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| ミランコヴィッチメニューへ戻る Modelled atmospheric temperatures and global sea levels over the past million years Richard Bintanja1 , Roderik S.W. van de Wal1 & Johannes Oerlemans1 堆積物の酸素同位体組成の海洋記録は、地球の気候が過去100万年の間に氷期と間氷期の連続を経てきたことを示しています。しかし、氷床での同位体貯蔵と深海温度の両方が記録された同位体組成に影響を与えるため、酸素同位体記録の解釈は複雑です1–5。 これらの2つの影響を分離するには、海面または深海温度の長い記録が必要になりますが、現在は利用できません。ここでは、北半球の氷床6と海温の結合モデルを使用し、57の世界的に分布する堆積物コアから収集された過去100万年間の酸素同位体記録と一致させ、両方の寄与を同時に定量化します。酸素同位体組成の変動に対する氷床の寄与は、氷期の初めの10％から最終氷期最盛期の60％まで変化し、強い海の冷却が遅い氷床の蓄積に先行したことを示唆していることがわかります。このモデルは、40〜808 Nの大陸平均表面温度、氷の体積、および全球の海面の相互に一貫した時系列を生成します。 極端な氷河期の間、気温は現在よりも17 6 1.8 8C低く、海面は120 6 10mで大陸の氷に相当することがわかりました。海洋酸素同位体記録は、過去数百万年にわたる気候変動に関する詳細な情報を提供してきました7。ただし、信号は主に2つのメカニズム（局所的な水路の影響は別として）の影響を受けるため、酸素同位体（d18O比）の変動の解釈は簡単ではありません。 1つ目は、氷河の状態での優先的な蒸発とそれに続く氷床へのより軽い酸素同位体の取り込みであり、これは海洋のd18O値（「氷床部分」）に影響を与えます。 2番目のメカニズムは、主に底生有孔虫による方解石へのd 18Oの取り込みに関連しています。これは、殻の結晶化時の局所的な深層水温に依存します8（「深層水部分」）。これら2つの影響を分離する以前の試みでは、独立した温度と海面の記録を使用して、氷床part1、9または深海part3のいずれかを推定していました。主に局所的な水塊の変動性のために、かなりの不確実性はあるものの、これらの研究は、海面と深海温度の長い（数100、000年または100 kyr）結合された記録をもたらしました。 これらは、氷河の深海が今日より2〜3 8℃低いことを示しており、これは化石オストラコードのMg / Ca比から推測される温度と一致しています10。私たちは別のアプローチを試みました。氷河期と間氷期のタイムスケールで、平均底生酸素同位体記録の主な要因である北半球の氷床同位体含有量と局所的な深海温度の両方が両方であるという事実を利用しています。北半球の中緯度から亜極地の表面気温に強く関連しています。これにより、地表気温に制約が課せられ、事前に知る必要なしに、氷床と深海の部分を同時に一貫して分離することができました。 d 18Oデータのみに基づいて、私たちの方法はさらに、地表気温、全球海面、氷の体積、氷の同位体含有量などの実際の気候変数の再構築を提供します。 理想的には、再構成は可能な限り一般的に代表的なものである必要があります。これは、入力d18Oレコードを適切に選択することで実現できます。今日、底生d18Oの多くの長い記録が存在し、すべてが地球規模の情報を運んでいますが、それらの地球規模の信号に重ね合わされているのは、局所的な水路効果の未知の影響です5。この変動性は、再構築に不利な不確実性をもたらします。このため、57の世界的に分布した記録11に基づいて最近開発された底生d18Oスタックを選択し、氷床-海温モデルを推進しました（2つの個別の記録の結果は補足情報に示されています）。 このスタックでは、地域の影響が平均化されており、現在入手可能な世界で最も代表的な底生生物のd18Oレコードになっていると想定しています。この平均d18O信号を氷床部分と深海部分に分離するために、最近提案された同様の方法に基づいた、図1に視覚化された「逆」手法を使用しました12。