|
|
| ミランコヴィッチメニューへ戻る Sea surface temperature at the Last Glacial Maximum: A reconstruction using the modern analog technique Melissa Trend‐Staid Warren L. Prell First published: 21 November 2002 抄録 1] 我々は、大西洋、インド洋、太平洋の浮遊性有孔虫類292種のサンプルと最新のアナログ技術（MAT）を用いて最終氷期最盛期の海面水温（SST）を再構成した。LGMの海面水温マップは、LGMの気候と循環パターンを反映した多くの重要なパターンと勾配を明らかにした。最も重要な結果の一つは、大西洋中部から東部の熱帯域での年平均気温が2°-6℃低下し、太平洋東部の熱帯域では8℃上昇したことである。これらの変化は、これら2つの盆地の赤道域の東西の海面水温勾配を現代に比べて増加させる結果となった。 また、3つの海盆の東側境界流の海面水温は、いずれも現代に比べて低温であった。また、黒潮・北太平洋海流と湾流・北大西洋ドリフトでは、帯状の流れのパターンが多くなった。これらの変化は、中緯度から赤道域にかけての海面水温勾配がより強くなったことを示しており、その結果、循環がより強くなり、帯状の風が増加したと考えられる。熱帯およびインド洋北部の大部分の海面水温は、現代の気温の２℃以内であった。これまでの研究結果と同様に、西熱帯の大部分と亜熱帯では、すべての海洋盆地で海面水温の変化が少ないことが示された。 1. 序論 2] 海面は海洋と大気の境界であり、海洋と大気の循環において重要な役割を果たしている。 海面水温（SST）は、海洋と大気の間の熱や水分の移動の方向や速度を決定するため、これらの循環系の重要な境界条件となっている。最後の氷期最盛期（LGM）の期間は、氷冠、海面、植生、大陸性気候の点で現代とは大きく異なる境界条件であるため、海洋学者や気候モデル研究者の関心を集めています。LGMの海面水温が現代とどのように異なっていたかについては、未だに論争の的となっている。このような状況を正確に再現できれば、海洋-大気システムの大規模な変化パターンの理解が深まり、将来の気候を予測するために用いられてきた気候モデルの検証にも役立つだろう。本研究では、大気への熱供給源である熱帯・亜熱帯の海洋を中心に研究を進めています。これらの理由から、最終氷期最大海面水温の正確な再構成は、過去と未来の気候を理解する上で非常に重要である。 3] 何年も前に、4 つの異なるプランクトン群の動物/植物のセンサス数を用いて LGM 海面水温の再構成が行われたが [CLIMAP プロジェクトメンバー、1976 年、1981 年]、その研究の結果のいくつかは疑問視されてきた。特に、CLIMAPによって発見された、近世と中世の間の低緯度海洋における小さな温度変化は、陸上と海洋の両方のデータを研究している多くの研究者によって疑問視されてきた。熱帯山地の雪線降下 [Webster and Streton, 1979; Rind and Peteet, 1985] と低緯度地下水からの希ガス温度 [Stute et al., 1995] は、陸域では約 5℃の低緯度での熱帯冷却の証拠となっている。 海洋では、サンゴのSr/Ca比が熱帯冷却を示唆している[Guilderson et al., 1994; Beck et al., 1997]。一方、有孔虫の酸素同位体 [Broecker, 1986; Birchfield, 1987; Billups and Spero, 1996; Stott and Tang, 1996] とコッコリスのアルケノンの結果 [Lyle et al., 1992; Rostek et al., 1993, Sikes and Keigwin, 1994] は、CLIMAP の結果と一致しており、熱帯域の海面水温が緩やかな冷却を示している (詳細な議論は Broecker [1996] を参照)。西太平洋での小幅な冷却（2°-3℃）の陸域証拠は、Hope and Tulip [1994]によって、標高 780m のイリアンジャヤ低地の花粉記録に基づいて発見された [4]。 