|
|
| ミランコヴィッチメニューへ戻る 氷量に関する氷によるCO2フィードバック Ice-driven CO2 feedback on ice volume W. F. Ruddiman, epartment of Environmental Sciences, University of Virginia, Charlottesville, VA, USA Received: 17 January 2006 – Published in Clim. Past Discuss.: 15 February 2006 Revised: 8 June 2006 – Accepted: 3 July 2006 – Published: 17 July 2006 概要 過去270万年間の主要な氷床変動の起源は、長年の謎です。鮮新世後期と更新世前期のδ18O/氷体積の支配的な41000年周期も、更新世後期の10万年近くの振動も、夏の日射強制に対する線形（「ミランコビッチ」）応答ではありません。両方の応答は、気候システム内の非線形動作に起因する必要があります。温室効果ガス（主にCO2）は、必要な非線形性のもっともらしい原因ですが、ガスが氷の体積を強制するのか、それとも正のフィードバックであるのかについて混乱が続いています。過去数十万年の間に、CO2と氷の量（海洋δ18O）は、41000年の赤道傾斜角サイクルで同相で変化し、約10万年の範囲内でほぼ同相でした。このタイミングは、非常に遅い氷の応答の温室効果ガス強制を除外し、代わりに速いCO2応答の氷の制御を支持します。ここで提案する概略モデルでは、氷床は90万年前の歳差運動と傾斜角のサイクルでの日射強制に直線的に反応しましたが、CO2フィードバックは41000年の期間の氷の反応を約2倍に増幅しました。 90万年前、ゆっくりとした極地冷却により、アブレーションは弱まりました。 CO2フィードバックは、41000年ごとに氷床の成長を増幅し続けましたが、より弱いアブレーションにより、一部の氷は低強度の最大日射量に耐えることができました。これらの長寿命の氷床の段階的な成長は、北半球の夏の日射量のピークが約85000年から約115000年ごとに突然の退氷を引き起こすまで続きました。退氷期の氷の融解のほとんどは、氷床を構築したのと同じCO2/温度フィードバックから生じました。いくつかのプロセスは、CO2の氷床制御とそれ自体のフィードバックのメカニズムの候補となるために、北の地理的起源、および必要な軌道テンポと位相を持っています。 1 はじめに ミランコビッチ（1941）は、北緯の高い場所での夏の日射量の軌道制御された変化が、23000年の歳差運動と41000年の傾斜の氷量応答を促進することを提案しました。氷の体積の代用として海洋のδ18Oを使用して、ヘイズ等。 （1976）氷床がそれらの期間で変動することを確認し、また、応答が軌道強制力より数千年遅れるというミランコビッチの予測を検証しました（図1a）。非公転周期での変動はここでは扱われません。  図1.（a）北半球の夏の日射は、数千年の遅れで氷床を強制します（Milankovitch、1941; Hays et al。、1976）。 温室効果ガスは、同じラグで氷床を強制するか（b）、氷床の変動によって駆動され、氷に正のフィードバックを提供する可能性があります（c）。 ミランコビッチは、海洋のδ18Oレコードに見られる2つの特徴を予期していませんでした。 1つは、90万年前のδ18Oおよびその他の気候プロキシにおける41000年サイクルの強さです（MullerおよびMacDonald、2000; RaymoおよびNisancioglu、2003）。この優位性はミランコビッチ仮説と矛盾しています。なぜなら、北緯の高い場所での夏の日射量の変動は、歳差運動の時期の方が傾斜の時期よりもかなり強いからです。 2番目の予想外の特徴は、更新世後期の10万年近くの期間を中心とした強いδ18O（氷の体積）振動です（Shackleton and Opdyke、1976）。入射太陽放射に対する軌道離心率の小さな影響は、氷の体積のこれらのより長い波長の変化の直接の原因としての日射を除外します。したがって、ミランコビッチの日射仮説は、気候の軌道理論の有効な出発点を提供しますが、完全な説明ではありません。その結果、多くの科学者が、気候システムで次に重要な軌道スケール変数である二酸化炭素（CO2）とメタン（CH4）の濃度の変化を調査しました。 ただし、現時点では、温室効果ガス（特にCO2）が氷床に与える影響については、大きく異なる見解が共存しています。現在、2つの端成分の見解が働いています。1つの可能性は、CO2が氷の体積を強制することです（Pisias and Shackleton、1986; Genthon et al.、1987; Imbrie et al.、1992、1993; Shackleton、2000）。この見方では、CO2の変化は、5000年以上の遅れで反応する、反応の遅い氷床を「押し」ます（図1b）。これらの遅れは、日射量の変化に対する氷の体積応答に類似しています（図1a）。 別の可能性は、CO2濃度が氷の体積によって制御され、氷床の物質収支に対する速い正のフィードバックとして機能することです（Ruddiman、2003; Clark et al.、1999も参照）。この場合、CO2の変化と氷の量の変化の間にラグはほとんどまたはまったく存在しないはずです（図1c）。氷の成長が増加するたびに（ミレニアムまたは1世紀以上）、温室効果ガスの濃度が低下し、ガスレベルの低下により、同じミレニアムまたは世紀の間にさらなる氷の成長が即座に促進されます。 氷床が収縮し始めると、温室効果ガスのレベルが上昇し、さらに氷が溶けるのを促進します。氷床とCO2濃度の両方が、複雑なフィードバックを伴う高度に結合された気候システムの全体的な応答の一部であるため、軌道スケールでの原因と結果の理解を進めることは困難でした。かつてLaurentLabeyrieによって要約された問題は、「すべてがすべてに相関している」ということです。原因と結果の問題の潜在的な手がかりの1つは、温室効果ガスと氷の量の相対的な位相です。ガスの変化は氷の体積に先行し、したがって遅い氷を強制しますか 2 赤道傾斜角と歳差運動サイクルでのCO2と氷の量SPECMAPグループ（Imbrie et al.、1992、1993）は、軌道の気候変動における温室効果ガスの役割に関する包括的な仮説を提示しました。 Vostok掘削が長期的なCO2変動のタイミングを制約するのに十分な氷を回収しなかったとき、SPECMAPはこの目的のために地球化学的プロキシを使用しようとしました。軌道歳差運動と傾斜の期間に、SPECMAPは、北半球の高緯度での夏の日射量の変化が、深海の流れを介して南に移動する一連の複雑な応答を開始することを提案しました。 その後の南極地域の変化は、CO2の変動を生み出し、最終的には応答の遅い北の氷床を駆動します（図2a）[SPECMAPはメタンの役割を考慮していませんでした]。 Vostokの氷の気泡に保存された実際のCO2記録が利用可能になると（Petit et al.、1999）、Shackleton（2000）は、δ18Oairの歳差運動成分を9月のフェーズの日射目標信号に調整することによってガス時間を作成しました。その後、Ruddiman and Raymo（2003）は、7月中旬（夏のモンスーン）の位相でCH4信号の歳差運動成分を日射ターゲットに調整することにより、独立したガス時間スケールを開発しました。  図2.軌道歳差運動と傾斜の期間における日射量、温室効果ガス、および氷の体積の間の位相関係。 （a）SPECMAP（Imbrie et al。、1992）は、CO2が軌道の日射に対する一連の応答の一部として氷の体積を強制すると推測しました。 （b）Vostok氷のガス記録の調整（Ruddiman and Raymo、2003; Shackleton、2000）は、CO2とCH4が日射と結合して、23 000年で氷の体積を強制するが、41000年で氷によるフィードバックであることを示しています。 これらの2つの時間スケールは、100年以内に合意されたCO2変動の傾斜および歳差運動成分の平均位相をもたらしました（Bender、2002も参照）。 23 000年の歳差運動期間では、CH4とCO2の両方が、北半球の真夏の日射量と同じかそれに近い段階を持っています（図2b）。メタンの場合、このタイミングは、毎年層状になっているグリーンランド氷の10 500年前のCH4ピーク（Blunier et al.、1995）と直近の7月の最大日射量の年齢との一致によって裏付けられています。 それはまた、南アジアにメタン生成湿地を作り出すモンスーン最大値の真夏（7月）の強制と一致している（Kutzbach、1981; Prell and Kutzbach、1992; Yuan et al.、2004）。 23 000年の期間のCO2の段階は、7月の日射のそれから1000年未満下がる。メタンとCO2の両方のこれらの初期段階は、2つの温室効果ガスが（夏の日射とともに）23000年の期間に氷の体積を強制する源として機能することを示しています（Ruddiman、2003）。対照的に、メタンとCO2はどちらも、41000年の赤道傾斜角でδ18O/氷の体積と同相で変化します（図2b）。 この同相の振る舞いは、遅い（遅れた）氷の反応の温室効果ガス強制を除外します。代わりに、氷床はほとんどまたはまったく遅れることなく高速ガス応答を駆動する必要があります。これらの氷によるガスの変動は、41000年での氷床の成長と融解の両方に正のフィードバックを提供します。 歳差運動と傾斜角のサイクルでのCO2とCH4の異なる振る舞いの理由は、この論文の範囲を超えています。