この手法の基本的な概念は、入力という厳しい要件の下で、モデルに北半球の亜極表面気温（陸氷での同位体貯蔵（したがって海洋からの抽出）と深海温度を支配する変数）を決定させることです。  図1 |逆の手順の概略図。このルーチンは、モデル化された海洋同位体値（I m（t））と0.1 kyr後の観測値（Io（tþ0.1kyr））の差に基づいて、平均地表気温異常（DT）を計算します。 DTの値は、2つの物理システムに供給されます。（1）左側の氷床と物質収支モジュール、および（2）右側の大気-深海温度結合モジュールです。物質収支モジュールは、空間的（x）、季節的（s）、時間的（t）に変化する表面物質収支（M）のフィールドと、降水の同位体含有量（Ip）を、Ipの初期の現在の（0）フィールドを使用して計算します。地表気温（T）と降水量（P）、および時間的に変化する軌道誘導日射量（Q）。 MとIpは、氷床モジュールによって使用され、物質収支ルーチンにフィードバックされる氷床の表面高さ（H）と表面アルベド（a）の新しい分布を計算します。氷床ルーチンは、平均氷床同位体含有量（Ii）、氷床体積（Vi）、および全球海面（S）を決定します。これらの値は、深海温度（DTo）とともに、逆ルーチンに供給される海洋同位体値（I m）を評価するために海洋ルーチンによって使用されます。この手順により、DT、DTo、Vi、S、およびIiの相互に一貫した時系列が生成されます。観測された（入力）変数は赤で、モデル化された変数は黒で表示されます 海洋d18O記録は正確に追跡されます（詳細は方法を参照）。モデルは、現在と同様の間氷期の条件で、現在（BP）の1,070 kyrから開始し、現在まで実行します。これにより、現在からの地表気温偏差（408〜808 Nの平均大陸値）、氷量、全球海面、および酸素同位体の氷床と深層水成分の、途切れることなく内部的に一貫した1,070kyrの時系列が得られました。 0.1kyrの時間間隔で信号を送ります。再構築された北半球の表面気温の変動は、入力された酸素同位体記録の変動に厳密に従います（図2）。私たちの逆の手順では、海洋が同位体的に重くなると、気温を下げて同位体的に軽い氷床を構築し、深海を冷却する必要があります。 前者は比較的遅いメカニズムです。入力同位体信号は、氷河期から間氷期の温度変化の振幅も決定し、過去700年間で最も強い変動が発生します。この期間のモデル化された北半球の極端な地表気温は、現在より17 8C低く、1j誤差は2.7 8Cであり、最終氷期最盛期の亜寒帯ユーラシアにおける陸上の代理地表気温の異常と一致しています（LGM; 20 kyr BP ）212〜218 8C（参照13）。 1,070-kyr期間の平均気温は、現在より9.48℃低いと計算されました。特に過去400年間、再構築された中緯度-亜寒帯北半球の気温記録は、現在利用可能な最長の気温代理記録であるドームC、南半球の独立したdD（重水素）記録と比べて遜色ありません（図2）。  図2 | 再構築された北半球の表面気温の1,070-kyr時系列。 また、658 N（赤）での7月の日射量、入力海洋酸素同位体スタック11（黒）、現在からのモデル化された表面気温偏差（408〜808 Nの大陸の平均）（青）、および南極dD（参照。 14）（緑）。 絶縁、d18O、および温度は同位体スタックのタイムスケール11で示され、dDは独自のタイムスケール14で示されます。 温度曲線の誤差包絡線は、感度テストから得られた1j相当の信頼限界を表します（方法を参照）。 これは、数千年のタイムスケールでの温度変動のグローバルな一貫性を示唆していますが、両方の記録の年代測定の不確実性により、起こり得る半球間の位相差を確実に決定することはできません。氷河間氷期の温度変化の大きさはdDのそれと一致しており、400、330、120 kyrBPで現在よりも暖かい間氷期が両方の記録で見られます。私たちのアプローチは、南極のdD記録と一致して、氷河期の始まりは常に強い温度低下9（4 8C kyr21の最大冷却）によって特徴づけられることを示しています。 最終氷期の開始段階での115kyr BP前後の再構築された冷却速度は、北グリーンランドアイスコアプロジェクト（NGRIP）の氷床コア（中央グリーンランド）で観察されたd18O推定温度低下とも一致します15。したがって、間氷期に続く氷床の蓄積は、急激な気候冷却に関連しています。氷期-間氷期の南極のdDシフトは、約10 8Cの温度振幅に対応し、北半球の氷期が現在と比較して南極よりも著しく寒かったことを示唆しています4。