4] 陸域と海面温の再構成の各手法には、仮定と不確実性が含まれており、それが推定値の不一致の一因となっている可能性がある。太平洋のCLIMAP LGM海面水温の推定値の多くは、最大4つの異なる動物/植物群の平均に基づいていた。これらのグループ（珪藻類、コッコリス、有孔虫、放散虫）は、1つのサンプルで異なる海面水温の推定値になることがあり、そのため、最終的な推定値を作成するために値が除去されたり、平均化されたりしていました。 これに対し、本研究では、1つの動物群（浮遊性有孔虫）のみを用いて海面水温を推定している。この方法では、炭酸塩堆積物は溶解の影響を受けるため、再構成の地理的範囲が限られてしまうという欠点がある。これまでの生物学的再構成における第二の誤りの原因は、多くの研究者の間で分類学的に不一致があったことである。本研究では、新たに拡張したコアトップデータベースを用いて、分類学的に一貫性のあるデータを作成し、ほとんどのサンプルを一人の作業者がチェックした。 この研究は、新旧の有孔虫類データの重要な再解析を意味している。また、最新のアナログ技術[Hutson, 1980; Prell, 1985]を改良したものを使用しており、校正データベースが適切であれば、Imbrie and Kipp [1971]によって開発された伝達関数法よりも優れた海面水温推定値が得られることが示されている[Ortiz and Mix, 1997; Gonzalez-Donoso and Linares, 1998]。 MATにはImbrie and Kipp法に比べていくつかの利点がある。最も重要なことは、MATによって提供される海面水温推定値は、CLIMAP伝達関数によって生成されたものよりも、観測された海面水温との相関係数が高いことである[Prell, 1985; Ortiz and Mix, 1997, Pflaumannら, 1996]。アナログサンプルの地理的位置は、サンプルサイトの古海洋レジームの再構成に有用な追加情報を提供する。伝達関数法と比較したMATの明確な利点は、保存状態の悪いサンプルによって生じる推定バイアスの影響を受けにくいということである。 本研究では、292 個の深海堆積物サンプルから得られた浮遊性有孔虫の分布をもとに、最終氷期の海面水温を再構成した。最終氷期最盛期を、海洋酸素同位体比で示される地球規模での最大氷期の間隔（第2段階のほぼ中間点）と定義した。 本研究では、CLIMAPの再構成以来、初めての大規模なLGM海面水温の再構成を行った。今回の再構成では有孔虫類のデータのみを用いたため、南洋と太平洋の一部は再構成されない。これらの地域は、炭酸塩の溶解により炭酸塩堆積物が不足しています。 CLIMAP の再構成をめぐる論争の多くは、データの地理的範囲外での結果の外挿に起因してい る可能性がある[Broccoli and Marciniak, 1996]。客観的な再構成を作成するために、有孔虫データからの大幅な外挿は行わない。LGM のマップは、この再構成と CLIMAP 再構成との間の海面水温推定値の点対点の差を示すマップと共に示されている（図 7）。 データセットと海面水温推定技術が大幅に改善されたことで、以下のような疑問に答えることができると期待されています。 熱帯域の冷え込みはどの程度だったのか？ 我々の改善された海面水温推定値は CLIMAP の結果と比較してどうなのか？我々の再構成とCLIMAPの間には地域的な違いがあるのか？ 低緯度の温度勾配にはどのような循環動態の変化が見られるか？ 2. データ この再構成に使用したすべてのサンプルは、深海堆積物サンプルから得られた浮遊性有孔虫の動物群数から構成されている。上述したように、我々のデータセットは、すべてのコアトップ校正サンプルと 83%の LGM サンプルが一人の作業員によって分類学的整合性のためにレビューされているという点で、これまでのデータセットよりも改善されている。例外は以下の通りである。 (1) Thompson [1981] からの太平洋の LGM 39 サンプルは再集計のために利用できなかったが、Parker [1962] の分類法に従っており、我々の分類法と一致している。