとに1kmずつリソクリンを深めます。それが引き起こす大気中のpCO2の減少。 これは、アルカリ度の入力の変化が氷河期/間氷期のCO2変化において支配的な役割を果たしたために、最終氷河期の間にリソクリンが2km以上深くなければならないことを必要とします。海底のCaCO3含有量に関するデータは、最終氷期の海洋平均リソクリンが完新世のそれより1km未満深いことを示唆している29。 この発見は、大気中のCO2の氷河期レベルを低下させる主な要因として、風化の増加またはサンゴ礁の成長の減少を要求する仮説を無効にします（参照30）。海洋のアルカリ度の変化の代替メカニズムには、CaCO3微化石の生物学的生成が含まれます。生物起源の雨のCaCO3 / Corg比がおよそ1：4である低緯度の海（赤道、熱帯、亜熱帯を合わせた地域）は、ほとんどの深海方解石の埋没の原因です29。有機炭水化物の場合、最終氷期の低緯度海洋のCaCO3 / Corg降雨率は低くなると予想されるかもしれません。 輸出生産率は、他の可能性の中でもとりわけ、より高いか散発的でした31。低緯度海洋のCaCO3 / Corg雨率を減少させると、大気中のCO2が減少します。これは、海洋のアルカリ性貯留層の大部分を表層海洋に残し、CO2の溶解度を高めることによるものです（クローズドシステム効果）31、部分的には、深海のCaCO3埋没量を減少させることにより、海洋のアルカリ度貯留層全体を増加させます（オープンシステム効果）32。 CYCLOPS海洋地球化学モデル16では、海底の不飽和のみが海上で方解石の溶解を引き起こすと仮定すると、CaCO3 / Corgの雨率が半分になると、大気中のCO2が約55 p.p.m.v.、35p.p.m。減少します。 海洋全体のアルカリ度の増加に起因するこの変化の（図4）33。この海洋全体のアルカリ度の変化は、2つの別々の効果に解析できます。最初は「CaCO3補償」21であり、降雨率の変化によるALKとDICの閉鎖系再分布が深海で「溶解イベント」を引き起こし、リソクリンの深さ（したがって全海域の埋没）を減少させます。一時的な期間のCaCO3の割合）（図4）。 「定常状態のリソクラインシフト」33と呼ばれる2番目のオープンシステム効果は、海底へのCaCO3の降雨量の減少自体が、CaCO3の埋没率を大陸の投入率を下回ることです。  図4 低緯度表層海洋からの流出量のCaCO3/Corg比が急激に半減した場合のCYCLOPSモデルの時間依存性応答33。低緯度表層海洋は、赤道、熱帯、亜熱帯の海洋で構成されています。閉鎖系では、CaCO3降雨はすべて海中に溶解しており、埋没せず、大陸からの溶存CaCO3の供給源は存在しない。より現実的なオープンシステムの場合、CaCO3は深海に埋設されており、大陸からの溶存CaCO3の入力がある。閉系出力は開放系の場合と同じ初期pCO2(280p.p.m.v.)から始まるようにオフセットされている。CaCO3/Corg降雨比の減少による閉系効果は、表層海洋からのアルカリ度の低下をもたらし、数百年以内に大気中のCO2を20 p.p.m.v.減少させることになる。開放系の場合、CaCO3/Corg 降雨比の減少は、CaCO3 埋設量を大陸からのアルカリ性の入力率以下に減少させ、一過性の溶解イベント(カルサイト飽和地平線の早期剥離、b)と海洋への CaCO3 降雨率の恒久的な減少の両方の原因となる。これらの両方の効果により、海洋のアルカリ度が上昇して表層水のpCO2が減少し、大気中のCO2は閉鎖系(a)よりも開放系(a)の方が多く減少することになる。CaCO3降雨量の恒久的な減少に伴う海洋全体のアルカリ度の上昇は、大気中のCO2の減少に寄与すると同時に、海洋深部の炭酸塩イオン濃度を経時的に上昇させ、カルサイトの飽和地平が深くなります。これにより、CaCO3が保存・埋設される海域の面積が増加し、全球海洋のCaCO3埋設量が河川からのアルカリ度と同等に増加し、飽和水平線とリゾクラインが深くなった新たな定常状態が得られることになります。ここで使用したモデルでは、深層水の炭酸イオン濃度が海底堆積物中の炭酸カルシウム埋蔵量の深さ分布を支配すると仮定している(本文参照)。 