化石サンゴ礁から推定される再構築されたsdeの変動17。興味深いことに、ユーラシアの氷床の寄与は、せいぜい40 mの海面相当でした（図3a）。  図3 過去の全球海面の時系列。 a、再構築された全球海面（青）。感度テストに基づく1j信頼限界（方法を参照）、および海面に相当するユーラシア（赤）と北アメリカ（緑）からの寄与。 世界の海面の変動は、北アメリカの氷床によって支配されています。 b、再構築された全球海面とその1jの不確実性（青）と、470キロの紅海盆地堆積物d18Oレコード16（緑の四角）および最後の氷河サイクル17のニューギニアとバルバドスのサンゴ礁データ（赤の四角）との比較。 タイムスケールとエラーバーは、それぞれの研究から取得されます。 したがって、最も激しい氷河期の間、北半球の氷床の成長は北アメリカに限定されていました。これは、少なくともLGMについては、地形学的再構成18およびモデリング研究19と一致しています。冷たい氷河の状態が100キロの期間続いたとき、北アメリカの東のローレンタイド氷床と西のコルディエラ氷床は、現在のカナダの大部分をカバーする1つの巨大な氷床に融合することができました19。 ユーラシア大陸では、フェンノスカンジアンの氷床は一貫して西部の大陸棚の縁に押しやられていましたが、非常に乾燥した状態では東部への拡大が妨げられていました20。この地理的影響により、冷たい氷河条件下でのフェノスカンジア氷床のさらなる成長が制限されました。氷床のモデル化された平均同位体組成は、225から232‰の間でのみ変化します（図4、下）。  図4 1,070kyrの期間にわたるさまざまな同位体信号の変動。 現在の値を3.22‰差し引いた（緑）観測された海洋同位体信号は、氷床の寄与（赤）と深海温度（青）の寄与（両方ともシミュレート）で構成されています。 海洋同位体信号全体に対する氷床のモデル化された相対的な寄与は、氷期から間氷期のサイクルで大きく変化します（黒）。 対照的に、ユーラシア（オレンジ）と北アメリカ（紫）の氷床のシミュレートされた平均同位体含有量は、大きな変動を示しません。 欠落している値は、重要な大陸の氷がない期間を表します。 これは、海洋酸素同位体信号の氷床部分が氷量変動によって支配されていることを示しています。ローレンタイド氷床の場合、232‰のLGM値は、氷底方解石の231 ^ 3‰のd18O値に基づく推定値と非常によく比較されます（参照8）。海洋d18O信号のモデル化された深海部分は、氷床の始まりで急速な増加を示し（図4、上）、氷床の蓄積に先立つ強い海洋冷却（2〜2.5 8C）を示しています。この発見は海面と一致しています e温度は、他の北大西洋の堆積物コア21に基づいており、氷床コアの温度プロキシ14,15で示されているように地表空気が強力に冷却されています（図2）。拡大する氷床での軽い同位体の貯蔵の強化により、d18O信号の氷床部分が氷河期の極限に向かって着実に増加し、その後、退氷期に急激に減少します。氷河期の初期のわずか10％から約60％に体系的に上昇します。 最終氷期最盛期（図4、中央）は、海洋同位体値を海面に線形に変換できないことを示しています（補足情報を参照）。後者は、LGM中の平均海洋同位体増加1.05‰に相当します。これは、1.05 ^ 0.2‰（参照8、22）の残存間隙水のd18Oに基づく推定値と非常によく一致します。私たちの方法の主な強みは、海洋d18O信号の氷床部分と深海部分を分離することにより、地表気温、氷量、および全球海面の長く相互に一貫した記録を生成することです。 これにより、これらの気候変数の変動のタイミングを正確に比較することができます。一例として、我々の結果は、気温の変化（大気と海洋）が北半球の氷の体積の変化を導くことを示しています。北半球の氷床は、特に氷河の開始段階だけでなく、終了時にも北アメリカの氷床によって支配されています5。 将来の分析は、氷河期の気候変動に関する原因と影響についての手がかりを生み出すかもしれません。方法逆の手順。逆の手順（観測に制約のあるフォワードモデリング）は、モデル化された海洋同位体値（I m（t））の差に基づいて、現在（DT）と比較した地表気温（408 2 808 Nを超える大陸平均）の計算を中心にしています。 ）および観測値dt（¼0.1kyr）後（I o（tþdt））：DT¼DTb.