最新の氷期-間氷期の振動では、δ18Oの変化（図3）は、サンゴ礁からの海面の制約による氷の体積の変化に関連しています（Chappell and Shackleton、1986; Bard et al.、1990）。海面は、0.11‰のδ18Oシフトあたり10 mの変化を仮定することにより、氷の体積とδ18Oの変化に変換できます（Fairbanks and Mathews、1978）。この測定により、氷の体積は、主要なδ18O遷移でのδ18O変化の半分以上を占めます。  図3. 約10万年のバンドにおけるCO2と氷の体積の位相関係。 SPECMAP（Imbrie et al。、1993）は、CO2が軌道の日射に対する一連の応答の一部として氷の体積を強制すると推測しました。 Shackleton（2000）も、氷の体積のCO2強制を推測しましたが、プロセス全体が約10000年後に相殺されました。 Ruddiman（2003）は、CO2とδ18Oの同様の位相に基づいて、CO2は氷の体積に関する高速フィードバックであると推測しました。 「氷による応答」の段階（北大西洋の海面水温、塵、深層水循環）も示されています。 終端II（ステージ6 /5δ18O境界）およびI（ステージ2/1境界）の50〜70％です。 ;サブステージ5.5 /5.4δ18O遷移の50〜60％。サブステージ5.4 / 5.3境界の100％、ステージ5/4遷移の約70％、およびステージ3/2境界の約65％。図3のδ18Oの傾向は、スペクトル分析の結果と一致しています。海洋酸素同位体ステージ4および2の最大値は、41000年周期の兆候です。両方とも、傾斜サイクルでの日射最小値の数千年後に発生し、強制的な（そして遅れた）氷量応答と一致します（Imbrie et al.、1992）。これらの時点での一致するCO2最小値は、CO2が傾斜サイクルで同相フィードバックとして機能し、位相を変更せずにこれらの氷体積最大値のサイズを増幅したことを示しています。 対照的に、温室効果ガスによる氷の体積の強制の証拠は、23000年の歳差運動サイクルでの日射量の変化が最大であった同位体ステージ5の間に存在します。 当時、メタンの大きな変動（約250 ppb）は明らかにδ18Oを数千年先導しており、メタンの変化が氷の体積応答の遅れを余儀なくされたことを示しています。同様のリードのヒントは、ノイズの多い低解像度のCO2信号の同位体サブステージ5.5および5.1の近くに表示されます。 41000年の信号はCO2（Petit et al.、1999）とδ18O（Imbrie et al.、1984、1992）の両方の信号で23000年の信号の約2倍強いため、 CO2は、これら2つの期間の複合効果における氷の強制的な役割を上回ります。 3概念モデル：270万年前から90万年前までの41000年周期の氷量上記の観測は、北半球の氷河作用の初期の体制に適用することができます。 275万年近く前、北極の緯度は夏の日射量が減少するまで冷却され、定期的に適度に大きな氷床が形成されましたが、その後の日射量の増加の間隔ごとに氷のすべてまたはほとんどが溶けました。北半球の氷河期の最初の200万年近くの間、δ18Oの変動は、事実にもかかわらず、41、000年の変動によって支配されていました（Pisias and Moore、1981; Ruddiman et al.、1986; Raymo et al.、1989）。 夏の日射強制の変化は、月単位と夏の半年の全氷河期の両方で、23000年の歳差運動サイクルでより強かった。強制と応答の間のこの不一致は、氷の量が41、000年サイクルでの強制に応答するのに23000年サイクルでの応答のほぼ2倍の長さがあるという事実によって、ある程度減少します。強制は持続します（41 000/23 000 =1.8。e-folding氷の応答の場合、比率はやや小さく、約1.5になります。 傾斜強制の効果の統合のこの長い時間を考慮しても、平均的な氷-歳差運動期間の体積応答は、依然として忘却時の体積応答をほぼ50％上回っています。夏の日射強制と観測されたδ18O応答との間の残りの不一致を解決して、半球間によるδ18O信号の23000年の歳差運動成分を抑制する1つの方法北半球と南半球の間の逆位相の氷の応答のキャンセル（Raymo et al.、2006）。 別の提案された解決策は、歳差運動のピークの大きな振幅が合計の長さの変化によって相殺されるという事実です。マーシーズン（P. Huybers、個人的なコミュニケーション、2006年）。また、赤道傾斜角サイクルでの日射量の変化が惑星の温度勾配を高め、より大きな温度勾配をもたらしたという提案もなされています。 熱帯の湿気の前方フラックス（YoungとBradley、1984; RaymoとNisancioglu、2003; VettorettiとPeltier、2004）。しかし、氷河の地質学者や氷河学者は、一般に、蓄積を氷床の物質収支においてアブレーションよりもはるかに弱い要因と見なしています（Alley、2003; Denton et al.、2005）。大循環モデルを使用したほとんどのシミュレーションでは、局所的な冷却によって大気中の水蒸気の量が減少するため、氷が蓄積する地域での降水量が減少することが示されています。 ここで好まれる説明は、41000年の期間における温室効果ガスのフィードバックです。このサイクルでの温室効果ガスの変化が正のフィードバックとして機能した場合（過去40万年間行ったように、図2b）、直接的な日射強制に対する41000年の氷量応答を増幅し、追加の原因となったでしょう。そのサイクルでの（非線形）氷の成長。図4に示す例では、41000年周期での日射強制に対する直接的な氷の体積応答は、正のCO2フィードバックのためにサイズが2倍になったと任意に想定されています。この提案された倍増は、41000年の氷の体積信号を支配的な軌道応答にします。  図4. サンゴ礁からの海洋同位体サブステージ5.5および5.4中の海面変化とδ18O信号（Chappell and Shackleton、1986; Bard et al。、1990）とフィルター処理された10万年の氷量信号との比較 シャックルトン（2000）。 地球の気温に対するCO2の影響は弱く対数的です：CO2の単位変化あたりの地球の気温の変化は低濃度で増加します（図5）。その結果、41000年周期でのCO2の変化から生じる氷の体積に対する正の温度フィードバックも、弱い対数でした。  図5. SPECMAPの正規化されたδ18O記録(Imbrie et al., 1984)とVostokのCO2, CH4シグナル(Petit et al., 1999)との比較。CO2とδ18Oの変化は密接に相関しており、ほぼ同期している。同位体第5段階（破線）では、CH4は数千年前からδ18Oをリードしている。 図4に示す概念例の優位性のレベルは、海洋底生のδ18Oレコードの優位性のレベルと一致しませんが、同位体信号は、41,000年周期での大きな（そして明らかに同相の）温度応答によってオーバープリントされます（ Raymo et al.、1989）。そのオーバープリントは、氷の体積の実際の変化と比較して、底生のδ18Oレコードの41000年の信号の強度を誇張しており、増幅の量は正確にはわかっていません。 したがって、示されている概略例は、氷床の実際の挙動と合理的に一致している可能性があります。 41 000年体制のこの概略モデルでは、歳差運動と傾斜サイクルの組み合わせた日射強制が軌道帯の氷体積応答の振幅の約70％を占め、CO2フィードバックが残りの30％を提供します。 CO2フィードバックは、この初期の気候レジームにおける41 000年信号の予想外の卓越性を説明するために重要ですが、強制応答は依然として氷床の挙動を支配していました4〜10万年の偏心バンドにおけるCO2と氷量の相対的な位相4.1スペクトル分析後期多くの種類の更新世の気候記録は、特に過去40万年の間、10万年を中心とするバンドの振動によって支配されてきました。 SPECMAP（Imbrie et al.、1993）は、このバンドのCO2変化は、一連の応答の中間ステップとして発生することを提案しました（図6）。 CO2信号の最初のドライバーは、（未確認の）「内部熱強制」またはITFと呼ばれていました。 CO2応答は、氷床が特定のサイズのしきい値を超え始め、他のフィードバックを生成し始めたときに、気候システム内で発生しました。しかし、ここでも、SPECMAPスキームでCO2に提案された直接的な役割は、氷床を強制することでした。この場合、氷床は約12000年というはるかに長いラグで応答しました。  図6. (a) 図5に示したSPECMAP δ18OとVostokのCO2記録との相関。平滑化されたδ18OトレンドにCO2解析を投影したもの。(b) CO2濃度と地球温度の対数関係（Oglesby and Saltzman, 1990）。 Shackleton（2000）は後に、ボストーク氷の約100 000年のCO2信号は、Imbrie etal。よりもはるかに遅い段階にあると判断しました。 （1993）は、離心率の段階にあるか、それに非常に近い地球化学的プロキシから推測されていました。彼は、10万年のCO2信号は、氷床とは独立して炭素システム内で動作するプロセスから発生したことを示唆しました。 Shackletonはさらに、底生有孔虫の10万年の海洋δ18O信号は非常に大きな温度オーバープリントを運び、氷の体積の実際の10万年の位相はδ18O信号より約12000年遅れて相殺されると提案しました。 この改訂された解釈は、CO2を氷の体積を強制する直接の原因として維持しましたが（図6）、Imbrie et al.のスキームと比較して、強制と応答の関係全体が約10000年後にシフトしました。 （1993）。 