Thompsonのコアトップ分類法は我々の分類法と一致していたので、我々はLGMサンプルも同様に一致していると仮定した。 (2) また、カリフォルニア海流域のOrtiz et al. これらのサンプルはブラウンでは確認されていないが，使用されている分類法は我々のものと一致していると考えられる(J. Ortiz, personal communication, 2000)。A. Martinら（準備中の原稿，2000年）の分類法を他のすべてのサンプルに使用した。これは、Parker [1962]の分類法とBe [1967]の分類法を組み合わせたものである。 人為的に作成されたP-Dインターグレード[Kipp, 1976]を除去し、>150μmのサイズ分率で40種とコイリング品種を同定した。サンプルは、ImbrieとKipp [1971]によって概説されたように調製した。我々は、サンプルの86％で少なくとも300の標本を数え、残りのサンプルでは少なくとも200の標本を数えた。多くの試料は CLIMAP プロジェクトメンバー[1981]の研究で使用されたものである。 2.1. ブラウン最終氷期最大データベース(BLGM) 7] 我々の LGM データベース（BLGM）は、大西洋とインド洋にある 292 のサンプルから構成されており、太平洋にあるサンプルは少ない（図 1a）[Prell et al. 8つの大西洋のサンプルと1つの太平洋のサンプルは、0.25の非類似度カットオフ値を使用して、適切な最新の類似体を持っていませんでした（方法のセクションを参照）。  図1 図形ビューアで開く パワーポイント (a) Brown LGMデータベース（BLGM）の292サンプルの位置と非類似度。アスタリスクは現代の類似体を持たないLGMサンプルを示す。(b) Brown Foraminiferal Database (BFD)のコアトップサンプル1219個の位置。 したがって、我々の再構成は283のLGMサンプルに基づいている。これら283サンプルのうち、270サンプルには、0.25カットオフ値よりも小さい非類似度値を持つ10の最新のアナログが存在します。CLIMAPプロジェクトメンバー[1981]と比較すると、データベースの拡張領域はインド洋であり、我々は93のLGMサンプルを持っています。これは、以前のインド洋再構成で使用されたサンプル数の2倍以上である[Prell et al., 1980; CLIMAP Project Members, 1981]。 また、太平洋暖流プールの臨界域の LGM データベースを拡張した。コア中の LGM の深さレベルは、C14 年代測定、δ18O 測定、炭酸塩層序、生物層序を含む様々な技術を用いて決定した。年代層序の詳細については、CLIMAP プロジェクトメンバー[1981]が議論している。我々は、CLIMAP の層序のほとんどを改訂しておらず、層序が更新された場合を除いて、その研究で使用された LGM の深さレベルを受け入れている。新しいコアでは、δ18O を用いて LGM 深度レベルを同定し、多くのコアでは、同定された LGM レベルのすぐ上と下のサンプルを調査して、このレベルの選択を確認した。 2.2. ブラウン有孔虫データベース (BFD) 8] 最新の較正データベース（BFD）は、海中にある 1219 個のサンプルから構成されている（図 1b、データは ftp://ftp.ngdc.noaa.gov/paleo/paleocean/brown_foram/ またはブラウン大学 http://pixie.geo.brown.edu/esh/paleo/bfd.html で入手可能）。Prell et al. 1219サンプルのうち、456サンプルは大西洋から、387サンプルはインド洋から、376サンプルは太平洋からである。中央部の北太平洋と南太平洋のサンプルは、この海の浅いライソクリンとその結果としての炭酸塩堆積物の不足により、現代と後期の両方の海のカバー率はまばらである。すべてのBFDサンプルは、分類学的整合性のためにApril Martin（ブラウン大学）によってレビューされています。 この再構成の精度は、広範囲の水文状態と保存状態をカバーする現代のデータセットに依存する。