þc½ImðtÞ2IoðtþdtÞ右側の最初の項は、最後のbkyrの平均DTを表します。時間tに先行し、第2項のパラメータcは、DTが海洋同位体記録の変動にどれだけ迅速に応答するかを決定します。 b（¼2kyr）とc（¼1608C‰21）の最適値は、1,070-kyr期間にわたってモデル化された海洋d18Oと観測された海洋d18Oの差の2乗の合計を最小化することによって得られました。これらの値を使用すると、差は常にd18O信号の0.25％未満のままでした。 手順は次のとおりです（図1も参照）。モデル化された同位体値が0.1 kyr後のIoの値よりも小さい場合、（1）モデル海洋はその相対的な重い同位体含有量を増加させる必要があるため、温度は低下するはずです。氷床の蓄積（軽い同位体が優先的に保存される場所）、および（2）有孔虫の炭酸塩殻における18Oのモデル化された取り込みが増加するはずです（明らかに、温暖化はIm。Ioで発生します）。 その後、新しい海洋同位体値は、更新された大気温度から次のように評価されます。VoIm2ðVoImÞPD¼2lViIi2gDTo;ここで、VoとViはそれぞれ海洋と氷の体積（km3水換算）を表し（PDは現在の状態を表します）、Iiは氷床の同位体含有量（‰）、DToは現在からの深海温度の異常（ 8C）およびlとgは経験的パラメータです（以下で説明します）。温度が下がると、右側の氷床と深海の両方の項が大きくなります（IiとDToは負の値になります）。したがって、シミュレートされた海洋同位体値（I m）は必要に応じて増加します。 次に、その新しい値が次のタイムステップに渡され、気温の次の変化が評価されます。この手順は、1,070 kyr BPから始まり、現在まで0.1kyrのステップで実行されます。氷床と深海のモデル。この方法の物理的な部分は、（1）同位体収支を含む氷床モデル、および（2）大気と深層水の温度結合の2つのコンポーネントで構成されます。 1つ目は、大陸の氷（ViIi）に保存されている（軽い）同位体の量に依存する、海洋の同位体組成の変化です。北半球の氷床（Greenland5を除く）の進化をシミュレートするために、詳細な3次元の熱機械氷床「棚氷」の岩盤モデルを使用して、氷の厚さ、氷の温度、岩盤の高さの予測方程式を解きました6,12。氷床同位体収支の変化は明示的に計算されましたが、これまではほとんど試みられていませんでした23,24。 積雪における空間的および時間的なd18Oの変動は、地表の気温に依存すると想定されています25,26。氷床の一部になると、d18Oコンテンツ（パッシブトレーサー）は、垂直方向に平均化された氷の速度で下り坂に運ばれます。海洋酸素同位体変化の氷床部分の大部分は、北半球の氷床に起因する可能性がありますが、すべてではありません。南極とグリーンランドの氷床の同位体含有量と体積の氷期間氷期の違いに基づいて8,27、それらを合わせると、地球規模の海洋同位体変動に5％（したがって、l¼1.05）、海面vaに15％寄与すると推定されます。 riations6。 2番目のモデルコンポーネントは、底生d18Oの深層水温（DTo）への依存性に関連しています。これを考慮に入れるために、我々は平均深海温度と北半球表面気温の間の結合を組み込む必要がありました。そして、それは垂直混合と深水形成を通して関係しています。いくつかのプロキシベースの深層水温の再構築は、氷河期の方が氷期間よりも底層水温が数度低いことを示しています8–10。さらに、長期（氷河期-間氷期）の深海および表面温度の代理変動は、それらの間の単純な関係を使用して正当化するのに十分な一貫性を示します。 したがって、理想化された気候海洋モデル28を使用して、深海温度（dTd）の3キロ平均北半球中緯度地表気温（dTa）への依存性をパラメーター化しました。これらは両方とも現在からの偏差です28：dTd¼0.2 dTa。これにより、dTdとdTaの間に2〜5kyrのラグが効果的に導入されます。次に、深海温度とd18Oの間の20.28‰8C21の傾きを持つ経験的線形関係29（参照8）は、酸素同位体信号の深海部分を定量化します（したがって、g¼0.28‰8C21）。不確実性の推定。メソッドに関連する不確実性を定量化するために、いくつかの感度テストが実行されました（図2および3のエラーエンベロープ）。