Ruddiman（2003）は、Shackleton（2000）が氷の体積の10万年の成分について推測した非常に遅い段階は、他の証拠と一致しないと結論付けました。 たとえば、10万年の期間の氷の最小量は、前の離心率の最大値から15000年後の98000年前に発生するはずだったことを意味します（図7）。このタイミングでは、海洋同位体ステージ5の前半全体を通して、氷が約10万年の期間で徐々に溶けていたことが暗黙のうちに必要です。しかし、酸素同位体とサンゴ礁の証拠は、海洋同位体サブステージ5.4での新たな氷の成長が11万年近く前にかなりの大きさの氷床の最大値（Imbrie et al.、1984; Chappell and Shackleton、1986）。このシナリオは非常に信じがたいものです。  図7. 90万年前の41Kの世界の氷量に対するCO2のフィードバックの模式図。日射(と温室効果ガス)はプレセッションサイクルで氷量を強制的に増加させていた。日射量は傾き周期でも氷量を強制的に増加させますが、4万1000年前の4万1000年ではCO2フィードバックが氷量の増加を増幅させ、その結果、氷量の変化は傾き周期に支配されるようになりました。日射量の傾向は過去15万年のものである。 北半球の氷河作用の唯一の既知の中心で、サブステージ5.4の間に大きな氷床が急速に成長していた場合、どのように地球上の他の場所で、同時に「10万年」の氷床がゆっくりと溶けてきましたか？このような遅い氷量応答の2番目の問題は、「氷駆動」と広く見なされている北半球の海面水温、北半球のダストフラックス、NADWフロー（Ruddiman）のグループよりも数千年遅れていることです。およびMcIntyre、1984; Raymo et al.、1989; Imbrie et al.、1993）。これらの信号が氷床によって駆動された場合、それらは「ドライバー」を約10000年先導することはできなかったでしょう。 これらの批判に基づいて、Ruddiman（2003）は、CLIMAPの伝統的な見方（Hays et al.、1976）と一致して、δ18Oは更新世後期の大規模な気候変動中の氷量の優れた一次プロキシであると結論付けました。 SPECMAP（Imbrie et al.、1984）、および数十年にわたる他の多くの研究。 δ18Oが氷の量の有効な代用である場合、10万年周期でのCO2と氷の量（δ18O）の間の位相遅れは数千年を超えることはできません。 この期間に有意な離心率がない場合、ここでは離心率を使用して、CO2とδ18Oの相を比較するための便利な基準点を使用します。 SPECMAPグループ（Imbrie et al.、1984、1989）は、δ18O信号が離心率より約3300年遅れていると推定しましたが、その後のサンゴ礁と海面のUシリーズ年代測定（Edwards et al.、1987; Bard et al.、 1990）この見積もりの修正につながりました。いくつかの研究は、SPECMAPの時間スケールは平均して1500年から2000年までには若すぎると結論付けました（Pisias et al.、1990; Shackleton、2000; Ruddiman、2003）。 〜100 000年の周期でのδ18O信号の位相を2000年までに調整すると、離心率からの遅れはわずか〜1300年になります。 CO2信号に関しては、調整されたVostokタイムスケールは、離心率と同相であるか（Shackleton、2000）、3500年もリードする可能性があることを示しています（Ruddiman and Raymo、2003; Ruddiman、2003）。その結果、約10万年のバンドにおける全体的なCO2鉛対δ18O（氷の体積）は、約1300年から約4800年になります（図6）。 4.2 相互相関分析 フーリエ解析は、約10万年の帯域でCO2とδ18Oの間のリードとラグを評価するための最適な方法ではありません。両方の信号は非常に非対称な形状をしており、「氷期」の値（低CO2と正のδ18O）に向かって徐々にドリフトし、その後、退氷期の遷移全体で「間氷期」の状態（高CO2と負のδ18O）に急激にシフトします。 10万年近くの周期の対称正弦波は、終端の急激な変化や、10万年近くの主要な氷期/間氷期サイクルの基本的な鋸歯の非対称性を捉えることができません（Muller and MacDonald、2000）。別のアプローチは、完全なCO2と氷の体積信号の相対的なタイミングを比較することです。 相互相関分析を使用して、Mudelsee（2001）は、Vostok（Petit et al.、1999）でのCO2信号が420 000〜200 000年前の間に3700±2800年遅れてSPECMAPδ18Oを遅らせたが、それ以来3200±4000年進んだことを発見しました。 その時。インド洋の底生δ18O記録との比較は、過去42万年間で2700±1300年のCO2鉛を示しました。ボストークでのδ18Oairの記録との比較は、3900±500年のCO2鉛を示しました。この分析は、CO2とδ18Oが数千年以内に同相であり、一般的にCO2鉛が少ない傾向があることを示しています。 CO2信号とδ18O信号の両方が約10万年の帯域の電力によって支配されているため、この結果は、その期間のCO2と氷の体積の間の相分離が小さいという結論をさらに確認します。 4.3 終了のリードとラグ いくつかの研究は、退氷期の終了全体でのCO2と氷量の変化の相対的なタイミングに焦点を合わせています。終了Iの間に、CO2は、氷の体積の鉛サンゴ礁（海面）指数を1000年以下変化させます（Broecker and Henderson、1998; Alley et al.、2002）。終了IIでのδ18Oと比較した推定CO2鉛は、約3000年でした（Broecker and Henderson、1998）が、両方の信号の年代測定と氷体積プロキシの精度の両方にかなりの不確実性が存在します（Alley et al.、 2002）。 要約すると、CO2とδ18O（氷の体積）の変化のタイミングを比較する3つの方法は、数千年の不確実性を伴う1000年から4000年の範囲の小さなCO2鉛に収束します。 5約10万年でのCO2 /氷の位相調整：CO2の強制またはフィードバック？ Imbrie et al.によって提案されているように、スペクトル分析、相互相関分析、および終了時のリードとラグの分析はすべて、CO2が10万年の期間で12000年氷量をリードする可能性を排除します。 （1993）およびShackleton（2000）。その結論はまた、CO2がこの期間に約15000年の大きな時定数で氷床を強制するという解釈を排除します。 CO2とδ18Oの間で観測された位相は、2つの解釈を残します： （1）CO2は、わずか数千年遅れる高速応答の氷床を強制するか、（2）CO2は氷の体積と同相であり、正のフィードバックとして機能します。 CO2のために10万年のバンドで氷床を導き、強制するには、氷の応答時間が非常に速くなければなりません。 与えられた期間での氷床の応答時間は、Imbrie etal。のアークタンジェント関係からのCO2の後ろのδ18Oの位相遅れから計算することができます。 （1984）：8 =アークタン2πfT。ここで、8は強制に対する氷床の位相遅れ（360°からの度数）、fは強制の頻度（ここでは1/100 000）、Tは氷の時定数（年）です。 。 100 000年の期間で1000〜4000年の位相遅れの場合、氷床に必要な時定数は同じ範囲（1000〜 4100年）になります。 このような小さな時定数は、氷山を海に分娩する氷床の海洋部分の急速な崩壊には不合理ではないように思われますが、大陸内部の氷の大部分にとってははるかに問題があります。非常に短い氷の応答に対する最も強力な証拠は、2 3000年と41000年の強制サイクルでの夏の日射の背後にある5000年から8000年の海洋δ18O信号の遅れです。これらの遅れは、SPECMAPの海洋時間スケールの定量的基礎を形成し、上記で計算された1000年から4100年の値よりも長い、少なくとも5000年の氷床応答時間を必要とします（Imbrie et al.、1993）。他のもっともらしい解釈は、CO2は主に、氷と同じ、またはほぼ同じ位相を持つ氷駆動のフィードバックとして機能するというものです。 上記の推定値のほとんどに大きな不確実性があることを考えると、この解釈は、約10万年近くのバンドにおけるCO2とδ18Oの間の非常に小さな位相差によって許可されます。ここで好まれる解釈は、約1 0000年のバンドでのCO2と氷の量の位相は、フィードバックと強制プロセスの両方の結果であるが、同相フィードバックの寄与は2つのうち大きい方であるというものです。この結論は、41000年の期間における強い同相CO2フィードバックと、過去40万年の23000年の期間におけるより弱いCO2強制と一致しています（図2b）。 5.1最終氷期最盛期でのCO2フィードバック上記に要約された証拠は、軌道スケールの変動におけるCO2の顕著なフィードバックの役割を示唆しています。 CO2が実際に気候システムにおける主要な軌道規模のフィードバックである可能性があるという証拠は、最終氷期最盛期から来ています。これは、気候に影響を与えるプロセスの地球規模の評価を可能にするのに十分な地域の詳細で調べられた唯一の前近代間隔です（Hansen et al、1984; Raynaud et al、1988; Hoffert and Covey、1992）。 21 000年前の夏と冬の日射量は現在と同様であったため、日射量の違いは、最終氷期最盛期の気温の低下の主な説明とは見なされていません。 代わりに、これらの研究は、運用における主要なフィードバックが温室効果ガスとアルベドであったことを示唆しています。