溶解したCaCO3の。これにより、リソクリンが十分に深くなり、CaCO3の埋没が再び大陸のアルカリ度の入力と釣り合うことができるようになるまで、海洋のアルカリ度が増加します。 55 p.p.m.v.この降雨率の変化によるCO2の減少は、大気中のCO2の観測された氷期/間氷期の変動と比較して重要です。しかし、深海方解石の保存の記録は、大陸のアルカリ源の増加に関してそうであったように、重大な問題点を提供します。 CO2の減少は、海底へのCaCO3の降雨量の減少により、方解石飽和層の海洋平均1.1 kmの深化に関連しています（図4）。 現代の海洋と氷河の海洋の間の海洋平均リソクライン深度の差が小さいことを示す編集されたデータ29は、氷河のCO2レベルを下げる唯一の要因としてのCaCO3 / Corg比の氷河の減少に反対している。氷期/間氷期のCO2変動を説明するために必要なのは、定常状態のリソクリンを大幅に深くすることなく、大気中のCO2を低下させるメカニズムです。初期の研究では、方解石に関する海水の飽和度が、海底のCaCO3の保存を支配的に制御していることが示されました。リソクリンの深さと方解石の飽和の深さとの観察された対応は、この結論につながるのに役立ちました27。 しかし、海底溶解の継続的な研究は、堆積物内の有機物の酸化による間隙水の不飽和も方解石溶解の重要な推進力であることを示しています（参考文献34および参考文献35の参考文献）。海底方解石の溶解に対する堆積呼吸の影響は、低緯度の生物生産と大気中のCO2の低下のCaCO3 / Corg比を減少させる能力を増幅します（参照30）。この「呼吸溶解」が海洋地球化学モデルに含まれている場合、CaCO3 / Corg比を半分にすると、氷河期/間氷期の変化に匹敵する大気中のCO2が減少します。 CO2の減少が大きいのは、呼吸溶解が海底溶解モデルに含まれている場合に、海洋全体のアルカリ度の増加が促進されるためです。氷河期/間氷期のCO2変化の仮説として認識されているこのメカニズムの要件のひとつは、このアルカリ度の増加に関連する方解石飽和層の深化が氷河リソクリンの記録では明らかではないということです。 言い換えれば、リソクリンの深さが氷河期の方解石飽和深さに対応していなかったことが必要です。代わりに、リソクリンは過飽和水中で発生したに違いありません。これは、底質の細孔水中の呼吸CO2が堆積物中の方解石のほぼ完全な溶解を促進するのに十分なほど、底層水の過飽和が低い遷移点を表しています。しかし、海底方解石溶解のモデルの範囲でCaCO3 / Corg降雨比が低下すると、呼吸溶解は、両方がかなり深くなるまでリソクリンを飽和深度から効果的に切り離さないため、方解石飽和が大幅に深くなります。地平線は、リソクリンの深化を伴っていたでしょう33。 リソクリンと飽和層の間の強い結合は、底層水の不飽和によって引き起こされる溶解の深さ依存性と比較して、呼吸溶解の弱い深さ依存性に起因します。呼吸溶解が促進されると、方解石の埋没率は深さへの依存度が低くなり、それに比例して浅い海底でより多くの溶解が発生します。海へのCaCO3の埋没が少ない¯浅い中部の床海洋では、アルカリ度の河川流入のバランスをとるために、より深い海洋でのCaCO3埋没率の増加、したがってリソクリンの深化がなければなりません。 したがって、比較的一定の海洋平均リソクリン深度は、氷河期のCO2レベルの低下の唯一の要因としてのCaCO3 / Corg比の氷河の減少に対する証拠として残っています。海底のCaCO3ダイナミクスは私たちに驚きをもたらすかもしれませんが、氷河期/間氷期のCO2変化の唯一の推進力として、全海のアルカリ度変化の役割を疑う理由があります。それにもかかわらず、大気中のCO2を下げるためのほとんどの生物ポンプ機構は、全海のアルカリ度の変化も引き起こし（以下を参照）、場合によっては、これが大気中のCO2を下げる能力に大きく貢献します。 この点で最も「役立つ」アルカリ度の変化は、CaCO3補償21によるものであり、ALKとDICの海洋再分布は、リソクリンの定常状態の深さのシフトではなく、一時的な溶解イベントを引き起こします。