これらは、主要なモデル/入力パラメータ12の不確実性に基づいています：入力酸素同位体記録（スタックの標準誤差11、局所的な深層水塊の変動性の測定値5,8を反映）、温度強制の季節性の変化12、温度降水量の–d18O関係25（特に、時間的に変動し、定量化が不十分なドール効果30に関連する）、大気-深層水温のeaレベルは、入力d18O信号のレベルに従います（図3a）。最大の氷河の極端な時期には、海面は現在より125 ^ 12 m低く、700 kyrBP以前は極端な低さは少なかった。 私たちの再構築された海面記録は、特に最終氷期（図3b）で利用可能な最長の連続海面記録の1つである470kyrの紅海堆積物d18O記録16に基づく海面推定値とよく一致しています。化石サンゴ礁から推定される海面データ17。興味深いことに、ユーラシアの氷床の寄与は、せいぜい40 mの海面相当でした（図3a）。 したがって、最も激しい氷河期の間、北半球の氷床の成長は北アメリカに限定されていました。これは、少なくともLGMについては、地形学的再構成18およびモデリング研究19と一致しています。冷たい氷河の状態が100キロの期間続いたとき、北アメリカの東のローレンタイド氷床と西のコルディエラ氷床は、現在のカナダの大部分をカバーする1つの巨大な氷床に融合することができました19。ユーラシア大陸では、フェンノスカンジアンの氷床は一貫して西部の大陸棚の縁に押しやられていましたが、非常に乾燥した状態では東部への拡大が妨げられていました20。この地理的影響により、冷たい氷河条件下でのフェノスカンジア氷床のさらなる成長が制限されました。 氷床のモデル化された平均同位体組成は、225から232‰の間でのみ変化します（図4、下）。これは、海洋酸素同位体信号の氷床部分が氷量変動によって支配されていることを示しています。ローレンタイド氷床の場合、232‰のLGM値は、氷底方解石の231 ^ 3‰のd18O値に基づく推定値と非常によく比較されます（参照8）。海洋d18O信号のモデル化された深海部分は、氷床の始まりで急速な増加を示し（図4、上）、氷床の蓄積に先立つ強い海洋冷却（2〜2.5 8C）を示しています。この発見は、他の北大西洋の堆積物コア21に基づく海面水温の推定値、および氷床コア温度プロキシ14,15によって示されるように地表空気の強力な冷却と一致しています（図2）。 拡大する氷床での軽い同位体の貯蔵の強化により、d18O信号の氷床部分が氷河期の極限に向かって着実に増加し、その後、退氷期に急激に減少します。氷河期の初期のわずか10％から約60％に体系的に上昇します。最終氷期最盛期（図4、中央）は、海洋同位体値を海面に線形に変換できないことを示しています（補足情報を参照）。後者は、LGM中の平均海洋同位体増加1.05‰に相当します。これは、1.05 ^ 0.2‰（参照8、22）の残存間隙水のd18Oに基づく推定値と非常によく一致します。 私たちの方法の主な強みは、海洋d18O信号の氷床部分と深海部分を分離することにより、地表気温、氷量、および全球海面の長く相互に一貫した記録を生成することです。これにより、これらの気候変数の変動のタイミングを正確に比較することができます。一例として、我々の結果は、気温の変化（大気と海洋）が北半球の氷の体積の変化を導くことを示しています。北半球の氷床は、特に氷河の開始段階だけでなく、終了時にも北アメリカの氷床によって支配されています5。将来の分析は、氷河期の気候変動に関する原因と影響についての手がかりを生み出すかもしれません。 方法 逆の手順。逆の手順（観測に制約のあるフォワードモデリング）は、モデル化された海洋同位体値（I m（t））の差に基づいて、現在（DT）と比較した地表気温（408 2 808 Nを超える大陸平均）の計算を中心にしています。 ）および観測値dt（¼0.1kyr）後（I o（tþdt））：DT¼DTb.þc½ImðtÞ2IoðtþdtÞ右側の最初の項は、最後のbkyrの平均DTを表します。時間tに先行し、第2項のパラメータcは、DTが海洋同位体記録の変動にどれだけ迅速に応答するかを決定します。 b（¼2kyr）とc（¼1608C‰21）の最適値は、1,070-kyr期間にわたってモデル化された海洋d18Oと観測された海洋d18Oの差の2乗の合計を最小化することによって得られました。これらの値を使用すると、差は常にd18O信号の0.25％未満のままでした。手順は次のとおりです（図1も参照）。