最後の氷河の最大値での約90ppmのCO2低下は、約0.67°Cの放射冷却を提供し、約320 ppbのCH4の低下は、対流圏オゾンに対するメタンの化学的影響を含めて、さらに約0.14°Cを追加しました（Raynaud et al 、1988）。約0.81°Cの複合放射冷却は、CO2倍増に対する2.5°Cの全球平均感度に対して、他の要因（主に水蒸気）によって2.1倍に増幅されます。結果として生じる1.7°Cの温室効果ガスの総冷却は、最終氷期最盛期の約4.5°C（±0.7°）の全地球寒冷化の約40％を占めることになります。 アルベド温度フィードバックは、残りの最終氷期最盛期の冷却の大部分を占めています（Hansen et al、1984; Hoffert and Covey、1992）。このアルベドの増加の約半分は北半球の氷床の明るい表面によるものでしたが、かなりの部分は南極海の海氷の広がりによるものでした。南極の海氷の氷河の増加は温室効果ガスレベルの低下に起因しているため（Broccoli and Manabe、1987）、この効果はおそらく元帳の温室効果ガス側に追加され、総ガス寄与は50％以上になるはずです。さらに、残りのアルベドの増加の一部は、CO2値の低下によって引き起こされた氷河植生被覆の減少に起因し、間接的な温室効果をさらに増加させました（Levis and Foley、1999）。 したがって、温室効果ガス（主にCO2）は、最終氷期最盛期に世界を冷たく保つ主要なフィードバックであったように思われます。北の氷床の明るい高アルベド表面は、残りのフィードバックの多くを占めていました。要約すると、CO2は主に氷の量に関する同相フィードバックとして機能しますが、氷床のCO2強制はより小さな役割を果たします。次の2つのセクションでは、これらの結論に基づいた10万年帯の氷の体積振動の概念モデルを要約します。 6〜100、000年の氷体積振動の概念モデル6.1 41000年ごとの氷の成長41Kの世界の概略モデル（セクション3）では、北半球の氷床は41 000年の間隔で成長しましたが、その後溶けました。完全にその後の日射量の最大値の間。徐々に、しかし、温度はcでした 鮮新世後期と更新世前期の間にウーリングし、より正の海洋δ18O値へのゆっくりとしたドリフトを引き起こします（Mix et al.、1995）。更新世後期には、氷の体積の変化はサイズが大きくなり、波長が長くなりました。 40万年前までに、約10万年のバンドを中心とした鋸歯状のδ18O振動が支配的になりました。このセクションの分析は、気候システムの応答の1つの単純な変化、つまり氷の融除の大幅な減少が、41000年周期ではなく約100000年帯を中心とするより大きな氷床の成長を説明できることを示唆しています。 ここでも、最新の約10万年の氷の成長の振動に焦点が当てられています（図3）。これは、最も古いものであり、δ18Oの増加が氷の量を表すという最も明確な証拠があるためです。 Lisiecki and Raymo（2005）の底生海洋δ18Oスタックでは、この間隔中の最終氷期最盛期への正味のδ18Oシフトは、顕著なδ18O境界で3つの異なるステップで達成されました：サブステージ5.5 / 5.4（+ 1.0‰）、ステージ5/4（+ 0.8‰）、およびステージ3/2（+ 0.7‰）。 これらの3回だけで、δ18O信号（および全球の氷の体積）は、この振動の初期のどの時点よりも高い値に達しました。さらに、3つのδ18O遷移はすべて、CO2濃度が顕著な最小値に低下したときでした。これらの3つの遷移はすべて、傾斜および歳差運動サイクルでの北半球の夏の日射量の最小値のほぼ整列の時間に発生し、したがって、同時のフォルシン18Oの増加（サブステージ5.3 / 5.2境界およびステージ3内）の時間に発生しましたが、どちらも増加しませんδ18O信号を以前に到達した値よりも正の値にシフトしました。 この観察結果は、3つの氷の成長の遷移が41000年のサイクルに関連するプロセスに決定的に関連していることを示唆しています。より正のδ18O値への3つのシフトは、以前の41Kの世界でのシフトと同様です。 Lisiecki and Raymo（2006）の底生海洋δ18Oスタックでは、18Oの平均はサブステージ5.4 / 5.3遷移全体で減少し、正味の同位体シフトは+ 0.65‰になります。ステージ5/4の境界を越えて0.8‰増加した後、ステージ4/3の遷移を越えて0.3‰δ18Oが減少し、歳差運動と傾斜の期間で+ 0.5‰の変化の正味の同位体シフトが残り、遅れた氷量応答が生じました（再び線形であると仮定されます）。 また、CO2フィードバックは、41 000年で氷の体積応答を選択的に増幅しましたが、現在は41 Kの世界で想定されている倍増よりも約20％多くなっています（図4）。 41 Kの世界と比較した主な違いは、41000年ごとの氷の成長エピソードに続く日射量の最大値の間、アブレーションがはるかに低くなったということです。これらの主要な移行で成長した新しい氷の約65％が生き残り、さらなる成長のための新しい基準面を形成しました。 これらの3つの仮定（線形日射強制、41 000年でのCO2フィードバック、およびアブレーションの減少）は、単一の41 000年サイクルよりも長く続く間隔で鋸歯状の氷の蓄積を生成します（図8）。 41Kの世界と約100Kの世界の間でアブレーションがこれほど著しく減少したのはなぜですか？その説明は、おそらく図9に示す氷の物質収支の関係にあります。  図8. 90万年前からの約100万年前の世界の氷量に対するCO2のフィードバックの模式図。日射(と温室効果ガス)は、日周周期で氷量を強制的に増加させていました。日射量は傾斜周期でも氷量を強制的に増加させますが、CO2のフィードバックは4万1000年ごとに氷の成長を増幅させています（緑の矢印）。このような氷の成長の後、寒冷な世界では、より弱いアブレーションが行われたため、新しい氷の多くが弱い日射量の最小値を生き延びることができ、4万1000年間隔での正味の氷量の増加は、より長い周期の反応へと変化しました。  図9. 氷床質量バランスにおける地理的・気候的制約. (a) 北部氷床の東西断面図。平衡線は正味の氷塊化とアブレーションの領域を分けている。(b) ファンとしての氷の質量バランス。 氷のアブレーションは暖かい季節の温度の指数関数であるため、比較的小さな極地の冷却によって夏のアブレーションが大幅に減少した可能性があります。しかし、冬の氷の物質収支は気温の影響をはるかに受けにくいため、極地の冷却は正味の積雪量にほとんど変化をもたらさなかったでしょう。 その結果、より寒い北極地域のある世界では、主にアブレーションが減少したために、より大きな氷床が段階的に成長していたでしょう。アブレーションが減少するこのような傾向は、275万年前に暗示されていました。温暖な世界での強力なアブレーションにより、最も好ましい軌道構成でも、かなりのサイズの北方の氷床が形成されなくなりました。 275万年から90万年前まで、より涼しい世界でのアブレーションの減少により、41,000年ごとに氷床が成長しましたが、次の最大の氷床（弱いか強いかにかかわらず）は氷のほとんどまたはすべてを溶かしました。 90万年前以降、さらなる冷却とアブレーションのさらなる削減により、氷床はより弱い日射量の最大値に耐え、より長い間隔で存続することができました。より寒い世界へのこの進歩において、南極の氷床は次のステップです：そこでのアブレーション率は非常に低くなり、氷は最大の日射量の最大値でさえ生き残ります。 非線形のCO2 /温度フィードバックもアブレーション率の低下に役立ちました。非常に大きな（「100K」）氷床の成長は、おそらく、初期の41Kの世界で達成されたものよりもCO2濃度を低くしました。図5に示す対数関係のため、CO2値が低いほど、温度はさらに冷却されます。温度が低いほど、非常に大きな氷床のアブレーションがさらに減少します。アイスアルベドフィードバックはまた、より大きな氷床の成長を促進する上でCO2を助けたでしょう。この概念モデル（図8）では、〜100 Kの世界でのより大きな氷床の成長は、主にCO2フィードバックに起因します。 線形（ミランコビッチ）氷応答の日射強制は、海洋酸素同位体サブステージ5.5の氷河作用と、同位体ステージ2の最終氷期最盛期の間の氷体積の正味の増加の約25％を占めます。氷の構築の振幅の残りの75％ -アップは、41000年周期でのCO2フィードバックが約100Kバンドの非対称の鋸歯状振動に変換された結果です。 41 Kの世界とは異なり、約100 Kの世界はフィードバック（主にCO2ですが、アイスアルベド）によって支配されていました。 6.2 約10万年ごとの退氷 大きな問題が残っています。 10万年近くを中心とするバンド内で突然の退氷終結が起こったのはなぜですか？ δ18Oの約10万年の成分が離心率に位相ロックされているという発見（Hays et al.、1976）は、これらの退氷が、平均して10万年近くの周期での離心率による歳差運動の変調に何らかの形で関連している可能性があることを示唆しました。 Raymo（1997）は、連続する終了間の期間は、4サイクル（約9 2000年）または5サイクル（約11 5000年）のいずれかの後、23000年の歳差運動期間の倍数またはその近くになる傾向があると述べました。彼女は、約10万年の「サイクル」は実際には周期的ではなく量子的であり、主に歳差運動のピークの離心率変調によってペースが調整され、傾斜サイクルでの歳差運動の最大値の役割は小さいと結論付けました。 対照的に、Huybers and Wunsch（2004）は、終了は41 000年の傾斜サイクルの倍数またはその近くで発生すると結論付けました：2サイクル（約8 2000年）または3サイクル（約12 3000年）の後。