これにより、リソクリンの定常状態の深さに対する古海洋学的制約の違反が防止されます。海洋栄養塩貯留層と低緯度の生産性Broecker19®は、氷河のCO2レベルを下げる要因として、生物ポンプの強度が氷河で増加することを最初に仮定しました。この総説の記事の底部の水の不飽和は、海上で方解石の溶解を引き起こします¯oor27、CaCO3 / Corgの雨の比率の半分は、大気中のCO2を約55 p.p.m.v.、35p.p.m。減少させます。 海洋全体のアルカリ度の増加に起因するこの変化の（図4）33。この海洋全体のアルカリ度の変化は、2つの別々の効果に解析できます。最初は「CaCO3補償」21であり、降雨率の変化によるALKとDICの閉鎖系再分布が深海で「溶解イベント」を引き起こし、リソクリンの深さ（したがって全海域の埋没）を減少させます。一時的な期間のCaCO3の割合）（図4）。 「定常状態のリソクラインシフト」33と呼ばれる2番目のオープンシステム効果は、海底へのCaCO3の降雨量の減少自体が、CaCO3の埋没率を大陸の投入率を下回ることです。 溶解したCaCO3の。これにより、リソクリンが十分に深くなり、CaCO3の埋没が再び大陸のアルカリ度の入力と釣り合うことができるようになるまで、海洋のアルカリ度が増加します。 55 p.p.m.v.この降雨率の変化によるCO2の減少は、大気中のCO2の観測された氷期/間氷期の変動と比較して重要です。 しかし、深海方解石の保存の記録は、大陸のアルカリ源の増加に関してそうであったように、重大な問題点を提供します。 CO2の減少は、海底へのCaCO3の降雨量の減少により、方解石飽和層の海洋平均1.1 kmの深化に関連しています（図4）。 現代の海洋と氷河の海洋の間の海洋平均リソクライン深度の差が小さいことを示す編集されたデータ29は、氷河のCO2レベルを下げる唯一の要因としてのCaCO3 / Corg比の氷河の減少に反対している。氷期/間氷期のCO2変動を説明するために必要なのは、定常状態のリソクリンを大幅に深くすることなく、大気中のCO2を低下させるメカニズムです。 初期の研究では、方解石に関する海水の飽和度が、海底のCaCO3の保存を支配的に制御していることが示されました。リソクリンの深さと方解石の飽和の深さとの観察された対応は、この結論につながるのに役立ちました27。しかし、海底溶解の継続的な研究は、堆積物内の有機物の酸化による間隙水の不飽和も方解石溶解の重要な推進力であることを示しています（参考文献34および参考文献35の参考文献）。 海底方解石の溶解に対する堆積呼吸の影響は、低緯度の生物生産と大気中のCO2の低下のCaCO3 / Corg比を減少させる能力を増幅します（参照30）。この「呼吸溶解」が海洋地球化学モデルに含まれている場合、CaCO3 / Corg比を半分にすると、氷河期/間氷期の変化に匹敵する大気中のCO2が減少します。 CO2の減少が大きいのは、呼吸溶解が海底溶解モデルに含まれている場合に、海洋全体のアルカリ度の増加が促進されるためです。 氷河期/間氷期のCO2変化の仮説として認識されているこのメカニズムの要件のひとつは、このアルカリ度の増加に関連する方解石飽和層の深化が氷河リソクリンの記録では明らかではないということです。言い換えれば、リソクリンの深さが氷河期の方解石飽和深さに対応していなかったことが必要です。代わりに、リソクリンは過飽和水中で発生したに違いありません。これは、底質の細孔水中の呼吸CO2が堆積物中の方解石のほぼ完全な溶解を促進するのに十分なほど、底層水の過飽和が低い遷移点を表しています。 WhCaCO3 / Corgの降雨率は、海底方解石溶解のさまざまなモデルで低下しますが、呼吸溶解は、両方がかなり深くなるまで、リソクリンを飽和深度から効果的に切り離さないため、方解石飽和が大幅に深くなります。地平線は、リソクリンの深化を伴っていたでしょう33。リソクリンと飽和層の間の強い結合は、底層水の不飽和によって引き起こされる溶解の深さ依存性と比較して、呼吸溶解の弱い深さ依存性に起因します。呼吸溶解が促進されると、方解石の埋没率は深さへの依存度が低くなり、それに比例して浅い海底でより多くの溶解が発生します。 