モデル化された同位体値が0.1 kyr後のIoの値よりも小さい場合、（1）モデル海洋はその相対的な重い同位体含有量を増加させる必要があるため、温度は低下するはずです。 氷床の蓄積（軽い同位体が優先的に保存される場所）、および（2）有孔虫の炭酸塩殻における18Oのモデル化された取り込みが増加するはずです（明らかに、温暖化はIm。Ioで発生します）。その後、新しい海洋同位体値は、更新された大気温度から次のように評価されます。VoIm2ðVoImÞPD¼2lViIi2gDTo;ここで、VoとViはそれぞれ海洋と氷の体積（km3水換算）を表し（PDは現在の状態を表します）、Iiは氷床の同位体含有量（‰）、DToは現在からの深海温度の異常（ 8C）およびlとgは経験的パラメータです（以下で説明します）。 温度が下がると、右側の氷床と深海の両方の項が大きくなります（IiとDToは負の値になります）。したがって、シミュレートされた海洋同位体値（I m）は必要に応じて増加します。次に、その新しい値が次のタイムステップに渡され、気温の次の変化が評価されます。この手順は、1,070 kyr BPから始まり、現在まで0.1kyrのステップで実行されます。氷床と深海のモデル。この方法の物理的な部分は、（1）同位体収支を含む氷床モデル、および（2）大気と深層水の温度結合の2つのコンポーネントで構成されます。 1つ目は、大陸の氷（ViIi）に保存されている（軽い）同位体の量に依存する、海洋の同位体組成の変化です。北半球の氷床（Greenland5を除く）の進化をシミュレートするために、詳細な3次元の熱機械氷床「棚氷」の岩盤モデルを使用して、氷の厚さ、氷の温度、岩盤の高さの予測方程式を解きました6,12。氷床同位体収支の変化は明示的に計算されましたが、これまではほとんど試みられていませんでした23,24。積雪における空間的および時間的なd18Oの変動は、地表の気温に依存すると想定されています25,26。氷床の一部になると、d18Oコンテンツ（パッシブトレーサー）は、垂直方向に平均化された氷の速度で下り坂に運ばれます。 海洋酸素同位体変化の氷床部分の大部分は、北半球の氷床に起因する可能性がありますが、すべてではありません。南極とグリーンランドの氷床の同位体含有量と体積の氷期間氷期の違いに基づいて8,27、それらを合わせると、世界の海洋同位体変動に5％（したがって、l¼1.05）、海面変動に15％寄与すると推定されます6。 。 2番目のモデルコンポーネントは、底生d18Oの深層水温（DTo）への依存性に関連しています。 これを考慮に入れるために、我々は平均深海温度と北半球表面気温の間の結合を組み込む必要がありました。そして、それは垂直混合と深水形成を通して関係しています。いくつかのプロキシベースの深層水温の再構築は、氷河期の方が氷期間よりも底層水温が数度低いことを示しています8–10。さらに、長期（氷河期-間氷期）の深海および表面温度の代理変動は、それらの間の単純な関係を使用して正当化するのに十分な一貫性を示します。 したがって、理想化された気候海洋モデル28を使用して、深海温度（dTd）の3キロ平均北半球中緯度地表気温（dTa）への依存性をパラメーター化しました。これらは両方とも現在からの偏差です28：dTd¼0.2 dTa。これにより、dTdとdTaの間に2〜5kyrのラグが効果的に導入されます。次に、深海温度とd18Oの間の20.28‰8C21の傾きを持つ経験的線形関係29（参照8）は、酸素同位体信号の深海部分を定量化します（したがって、g¼0.28‰8C21）。不確実性の推定。メソッドに関連する不確実性を定量化するために、いくつかの感度テストが実行されました（図2および3のエラーエンベロープ）。 これらは、主要なモデル/入力パラメータ12の不確実性に基づいています：入力酸素同位体記録（標準を反映）スタックの誤差11、局所的な深層水塊の変動性の尺度5,8）、強制温度の季節性の変化12、降水量の温度とd18Oの関係25（特に、時間的に変動し、定量化が不十分なドール効果30に関連する）、 大気と深層水温の関係、および南極大陸とグリーンランドからの同位体の寄与。 Received 7 March; accepted 29 June 2005. 1. 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