重要な強制として傾斜のみを呼び出す場合の問題の1つは、同位体ステージ4までに大量の氷が蓄積し、ステージ3では最大41、000年の強い日射量が続いたが、その時点で存在していた氷の半分未満が溶けたことです（ 〜30 mの海面相当）。歳差運動と傾斜の両方の期間での日射強制は、おそらく終了のタイミングを決定する上で役割を果たす（Imbrie et al.、1992,1993）。 これらの2つの期間からの個々の貢献は、終了IとIVで密接に調整され、終了IIではわずか約4000年で相殺されました。終了IIIの間、傾斜と歳差運動の強制は密接に調整されておらず、おそらくその結果、当時の退氷は不完全でした。しかし、終了時に溶ける氷の量のごく一部だけが、日射強制に対する線形の氷の応答によって説明することができます。融解のほとんどは、気候システム内で動作するフィードバックプロセスに起因していました（Imbrie et al.、1993）。 CO2は、最終氷期最盛期に低温を維持する主要な内部フィードバックであり（セクション5）、CO2は、大きな氷床の非線形成長を引き起こす主要な正のフィードバックとして、このセクションの前半で提案されました（図8）。有利な軌道構成が退氷融解を開始するのに十分な強制を提供したとき、これと同じ正のフィードバックが氷融解を増幅するために容易に利用可能でした。最終氷期最盛期の氷床が溶け始めると、それらの収縮によりCO2レベルが上昇し、CO2濃度の上昇により残りの氷の融解が促進されました。事実上、大きな氷期最盛期の氷床の存在に埋め込まれた正のCO2フィードバックは、氷の非線形破壊の推進力の多くを保持しています。 CO2フィードバックは、41、000年で強制氷応答が増幅されるため、退氷のタイミングにも直接影響します。この増幅により、65◦Nの日射量の傾向が示唆する強度よりも、終了時の傾斜がより重要な要素になります。結果として、傾斜と歳差運動の日差強制の緊密な調整が重要です。 CO2フィードバックは、間接的な方法で終了のタイミングにも影響を与えます。 「余分な」氷の量の蓄積は41000年ごとに発生しますが、1回の傾斜サイクルでは、大規模な終了を可能にするのに十分な氷が構築されません（Huybers and Wunsch、2004も参照）。十分な氷が蓄積するためには、2〜3回の氷の成長間隔が必要です（約82000年または約12 3000年）。この氷の成長の制約は、歳差運動サイクルの倍数での最大アブレーションによって課せられる制約と組み合わされて（Raymo、1997）、終了を2つの間隔のいずれかに制限する傾向があります。 歳差運動サイクル）または115 000〜123 000年ごと（5回の歳差運動サイクルと3回の傾斜サイクル）。セクションで述べたように。 2、23 000年の歳差運動サイクルでの温室効果ガスの変化も、氷の体積の日射強制に直接追加されます。このサイクルでは、CO2とCH4の両方が夏の日射と同じ「初期」相を持ち、したがって氷の量を強制します（図2b）。離心率による歳差運動の変調のため、この強制は、間氷期の同位体サブステージ中に最も強くなり、終端の大きなピークから始まります。最後の4つの退氷期の後半に発生したCO2とCH4の最大値は、日射量の最大値とほぼ一致します。 歳差運動サイクルでのmaは、氷を溶かすための追加の強制を提供しました。 CO2フィードバックによる傾斜サイクルの増幅は、ミランコビッチインソレーション理論における他の2つの欠点を解決するのに役立つ可能性があります。問題の1つは、同位体サブステージ5.3および5.1で氷の融解を引き起こした65◦Nの日射量の最大値が、終端Iの氷の融解の最大値よりも大きいことです（図8）が、少量のステージ5.4およびステージ5.2の氷を融解できませんでした。 一方、最大11000年前の弱い同位体は、ステージ2の最終氷期最盛期の氷をすべて溶かしました。ミランコビッチ仮説におけるこの矛盾は、CO2フィードバックによる41000年での強制応答の増幅によって説明される可能性があります。ステージ5の後半では、傾斜は2つの歳差運動サイクルの最大値と一致していなかったため、氷の融解に対するフィードバック増幅の寄与はありませんでした。 対照的に、終了1の後半の傾斜サイクルでの日射量の最大値は、歳差運動での日差運動の最大値とほぼ完全に一致し、41000年の期間でのCO2増幅の寄与が歳差運動の強制に追加されました。ミランコビッチ理論の最も厄介な謎は、ターミネーションVです。これは、65◦Nの日射強制が弱く、傾斜と歳差運動の傾向が完全にずれているときに発生した大きな退氷です。温室効果ガスのフィードバックは、この異常な反応を2つの方法で説明するのに役立つ可能性があります。 まず、同位体ステージ12で異常に大量の氷が蓄積したため、氷の融解への推進力を増幅するために、異常に大量の「保存された」フィードバック（CO2およびアイスアルベドから）が利用可能でした。これらのフィードバックは、他の終端よりも終端Vの間に比較的大きな役割を果たしていたでしょう。第二に、終了Vは約2 0000年かかりましたが（Imbrie et al.、1984; Lisiecki and Raymo、2006）、終了IからIVは約10000年しか続きませんでした。 このより長い期間は、425000年前の歳差運動サイクルでの弱い日差最大値から408000年前の歳差運動サイクルでの2番目の弱い日差最大値まで伸びたゆっくりではあるが着実な強制を必要とします。重要な問題は、なぜ氷の融解が最低41.6万年前の65◦Nの弱い日射によって持続したのかということです。その日差の最小値は歳差運動サイクルによって生成されましたが、傾斜サイクルは同時に最大に達しました。 CO2フィードバックが傾斜サイクルでの日射強制の効果を増幅した場合、この弱い歳差運動の最小値を相殺し、ギャップを埋め、終端全体にわたって連続的な融解を引き起こした可能性があります。 7氷床はどのようにCO2を制御しましたか？大気中のCO2濃度の氷床制御の原因となったメカニズムは何ですか？明らかに、氷の量とCO2と同じ時間の振る舞いをするプロセスを通じて、リンケージが発生している必要があります。 90万年前の41000年周期での顕著な変動、41000年と約100000年の両方での大きな変動その時から何年も経ち、氷の量とCO2の両方の段階に近い段階です。これらの時間特性を持つプロセスは、氷の成長と崩壊の両方でCO2と氷の量を関連付けることができます。考えられるリンクの1つは、極性アルカリ度の高速応答です（Broecker and Peng、1989）。北の氷床によって引き起こされる大気循環の変化は、大西洋の深層水循環に影響を及ぼします（Boyle and Keigwin、1985; Raymo et al.、1989）。 北源深海の浸透深度の変動は、腐食性の南源水と腐食性の低い北源水に浸された大西洋海底の相対的な面積を変化させ、大西洋海底でのCaCO3溶解に影響を及ぼします。大西洋の深部を南向きに急速に流れると、これらの変化は、数百年後に大西洋の深層水が地表に到達したときに南極海の混合層化学（アルカリ度）を変化させ、それによって大気中のCO2に影響を与えます。北半球の氷河期サイクルの間、「NADW」フローのδ13Cプロキシ（Raymo et al.、1997）は、主に41、000年で、90万年前まで変化し、その後、約10万年の範囲内で変化しました。 両方のバリエーションは、δ18O（氷の体積）で段階的に行われました。大気中のCO2を潜在的に変化させる1つの方法は、アジアの冬季モンスーンの氷河強化と、その結果として生じる北太平洋の比較的炭素が豊富な地表水への影響に関連しています。 モンスーンによって生成された粉塵による太平洋の地表水の施肥は、大気との接触からの炭素のより大きな隔離とともに、プランクティック藻類の生産と沈下の増加を引き起こす可能性があります（Martin、1990）。アジアの黄土は、0.9 Myr前の41、000年近くの周期で蓄積し、それ以降は約100 000年の範囲内に蓄積した（Kuklaet al.、1990）。 最終氷期最盛期はまた、北太平洋西部（Hovan et al.、1989）およびグリーンランド氷（Mayewski et al.、1996）へのユーラシアダストフラックスの増加をもたらしました。ユーラシアのダストフラックスは、δ18O/氷の体積の変化と同相であるか、わずかに遅れていました。別のメカニズムは、地表水の成層の増加またはsの増加です。 CO2の大気への放出を制限した可能性のある氷の覆い（Francois et al.、1997; Sigman and Boyle、2000; Stephens and Keeling、2000）。西部の亜極北太平洋では、アジアからの極寒の冬季モンスーン風により、海氷と地表水成層の両方が氷期最盛期に増加し（Morley and Hays、1983; Jaccard et al.、2005）、大気へのCO2フラックスが減少した可能性があります。 これらの変化は、90万年前の41000年のテンポで発生し、その後、約10万年の範囲内で発生しました（Morley and Dworetsky、1991）。南半球のダストフラックス（Ridgwell and Watson、2002）、南極海の海氷被覆（Stephens and Keeling、2000）、および地表水成層（Francois et al.、1997; Sigman and Boyle、2000）の氷河の増加また、大気中のCO2レベルを変える可能性はかなりありますが、北の氷床へのもっともらしいリンクはとらえどころのないことが証明されています。北から南への変化を予測する1つの方法は、温室効果ガスの変化自体を介することです。 近位北の応答を介して北の氷床に直接結びついたCO2の「第1段階」の変動は、南半球の遠位のダストフラックスと南極海の海氷または表面成層の「第2段階」の変化を引き起こし、CO2応答をさらに増幅する可能性があります。 