浅海および中深海の海底でのCaCO3の埋没が少ないため、アルカリ度の河川流入のバランスをとるために、深海でのCaCO3の埋没率が増加し、したがってリソクリンが深くなる必要があります。したがって、比較的一定の海洋平均リソクリン深度は、氷河期のCO2レベルの低下の唯一の要因としてのCaCO3 / Corg比の氷河の減少に対する証拠として残っています。 海底のCaCO3ダイナミクスは私たちに驚きをもたらすかもしれませんが、氷河期/間氷期のCO2変化の唯一の推進力として、全海のアルカリ度変化の役割を疑う理由があります。それにもかかわらず、大気中のCO2を下げるためのほとんどの生物ポンプ機構は、全海のアルカリ度の変化も引き起こし（以下を参照）、場合によっては、これが大気中のCO2を下げる能力に大きく貢献します。 この点で最も「役立つ」アルカリ度の変化は、CaCO3補償21によるものであり、ALKとDICの海洋再分布は、リソクリンの定常状態の深さのシフトではなく、一時的な溶解イベントを引き起こします。これにより、リソクリンの定常状態の深さに対する古海洋学的制約の違反が防止されます。海洋栄養塩貯留層と低緯度の生産性Broecker19®は、氷河のCO2レベルを下げる要因として、生物ポンプの強度が氷河で増加することを最初に仮定しました。南極のこの堆積物は、最後の氷の時代60の間に明らかに低く、古海洋学的指標はまた、炭素の生物学的輸出が一般的に低かったことを示唆している59,61.62。 しかし、珪藻に関連する炭素の輸出を優先的に記録するというプロキシのバイアスの可能性を考えると、氷河の南極表面からの炭素の生物学的輸出は、間氷期の輸出と同じかそれよりも高かったが、堆積物の記録で保存が不十分な形態64,65。亜南極では、氷河期の輸出生産量が増加し、それに伴って珪藻生産の相対的重要性が増加するという非常に強力な証拠があります59±61。これらの輸出生産の変化は、南極海の氷河期の働きにとって重要ですが、栄養素利用の歴史によって主に決定される大気中のCO2への影響に直接対処していません（図5）。  図5 深海換気の領域における生物ポンプの大気CO2への影響。深海は、海洋内部の栄養素と無機炭素の両方を隔離する低緯度の生物ポンプのため、栄養素とCO2が豊富です。主要な栄養素である硝酸塩とリン酸塩は、ここでは硝酸塩（NO3）のみとして表されています。南極などの高緯度地域では、地表の深層水にさらされると、この隔離されたCO2が大気に放出されます。しかし、植物プランクトンバイオマスの形成における栄養素とCO2の取り込み、および最終的な有機物の輸出は、その後、地表水のpCO2を低下させ、湧昇水から元々失われたCO2の一部を表層に再吸収させます。したがって、輸出生産とCO2に富む地下水の換気の比率は、どちらかのプロセスだけの絶対速度ではなく、大気と高緯度の表層海洋との間のCO2の交換を制御します。水が地下に入るときの水の栄養素濃度は、その「事前に形成された」栄養素濃度と呼ばれます。地下水の事前形成された栄養素濃度は、この水が地表にいる間に受けた累積栄養素利用の指標を提供し、事前形成された栄養素濃度が高いほど、地表での累積栄養素利用が低く、したがって生物炭素ポンプの「漏れ」が大きいことを示します。 。生物ポンプの全体的な効率は、海洋内部の全体的な平均予備形成栄養素濃度の観点から評価することができます。この平均事前形成栄養素濃度の計算では、各地下水形成項は、それが換気する海洋の体積に応じて重み付けされます。これは、海洋内部の特定の部分に隔離される可能性のあるCO2の量に対応するためです。その結果、南極などの海洋内部の換気に重要な表層海洋領域は、大気中のCO2にとって特に重要です。この単純なビューは、いくつかの重要な事実を見落としています。たとえば、海洋/大気のCO2交換は瞬時ではなく68、輸出生産の化学組成の変動も、海面水温と同様に地表水のpCO2に影響を与えます。 南極では、窒素同位体データは、最終氷河期の硝酸塩利用が現在の値の2倍以上であったことを示唆しています59,66。これらの結果は、南極海域での栄養利用の変化が大気中のpCO2の氷期/間氷期の変化の基本的な推進力であるという長年の仮説を支持しているようです。