BFDには、全球海洋で見られる寒期と暖期の海面水温の完全なスペクトルと水深200～5500mのサンプルが含まれている。 9] 全球海洋表面温度アトラス（GOSTA）は、現代の海面水温（較正）に使用された [Bottomley et al. このデータセットは、30年（1951～1980年）の月平均海面水温を1°×1°のスケールでグリッド化したものである。データ処理の詳細については [Bottomley et al., 1990]を参照されたい。年平均海面水温は、12 個の月平均海面水温の平均値を用いて算出した。 3. 算出方法 3.1. 現代のアナログ技術 10] すべての再構成に現代のアナログ技術を用いた。以前の実験結果[Trend and Prell, 1996, Trend-Stid, 1999]に基づいて、32種のグローバル複合種リストを作成し、すべての計算に使用した（表1）。 これまでの研究では、二乗和音距離非類似度係数が有孔虫化石の組成の違いを最も正確に反映していることがわかっており[Prell, 1985; Trend-Stid, 1999]、したがって我々はすべての計算にこの係数を使用した。MATを適用するには、異相性カットオフを選択する必要があります。これは、サンプルを適切なアナログとして拒絶する異相性の値以上の値です。したがって、対象サンプルに最も近い最新のアナログがカットオフ値を超える非類似度を持っている場合、我々は非アナログの状況を持っています。 このカットオフ値の選択は、過去にはやや恣意的なものでした。Waelbroeckら[1998]はカットオフ値を使用せず、むしろ非類似度対アナログランキング曲線の形状に基づいて「最良のアナログ」の数を選択しました。このアプローチは、改善された相関係数を与えますが、結果は、この「形状」パラメータの変化に特に敏感ではありません。最適な非類似度カットオフ値を校正するために、我々はカットオフ値を見つけるために、Qモード因子分析（QFA）をMATと組み合わせました。  a 太字のサンプルは、最終的な複合種リスト（CSL）に使用されたものを示す。 11] QFAは、データセットを末端メンバーの組成で記述する手法である。その後、データはこれらの末端メンバーの線形混合物として記述される。QFAでは（議論のためにImbrieとKipp [1971]を参照）、種は統計的に独立した少数の集合体にグループ化される。各現代標本は、各群集からの寄与度が異なるものとして記述される。標本に対する群集の寄与度は、その群集に対する因子負荷と呼ばれる。 因子負荷の二乗は寄与度を表し、負荷が0.71以上(>50%)であれば、その試料がその因子(群集)によって支配されていることを示します。我々は、非類似度の値が集合体優位性とどのように関係しているかを理解したいと考えています。我々の戦略は、アナログ・サンプルが対象サンプル・アセンブラージュによって支配されることを確実にする非類似度値を見つけることです。 12] コアトップデータベース(BFD)の1219サンプルでQFAを実行しました。因子分析は、7因子バリマックス回転でCABFAC [Klovan and Imbrie, 1971]を用いて実行した。各因子について、我々はデータベース内の各サンプルの負荷を計算しました;各特定の現代のサンプルが各因子とどのくらいよく相関しているかを示します。荷重が1.0であれば、その標本が問題の因子を正確に代表していることを示します。各因子について最も高い負荷を持つ標本は、エンドメンバーとして指定されます。 7つのエンドメンバー・サンプルの位置は、図2に示されています。これらの最初の7つの因子が、データの変動の90.31%を占めています。エンドメンバーのサンプルは、Imbrie and Kipp [1971]の熱帯、亜熱帯、亜極域、極域、ジャイル縁の集合体と沿岸の上昇流の集合体[Prell, 1984]を代表するものである。さらに、西太平洋の熱帯溶出群集 [Hutson and Prell, 1980] を同定した。エンドメンバーの標本は統計的に独立した7つの群集を表しており、データベース内のすべての標本はそれらの線形の組み合わせとして記述される。7つの群集の因子スコアを表2に示す。因子スコアは各群集に対する各種の貢献度を示している。  