これらの各プロセスが説明するCO2応答の大きさについては、非常に大きな不確実性が残っており（Sigman and Boyle、2000）、ここに含まれていないプロセスも氷によるCO2フィードバックを提供している可能性があります。動作したメカニズムが何であれ、この論文の証拠は、CO2フィードバックリンクが41000年サイクルで約10万年の範囲内で発生したに違いないが、23000年サイクルでは発生しなかったことを示しています。 8 まとめ ここに示した仮説では、過去270万年の氷床成長の間隔は、次の2つの特徴を共有しています。 （1）傾斜および歳差運動サイクルでの線形（「ミランコビッチ」）氷量応答の日射強制。 （2）CO2フィードバックによる強制的な41000年の氷の応答の増幅。 90万年前の41000年の氷床の成長は、傾斜の変化に対する強制氷応答のCO2フィードバック増幅によって説明することができます。 90万年前以降、CO2で増幅された氷の成長の同様のエピソードは、41、000年間隔で継続しましたが、極地冷却はその後の間隔での氷の除去を抑制しました。最終的な結果は、氷の体積が大きくなる方向への一連の階段状の遷移であり、約100Kの世界の非対称の鋸歯状の氷の振動を生み出しました。 この新しい体制で氷床の非線形成長を引き起こしたのと同じ正のCO2フィードバックが、日射強制が有利になったときの氷の融解の振幅を高めるために利用可能になりました。歳差運動は65◦Nでの日射サイクルを支配し、終了のペーシングを約100 000年のバンドに制限しましたが、CO2フィードバックによる41000年サイクルでの氷の成長の増幅も退氷のタイミングで重要でした。 CO2フィードバック仮説は、北半球と南半球が終了時にほぼ同相で応答した理由を説明できます（Broecker and Denton、1989）。 氷床の近くでは、氷床のサイズの変化が気候のテンポを設定します。氷床から遠く離れて、ほとんどの気候応答は、北の氷床によって主に制御された（そして同相の）大気中のCO2信号によって強く影響されました。その結果、ほとんどの地球規模の気候信号は氷によって駆動され、ほぼ同期していました。例外は熱帯で、夏の日射強制は北の氷とはほとんど独立した非常に強いモンスーン応答を生み出しました（Kutzbach、1981）。 編集者：A。ポール 北の氷床の長期的な歴史。先立って References 参考引用文献 Alley, R. B.: Comment on ‘When Earth’s freezer door is left ajar’, EOS, 84, 315, 2003. 10 Alley, R. B., Brook, E. J., and Anandakrishnan, S.: A northern lead in the orbital band: northsouth phasing of ice-age events, Quaternary Sci. Rev., 21, 431–441, 2002. Bard, E., Hamelin, B., and Fairbanks, R. G.: U-Th ages obtained by mass spectrometry in corals from Barbados; sea level during the past 130,000 years, Nature, 346, 456–458, 1990. Bassinot, F. C., Labeyrie, L. D., Vincent, E., Quidelleur, X., Shackleton, N. J., and Lancelot, Y.: 15 The astronomical theory of climate and the age of the Brunhes-Matuyama magnetic reversal, Earth Planet. Sci. Lett., 126, 91–108, 1994. Bender, M. L.: Orbital tuning chronology for the Vostok climate record supported by trapped gas comparison, Earth Planet. Sci. Lett., 204, 275–289, 2002. Blunier, T., Chappellaz, J., Schwander, J., Stauffer, J., and Raynaud, D.: Variations in atmo20 spheric methane concentrations during the Holocene epoch, Nature, 374, 46–49, 1995. Boyle, E. A. and Keigwin, L. D.: Comparison of Atlantic and Pacific paleochemical records for the last 215,000 years: changes in deep-ocean circulation and chemical inventories, Earth Planet. Sci. Lett., 76, 135–150, 1987. Broccoli, A. J. and Manabe, S.: The influence of continental ice, atmospheric CO2 , and land 25 albedo on the climate of the last glacial maximum, Clim. Dynam., 1, 87–99, 1987. Broecker, W. S. and Denton, G. H.: The role of ocean-atmosphere reorganizations in glacial cycles, Geochimica Cosmochimica Acta, 53, 2465–2501, 1989. Broecker, W. S. and Henderson, G. M.: The sequence of events surrounding termination II and 65 CPD 2, 43–78, 2006 Ice-driven CO2 feedback on ice volume W. F. Ruddiman Title Page Abstract Introduction Conclusions References Tables Figures J I J I Back Close Full Screen / Esc Print Version Interactive Discussion EGU their implications for the cause of the glacial-interglacial CO2 changes, Paleoceanography, 13, 352–364, 1998. Broecker, W. S. and Peng, T.-H.: The cause of the glacial to interglacial atmospheric CO2 change: a polar alkalinity hypothesis, Global Biogeochem. Cycles, 3, 215–239, 1989. 5 Chappell, J. M. and Shackleton, N. J.: Oxygen isotopes and sea level, Nature, 324, 137–138, 1986. Clark, P. U., Alley, R. A., and Pollard, D.: Northern hemisphere ice-sheet influences on global climate change, Science, 286, 1104–1111, 1999. Denton, G. H., Alley, R. B., Comer, G. C., and Broecker, W. S.: The role of seasonality in abrupt 10 climate change, Quaternary Sci. Rev., 24, 1159–1182, 2005. Francois, R., Altabet, M. A., Yu, E.-I., Sigman, D. M., Bacon, M., Frank, M., Bohrmann, G., Bareille, G., and Labeyrie, L. D.: Contribution of Southern Ocean surface-water stratification to low atmospheric CO2 concentrations during the last glacial period, Nature, 389, 929–935, 1997. 15 Genthon, C., Barnola, J. M., Raynaud, D., Lorius, C., Jouzel, J., Barkov, N. I., Korotkevtich, Y. S., and Kotlyakov, V. M.: Vostok ice core: climatic response to CO2 and orbital forcing changes over the last climatic cycle, Nature, 329, 414–418, 1987. Hansen, J. E., Lacis, A., Rind, D., et al.: Climate sensitivity: analysis of mechanisms, in: Climate Processes and Sensitivity, edited by: Hansen, J. E. and Takahashi, T., Geophys. 