ボックスモデルの計算では、硝酸塩の利用率が25±40％高い（つまり、現在の間氷期の25％と比較して最終氷期の50±65％）と、氷期/間氷期の振幅全体で大気中のCO2を削減できると予測されています66。モデル計算によると、このCO2変化の重要な部分は海洋アルカリ度の増加によるものであり、このモデル計算はその重要性を過小評価している可能性があります67。 さらに、冬季の海氷被覆率の氷河の増加は、南極の地表水がCO2で過飽和になる可能性が高いこの季節68の間にガス交換を防ぐことにより、大気中のCO2を下げる働きをした可能性があります。古海洋学的代理データは、南極の輸出生産が最後の氷河期に低かったことを示唆しているので、南極でのより完全な硝酸塩利用は、地下からの硝酸塩供給率の低下によるものであると推測し、CO2変化の根本的な推進力は南極の表面での深海の換気における氷河期の減少59。南極での硝酸塩利用率が高い窒素同位体からの解釈は、栄養状態の他のプロキシ、特に浮遊性有孔虫のCd / Ca（参照69、70）および13C / 12C（参照71）との明らかな不一致に直面しています。 方解石。地表水のCd / Caは、その栄養素含有量によって予想通りに変化します69,72。同じことが表面DICの13C / 12Cにもほぼ当てはまりますが、ガス交換の影響が追加されています73。プランクトン性有孔虫におけるこれらの比率の測定は、南極の表面の栄養素濃度の明らかな減少を示さない最終氷期の水は、南極の地下の栄養塩濃度に大きな変化がないと仮定すると、窒素同位体データに基づいてそのような減少が予想されたでしょう（図5）。 残念ながら、古化学プロキシのそれぞれには重大な不確実性があります。窒素同位体の場合、懸念は現在、植物プランクトンによる硝酸塩取り込みの同位体分別の制御を中心に展開しています74,75。表面状態の有孔虫プロキシも潜在的な複雑さを持っており13,72,76、シェル成長の水深77は、上部水柱内で非常に鋭い垂直勾配の可能性がある南極の最大の懸念の1つです。溶解したケイ酸塩は、これらの植物プランクトンが沈殿するシリカ試験のため、珪藻の成長の主要な栄養素です。 硝酸塩やリン酸塩と同じように、ケイ酸塩は低緯度の海面ではほぼ完全に枯渇していますが、南極では高濃度で見られます。珪藻微化石のシリコン同位体組成は、硝酸塩利用の強化の証拠とは対照的に、最後の氷の時代78の間に南極のケイ酸塩利用が減少したことを意味します。これはプロキシ間の不一致を示している可能性がありますが、代替案は、違いが実際の海洋学的変化を示していることです。 野外観察、インキュベーション、および培養研究79,80は、鉄が豊富な条件（氷河期の大気のほこりっぽさから生じた可能性がある81）が、珪藻におけるより高い硝酸塩/ケイ酸塩の取り込み比に有利であることを示しています。窒素とシリコンの両方の同位体データを額面どおりに取得することは、植物プランクトンの硝酸塩/ケイ酸塩取り込み比が最後の氷河期に高く、現代と比較して氷河南極表面の硝酸塩は低いがケイ酸塩濃度が高いことを意味します78。 取り込み率の変化が十分に大きければ、現代の南極海の表面で観察される硝酸塩に比べてケイ酸塩が優先的に枯渇する傾向が実際に取り除かれた可能性があります。 亜南極では、浮遊性有孔虫のCd / Caと珪藻に結合した有機物の13C / 12Cの両方が、より高い栄養利用の氷河期の状態と一致する変化を示しています62,82。ただし、プロキシの複雑さを考慮すると、そのような変更に反対する可能性があります72。氷河亜南極の窒素同位体データの重要性は不確かです。一方では、亜南極からのバルク堆積物の窒素同位体記録は、おそらく栄養素の供給が下から増加したために、最終氷河期の利用率が低いことを示唆していると解釈できます59。 一方、現代の南極海における硝酸塩の同位体測定は、亜南極におけるダウンコア窒素同位体の変化が、代わりに亜南極表面への硝酸塩源のシフトを表している可能性があることを示しています。しかし、氷河期には亜南極のサーモクラインが主要な硝酸塩源になります75。この後者の解釈には、南極の窒素同位体データとの一貫性にいくつかのメリットがあります。