図2 図形ビューアで開く パワーポイント コアトップデータベースの Q モードファクター解析から得られたエンドメンバーの位置。V14-004は熱帯、V19-240は亜熱帯、RIS-24はジャイル縁、RC27-009は沿岸上昇流、V27-098は極域、ERDC-128は熱帯溶解、V23-079は亜極域のエンドメンバー。  a 太字は各群集を構成する主な種を示す。 13] 我々は、これらのエンドメンバーのサンプルをBFD全体と比較し、各エンドメンバーとデータベース内の他のすべてのサンプルとの間の非類似度係数を計算するためにMATを使用しました。因子負荷対非類似度は、図3にプロットされています。実線の水平線の下の領域は、因子負荷が0.71以上のサンプルの領域で、対象サンプル集合体の少なくとも50%を含むことを示しています。被験体サンプル群の優位性を確保する非類似度の値を選択したい。非類似度カットオフは，因子負荷が0.71未満のサンプルの受け入れを最小化するように選択すべきである．一般的に、カットオフ0.25（図3の実線の垂直線）は、ほとんどのエンドメンバーのサンプルで0.8以上の因子負荷に相当します。  図3 図形ビューアで開く パワーポイント BFDの各サンプルの因子負荷量と各サンプルと各エンドメンバーとの非類似度。横線は0.7の因子負荷を示す（サンプルには49％の因子が含まれている）。縦線は0.25の非類似度を示す。0.25の非類似度を使用しても、実際にはその因子に支配されていないサンプルが受け入れられることはほとんどありません。 これらの結果に基づいて、我々はすべての計算に0.25の保守的なカットオフ値を使用している。SSTの推定値は、上位10個のアナログサンプルの平均SSTに基づいています。非類似度の値がカットオフ値よりも小さいサンプルが10個未満の場合は、それらのサンプルのみが平均化されます。最新のアナログを持つ283のLGMサンプルのうち、非類似度値が0.25未満のアナログが10個未満のサンプルは13個だけでした。各 LGM サンプルの平均非類似度値を図 1a に示します。 14] 様々な平均化スキームを用いた実験では、トップ5とトップ10のアナログの平均から得られるSST推定値にほとんど差がないことが示されている[Trend-Staid, 1999]。サンプルを平均化する際には、重み付け関数は使用しません。このアプローチは、類似性に基づいてアナログの重み付けを行ってきた以前の方法とは異なります。我々は、SSTの推定値が類似性に基づく重み付けに対して比較的鈍感であることを発見した。逆地理的距離法では、現代の観測温度と推定温度の間に高い相関係数が得られるが、この方法では、古気候の温度はある程度現代の温度に似ていることが制約される。 [15] アナログサンプルを同定する際には、検索にいくつかの制限を設けた。北緯20度から南緯20度に位置する試料については、BFDのすべてのコアトップ試料がアナログ試料として利用可能である。北緯20°Nより北に位置する試料については、アナログ検索を10°S～90°Nのコアトップ試料に限定し、南緯20°Nより南に位置する試料については、アナログ検索を10°N～90°Sのコアトップ試料に限定した。これは、海面水温が2°以上異なるのに対し、反対側の半球からのサンプルには類似した動物相組成を含むものがあるために使用されている。これは、動物相が地理的に隔離されていることに起因する可能性がある。この現象のため、北半球と南半球の個体群を一括りにすると、推定値に不確実性が加わることになる。また、半球分割の慣習を利用することで、異なる半球の海面水温の平均化ができなくなる。 16] MATが最新の校正データを復元する能力（対象となる標本をそれ自体のアナログとして使用しない）は、技術の精度の1つのテストである。1219サンプルの最新のデータベースを用いて、年間平均海面水温推定値の標準誤差（SEE）を1.02℃と計算した。コアトップデータセットの標準誤差は全体として比較的小さいが、個々のサンプルの推定値の標準偏差はより大きい。特に、海面前線付近に位置するサンプルは、海面の両側からのアナログサンプルを選択しているため、標準偏差が大きくなる傾向がある[17]。 [17] また、海面水温の推定値は、上位10個のアナログの海面水温を平均して算出されているため、海面水温の推定値の標準偏差を算出した。標準偏差が異常値よりも小さいサンプルの海面水温推定値は、標準偏差が異常値よりも大きいサンプルよりも、標準偏差が異常値よりも小さいサンプルの方が信頼性が高い。また、標準偏差が相対的に高いサンプルでは、周囲のサンプルとの空間的なコヒーレンスが再構成の信頼性を高めている。 [18] このMATの応用と、海面水温再構成のためのこの手法の過去の使用例との比較を表3に示す。この手法を全球データセットに適用したのは本研究とPrell [1985]のみである。Prell [1985]は、CLIMAP Project Members [1981]の結果を検証するためにMATを使用したが、新しい海面再構成は作成しなかった。Pflaumannら[1996]はSIMMAX技術を開発したが、海面水温再構成には使用しなかった。SIMMAX法は、我々の手法とは異なり、対象サンプルへの地理的な近接性に基づいてアナログを重み付けしています。Waelbrock et al. [1998]の改訂アナログ法(RAM)は、固定の非類似度カットオフや固定のアナログ数を用いない点で、我々の手法とは異なります。  a 公表された文献には掲載されていない。 3.2. 補間と輪郭 [19] 等高線マップを作成する際には、客観的に等高線マップを作成し、それによって海面水温場が得られる範囲で等高線マップを作成した。すべての場合において、実際のLGMデータポイントでの海面水温推定値は保存されていますが、海面水温場を制約し、不合理な外挿を防ぐために、戦略的に配置されたコントロールポイントが使用されています。LGMサンプル位置の海面水温推定値は、Spyglass Transform®で線形クリギング補間アルゴリズムとデフォルトのカーネル設定を使用して補間され、正確で客観的な機械の輪郭が得られました。このスキームは、データの統計的分散を最小化するように補間します。 欠損データは最も近い真のデータ値に基づいて埋められ、真のデータ値の重み付けは欠損値からの距離に応じて直線的に減少します[Davis, 1986]。この手順は、データのカバレッジが良好な領域では正確な輪郭形成を提供しますが、カバレッジが良好な領域の周囲に円形の輪郭が描かれる傾向があるため、データがまばらな領域ではエラーが発生します。客観的等高線化は緯度方向の温度勾配を無視するため、時折、南北方向やその他の不合理な構成の等温線が発生します。これは明らかに不均一に分布したデータを等値線化する際に生じる現象です。この効果に対抗するために、いくつかのケースでは、制御点（LGMマップ上で "C "でマークされています）を使用しています。 管理点は、アルケノン海面水温の推定値、大陸氷床の位置、海氷域の限界に基づいています。有孔虫類とアルケノンベースの海面水温推定値との間には、1対1の関係があると仮定した。太平洋南東部(南緯15度から18度)では、いくつかの軽水域のサンプルが正偏差(軽水域が現代よりも暖かい)を示した。これらのサンプルは、この地域では LGM マップの等値線が極方向に傾いている傾向があり、南緯 30°～35°の海面水温は 6℃もの高い正偏差を示した。緯度 30°S までの南半球の LGM 気温が現代よりも暖かいことを示唆する証拠がないため、この地域では現代の海面水温に基づいた制御点を使用した。我々は20℃等温線を南緯30度に配置した。南太平洋におけるこれらの制御点の配置は、実際の LGM データ点のみを使用した場合よりも、より正確に近い地図が得られると考えられる。 20] アノマリーマップ（図４d、５d、６d）は、ＬＧＭの冷却が１℃よりも５℃よりも大きい地域を示すために、手で輪郭を描いた。インド洋と太平洋では、結果として、低気圧の海面水温が現代よりも1℃以上高いことを示す領域を等高線で示した。破線は、データカバレッジのギャップが大きいため、不確実性が高い領域を示している。  図4 図形ビューアで開く パワーポイント 大西洋の年平均海面水温(a)はグリッドデータに基づく最新のもの、(b)LGMのサンプル位置のみを用いた最新のもの、(c)再構成LGM、(d)アノマリーマップ(LGMから最新のものを差し引いたもの)で、プラスはLGMの推定値が最新のアトラス値の1℃以内であることを示す。