20 Monogr., 29, 130–163 (AGU, Washington), 1984. Hays, J. D., Imbrie, J., and Shackleton, N. J.: Variations in the earth’s orbit: pacemaker of the ice ages, Science, 194, 1121–1132, 1976. Hoffert, M. I. and Covey, C.: Deriving global climate sensitivity from paleoclimate reconstructions, Nature, 360, 573–576, 1992. 25 Hovan, S. A., Rea, D. K., Pisias, N. G., and Shackleton, N. J.: A direct link between the China loess and marine O18 records: Aeolian flux to the North Pacific, Nature, 340, 296–298, 1989. Huybers, P. and Wunsch, C.: Obliquity pacing of the late Pleistocene glacial terminations, Nature, 434, 491–494, 2004. 30 Imbrie, J. and Imbrie, J. Z.: Modeling the climatic response to orbital variations, Science, 207, 943–953, 1980. Imbrie, J., Hays, J. D., Martinson, D. G., et al.: The orbital theory of Pleistocene climate: Support from a revised chronology of the marine d18O record, in: Milankovitch and Climate, 66 CPD 2, 43–78, 2006 Ice-driven CO2 feedback on ice volume W. F. Ruddiman Title Page Abstract Introduction Conclusions References Tables Figures J I J I Back Close Full Screen / Esc Print Version Interactive Discussion EGU edited by: Berger, A. L., Imbrie, J., Hays, J., et al., Part 1, 269–305, D. Reidel Publishing Company, 1984. Imbrie, J., Boyle, E. A., Clemens, S. C., et al.: On the structure and origin of major glaciation cycles. 1. Linear responses to Milankovitch forcing, Paleoceanography, 7, 701–738, 1992. 5 Imbrie, J., Berger, A., Boyle, E. A., et al.: On the structure and origin of major glaciation cycles. 2. The 100,000-year cycle, Paleoceanography, 8, 699–735, 1993. Jaccard, S. L., Haug, G. H., Sigman, D. M., Pedersen, T. F., Thierstein, H. R., and Rohl, U.: Glacial/interglacial changes in subarctic North Pacific stratification, Nature, 308, 1003–1006, 2005. 10 Kohfeld, K. E., Le Quere, C., Harrison, S. P., and Anderson, R. F.: Role of marine biology in glacial-interglacial CO2 cycles, Science, 308, 74–78, 2005. Kukla, G., An, Z. S., Melice, J. L., Gavin, J., and Xiao, J. L.: Magnetic Susceptibility Record of Chinese loess, Transactions Royal Society Edinburgh Earth Science, 81, 263–288, 1990. Kutzbach, J. E.: Monsoon climate of the early Holocene: Climate experiment with Earth’s orbital 15 parameters for 9000 years ago, Science, 214, 59–61, 1981. Levis, S. and Foley, J. A.: CO2 , climate and vegetation feedbacks at the last glacial maximum, J. Geophys. Res., 104, 31 191–31 198, 1999. Lisiecki, L. E. and Raymo, M. E.: A Plio-Pleistocene stack of 57 globally distributed benthic δ 18O records, Paleoceanography, 20, PA1003, doi:10.1029/2004PA001071, 2005. 20 Martin, J. H.: Glacial-interglacial CO2 changes: the iron hypothesis, Paleoceanography, 5, 1– 13, 1990. Mayewski, P. A., Meeker, L., Twickler, M. S., et al.: Major features and forcing of high latitude northern hemisphere atmospheric circulation using a 110,000 year long glaciochemistry series, J. Geophys. Res., 102, 26 345–26 366, 1996. 25 Milankovitch, M.: Kanon der Erdbestrahlung und seine Andwendung auf das Eiszeitenproblem, Royal Serbian Academy Special Publication, 133, Belgrade, 1941. Mix, A. C., Pisias, N. G., Rugh, W., Wilson, J., Morey, A., and Hagelberg, T. K.:, Benthic foraminifer stable isotope record from Site 849 (0–5 Ma): Local and global climate changes, Proceedings Ocean Drilling Program, 138, 371–412, 1995. 30 Morley, J. J. and Dworetsky, B. A.: Evolving Pliocene-Pleistocene climate: A North Pacific perspective, Quaternary Sci. Rev., 10, 225–237, 1991. Morely, J. J. and Hays, J. D.: Oceanographic conditions associated with high abundances of the radiolarian Cycladophora davisiana, Earth Planet. Sci. Lett., 66, 63–72, 1983. 67 CPD 2, 43–78, 2006 Ice-driven CO2 feedback on ice volume W. F. Ruddiman Title Page Abstract Introduction Conclusions References Tables Figures J I J I Back Close Full Screen / Esc Print Version Interactive Discussion EGU Muddlesee, M.: The phase relations among atmospheric CO2 content, temperature, and global ice volumeover the past 420 ka, Quaternary Sci. Rev., 20, 583–590, 2001. Muller, R. A. and MacDonald, G. J.: Ice ages and astronomical causes, Springer-Verlag, Berlin, 2000. 