上で示唆したように、氷河期の南極の硝酸塩利用率が高かった場合、南極の表面は亜南極の表面に輸送する硝酸塩が少なくなり、他の硝酸塩源が比例してより重要になります。 多くの不確実性と対立にもかかわらず、最終氷期の南極海について、深層水の換気の減少と栄養利用の強化による氷河期の大気中のCO2濃度の低下を説明する仮説を提案します（図6cおよびd）。この仮説では、より涼しい気候が東向きの風の帯に北向きのシフトを引き起こし、それが現代の南極の湧昇と北向きの表面の流れを促進しました。このシフトにより、南極表面への深層水の湧昇が減少し83、亜南極表面への中間深度の湧昇に置き換わりました。  図6 現代の海洋（a、b）と、氷河期の大気中のCO2レベルの低下に関する南極海に基づく仮説（c、d）。 ®gureは、南極海（b、d）の拡大図とともに、北から南（a、c）に走る一般化された深度セクションを示しています。海洋循環の南北および垂直成分が示されています（aとcの黒の流れ、bとdの青）。 aとcの青い陰影は、現代と氷河期の間の循環の強さの変化を示し、明るい陰影はより活発な循環を表し、氷河期の循環は寒くて密な深海ではそれほど活発ではなかったという仮説を示していますしかし、より暖かく、密度の低い、上層海ではより活発になります。現代の海（a、b）では、内部の循環は次のように特徴付けることができます。高緯度の北大西洋（北大西洋深層水、NADW）に新しい深層水が形成されます。 NADWは南に流れ、他の深層水（南極底層水、AABWを含む）と混合して、周極深層水（CDW）を生成します。極前線帯（PFZ）上の東向きの風（オレンジ色の円で囲まれた十字）は、CDWの南極表面への湧昇を促進し、深く隔離されたCO2を大気に放出します（aの上向きの赤い矢印）。南極の地表水はPFZに向かって北に流れ、そこで南極の中間水（AAIW）として地下に沈むか、亜南極の地表水と混合し、その一部は亜南極モード水（SAMW）を形成します。有機物の生物学的生産と輸出（緑色の矢印）は、地表水から栄養素と無機炭素を抽出し、南極表面（、25mM）、亜南極表面（0±20mM）の硝酸塩濃度（[NO3]）を引き起こします。新しく形成されたAAIWとSAMW（それぞれ、30と、15mM）は、元々湧昇したCDW（、35mM）よりも低くなっています。 AAIWとSAMWは中深度の海を換気し、低緯度の表面に栄養素を供給します。この栄養供給は生物学的輸出生産に燃料を供給し、その分解は溶存酸素の地下不足を引き起こします。これは中間の深さで最も激しくなります（aのO2最小値）。本文で説明されている仮想の氷河期の南極海には、次の変更が含まれています（c、d）。南極の表面への湧昇は、おそらく東風の帯の赤道方向へのシフト、および/または海氷の増加に関連した表面の新鮮化（「塩分層化」）のために減少しました。亜南極では、風が北大西洋および/または北太平洋で形成された中程度の深さの水の湧昇を引き起こした可能性があります。ほこりからの鉄の供給は高かった（広い下向きの矢印と赤い点描）。有機炭素の輸出は亜南極で高かったが、南極では低かった（緑色の矢印）。おそらく粉塵由来の鉄の供給が多かったため、硝酸塩の利用度は両方の地域で高く、表面[NO3]が低くなり、低緯度への栄養素の輸送が少なくなりました。この栄養供給と輸出生産のパターンにより、O2の最小値が深海に移動し、南極海からのCO2の放出が減少しました。 架空の氷河南極は、風による湧昇が減少したため、安定した、新鮮な、頻繁に氷で覆われた表層84を発達させ、南極海の深海の換気をさらに減少させることができました。これらの循環の変化により、南極表面への栄養素供給率が低下し59、CO2排出量が減少しました67,68。間氷期から氷河期にかけて、南極の輸出生産は下からの硝酸塩とリン酸塩の供給よりも減少しませんでした。つまり、氷河期に栄養素の利用が増加しました66。 この反応は、現代の南極の植物プランクトンの鉄の制限が、大陸からの塵の堆積の増加によって氷河期に緩和されたことを示している可能性があります58,81。