5 Oglesby, R. J. and Saltzman, B.: Sensitivity of the equilibrium surface temperature of a GCM to changes in atmospheric carbon dioxide, Geophys. Res. Lett., 17, 1089–1092, 1990. Petit, J. R., Jouzel, J., Raynaud, D., et al.: Climate and atmospheric history of the last 420,000 years from the Vostok ice core, Antarctica, Nature, 399, 429–436, 1999. Pisias, N. G. and Moore, T. C.: The evolution of Pleistocene climate: a time series approach, 10 Earth Planet. Sci. Lett., 52, 450–458, 1981. Pisias, N. G. and Shackleton, N. J.: Modeling the global climate response to orbital forcing and atmospheric carbon dioxide changes, Nature, 310, 757–759, 1986. Prell, W. L. and Kutzbach, J. E.: Sensitivity of the Indian monsoon to forcing parameters and implications for its evolution, Nature, 360, 647–652, 1992. 15 Raymo, M. E.: The timing of major climate terminations, Paleoceanography, 12, 577–585, 1997. Raymo, M. E.: Emiliani lecture: On glaciations and their causes, EOS Trans. American Geophysical Union, 86(52), PP 14A-01, 2005. Raymo, M. E. and Nisancioglu, K.: The 41 kyr world: Milankovitch’s other unsolved mystery, 20 Paleoceanography, 18, doi:10.1029/2002PA000791, 2003. Raymo, M. E., Ruddiman, W. F., Backman, J., Clement, B. M., and Martinson, D. G.: Late Pliocene variations in northern hemisphere ice sheets and North Atlantic deep water circulation, Paleoceanography, 4, 413–446, 1989. Raymo, M. E., Oppo, D. W., and Curry, W.: The mid-Pleistocene transition: A deep sea carbon 25 isotopic perspective, Paleoceanography, 12, 546–559, 1997. Raynaud, D., Chappellaz, J., Barnola, J. M., Korotkevtich, Y. S., and Lorius, C.: Climatic and CH4 cycle implications of glacial-interglacial CH4 change in the Vostok ice core, Nature, 333, 655–657, 1988. Ridgwell, A. J. and Watson, A. J.: Feedback between aeolian dust, climate, and atmospheric CO2 30 in glacial time, Paleoceanography, 17, doi:10.1029/2001PA000729, 2002. Ruddiman, W. F.: Orbital insolation, ice volume, and greenhouse gases, Quaternary Sci. Rev., 22, 1597–1629, 2003. Ruddiman, W. F. and McIntyre, A.: Ice-age thermal response and climatic role of the surface 68 CPD 2, 43–78, 2006 Ice-driven CO2 feedback on ice volume W. F. Ruddiman Title Page Abstract Introduction Conclusions References Tables Figures J I J I Back Close Full Screen / Esc Print Version Interactive Discussion EGU North Atlantic Ocean (40◦ N to 63◦ N), Geological Society America Bulletin, 95, 381–396, 1984. Ruddiman, W. F. and Raymo, M. E.: A methane-based time scale for Vostok ice: climatic implications, Quaternary Sci. Rev., 21, 141–155, 2003. 5 Ruddiman, W. F., Raymo, M. E., and McIntyre, A.: Matuyama 41,000-year cycles: North Atlantic Ocean and northern hemisphere ice sheets, Earth Planet. Sci. Lett., 80, 117–129, 1986. Shackleton, N. J.: The 100,000-year ice-age cycle identified and found to lag temperature, carbon dioxide, and orbital eccentricity, Science, 289, 1897–1902, 2000. Shackleton, N. J. and Opdyke, N. D.: Oxygen-isotope stratigraphy and paleomagnetic stratig10 raphy of Pacific core v28-239 late Pliocene to latest Pleistocene, in: Investigation of Late Quaternary Paleoceanography and Paleoclimatology, edited by: Cline, R. M. and Hays, J. D., Memoir 145, 449–464, Geol. Soc. Amer., Boulder, 1976. Siegenthaler, U., Stocker, T. F., Monin, E., et al.: Stable carbon cycle-climate relationship during the late Pleistocene, Science, 310, 1313–1317, 2005. 15 Sigman, D. M. and Boyle, E. A.: Glacial/interglacial variations in atmospheric carbon dioxide, Nature, 407, 859–869, 2000. Stephens, B. B. and Keeling, R. F.: The influence of Antarctic sea ice on glacial/interglacial CO2 variations, Nature, 404, 171–174, 2000. Vettoretti, G. and Peltier, W. R.: Sensitivity of glacial inception to orbital and greenhouse gas 20 climate forcing, Quaternary Sci. Rev., 23, 499–519, 2004. Young, M. A. and Bradley, R. S.: Insolation gradients and the paleoclimatic record, in: Milankovitch and Climate, Part 2, edited by: Berger, A. L., Imbrie, J., Hays, J., et al., pp. 707–713, D. Reidel, Norwell, MA, 1984. Yuan, D., Hai, C., Edwards, R. L., Dykoski, C. A., Kelly, M. J., Zhang, M., Qing, J., Lin, Y., 25 Wang, Y., Wu, J., Dorale, J. A., An, Z., and Cai, Y.: Timing, duration, and transitions of the last interglacial Asian monsoon, Science, 304, 575–578, 2004. 6 |