溶解したケイ酸塩は、珪藻によるケイ酸塩のより質素な使用79,80と、氷河南極における非珪藻植物プランクトンの重要性の可能性のために、硝酸塩とリン酸塩の変化から切り離された可能性があります64。 ..................................................... おそらくダストからの鉄の供給が増加したため、仮想の氷河亜南極はより生産的でした61。硝酸塩とリン酸塩の亜南極での利用は、より高い輸出生産と南極表面からのこれらの栄養素の供給の減少の組み合わせにより増加した可能性があります62,82。しかし、亜南極表面下の水温躍層からの栄養供給の増加は、そのような変化に逆らって働いた可能性があります59。 南極およびおそらく亜南極全体での硝酸塩とリン酸塩の利用率が高いと、大気中のpCO2が低下し、現在換気している海洋の量が多いため、南極がこの影響を支配しています67。南極から亜南極への硝酸塩とリン酸塩の供給の減少は、これらの栄養素が冷たく深い海から中深海と上層海に供給される最も重要な経路の1つが減少したことを表しています。 さらに、氷河亜南極の大量の輸出生産は、深海に存続する急速に沈む粒子を生産することにより、栄養素とDICを深海の上層および中層から汲み上げる働きをした可能性があります（図6d）。その結果、中深海の栄養素含有量は減少し、酸素含有量は増加しました16,42±44,85±87。この変化は、深海の栄養素含有量の増加と酸素含有量の減少59,85、および氷河期の開始時の深海での方解石溶解イベントによってバランスがとられ、大気中のpCO2がさらに減少しました（参照66 、67、88）。 北大西洋の深層水形成と南極の湧昇は現代の海洋で結合されている89,90ので、南極の湧昇の氷河の減少は、最後の氷の時代の北大西洋の深層水形成が少ないという証拠と一致しています91。提案されている中深度水域の氷河亜南極表面への湧昇は、北大西洋99および/または北Paci®c100から供給される新しい中深度水域を伴う、現代の南極海の転覆の浅瀬に似ています（図6c）。この南極海の仮説は物議を醸しています（たとえば、参考文献72を参照）。明らかに、この仮説や他の仮説の評価における主要な障害の1つは、海面の栄養状態と輸出生産に関するプロキシの不確実性です。 ただし、大気中のCO2の13C / 12C比（参照92、93）、海洋地下のO2含有量、地球化学的および気候的変化の相対的なタイミング40など、よりグローバルな特性も、この氷河の仮説に対する重要な制約です。 /間氷期のCO2の変化。たとえば、大気中のCO2は、間氷期に入る初期のパラメータの1つであり、氷河期/間氷期のCO2変化の南半球起源をサポートする南半球の高緯度の温暖化とほぼ一致しています94。 結論 氷河期/間氷期のCO2変化の原因について最も実行可能な仮説は、低緯度または高緯度での生物学的生産による表層海洋からの炭素の抽出であり、必然的に海洋の炭酸カルシウム収支の変化と関連しています。氷河期/間氷期のCO2変化の特定の推進要因についてコンセンサスが得られるまでには、まだ多くの作業が必要です。過去の環境条件を再構築する私たちの能力には継続的な努力が必要ですが、上記の海洋変化に対する大気中のCO2の感受性についても根本的な不確実性が残っています17。 それにもかかわらず、潜在的な原因についての私たちの理解は、CO2の変化が最初に発見されたときよりもはるかに大きくなっています。氷河期/間氷期のCO2変化の調査から学んだ教訓は、現代の炭素循環の重要な問題についての私たちの考えを教えてくれます。氷河期/間氷期のCO2変化に関するいくつかの仮説は、人為的CO2増加の意図的な緩和に関する考慮事項に直接関係しています45,58。 氷河期/間氷期のCO2変化の他の仮説的な原因は、人為的CO2の増加と地球温暖化の可能性のある状況において潜在的に重要な要因として認識されています95。より一般的には、氷河期/間氷期のCO2変化の謎は、自然環境で動作する多様なプロセス間の相互作用の研究に焦点を当て、地球システムの科学に向けた真の進歩をもたらしました。 参照文献 Reference 1. 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