図4a-4cのアスタリスクは、現代のアナログを持たないサンプルを示している。CLIMAP LGM海氷境界は、南大西洋の0℃等温線の位置を特定するために使用された。  図5 図形ビューアで開く パワーポイント インド洋の年平均海面水温（a）グリッドデータに基づく最新値、（b）LGMサンプル位置のみを用いた最新値、（c）再構成LGM、（d）アノマリーマップ（LGM-最新値）、プラスはLGM推定値が最新のアトラス値から1℃以内であることを示す。CLIMAP LGM海氷境界は、南半球の0℃等温線の位置を特定するために使用された。  図6 図形ビューアで開く パワーポイント 太平洋の年平均海面水温(a)はグリッドデータに基づいた最新値、(b)はLGMのサンプル位置と "C "で示された対照点のみを用いた最新値、(c)は再構成されたLGM、(d)はアノマリーマップ(LGMから最新値を引いたもの)であり、プラスはLGMの推定値が最新のアトラス値の1℃以内であることを示している。図6a-6cのアスタリスクは、現代のアナログを持たないサンプルを示す。 3.3. マップ [21] すべてのマップに等距離円筒投影が使用されています。この投影は高緯度の地域を大きく歪ませますが、直交座標に近似しているので、Spyglass®データ可視化ソフトウェアを使用して行ったように、x-yグリッド上での機械による等高線化を可能にします。LGMの海岸線の境界は、陸地の巨大な氷床に大量の水が閉じ込められたため、海面が約120m低下したため、現代の海岸線とは多少異なっていた[Chappell and Shackleton, 1986; Shackleton and Matthews, 1977; CLIMAP Project Members, 1981]。 この海面変動は、オーストラリア北部、インドネシア、ベーリング海の海岸線に大きな違いをもたらしたが、ほとんどの大陸では小さな海岸線の変化しか起こらなかった。そのため、簡略化のために現代の海岸線を用いてＬＧＭ地図を作成しました。インドネシア海流の臨界域にある真の沿岸線は、ＬＧＭの結果を解釈するために考慮に入れている。月平均の平均値に基づいた年間平均海面水温のマップが作成された。これらの年間平均マップは、Uk37指数を用いた推定値との比較を容易にしている。この指標を用いた気温の推定値は、熱帯の年間平均海面水温に最も近いようである [Prahl and Wakeham, 1987; Rossell-Meléら, 1995; Muller, 1992]。海面水温の平均値は、特にインド洋ではアラビア海の5月に海面水温のピークを迎えるため、2月～8月の海面水温の平均値が重要な時期を欠くことになる。季節性の変化を調べ、CLIMAP Project Members [1981]の推定値と比較するために、2 月と 8 月の海面水温の推定値も作成した（図7）。  図7 図形ビューアで開く パワーポイント 2 月と 8 月の LGM SST 推定値（本研究）と CLIMAP 推定値の差。プラスは推定値が互いに 1℃以内であることを示す。負の値（丸）は、CLIMAPの推定値が我々の LGMの推定値よりも暖かいことを示す。正の値（十字）は、CLIMAPの推定値が LGMの推定値よりも低いことを示す。 4. 結果 [22] 我々は、各海洋盆地のための４つのマップのシーケンスとしてMAT再構成を提示する。最初の地図(a)は、1°×1°に格子状に配置された現代平均海面水温（月平均値に基づく）である [Bottomley et al., 1990]。第２図(b)は、LGMのサンプル地点のみを用いて、現代平均海面水温を客観的に等値化したものである。これらの等値線は、LGMマップと同じサンプリングバイアスを反映しており、LGMマップとの比較を容易にしている。3番目の地図(c)は、等高線化に使用されたコントロールポイントを除いて、客観的に等高線化されたLGMの海面水温推定値を示している（方法のセクションを参照）。第４図(d)は、平年偏差(LGM-現代)を、シンボルの大きさをマグニチュードに換算して示したものである。前述したように、これらのマップは手で輪郭を描いています。 4.1. 大西洋 4.1.1. 熱帯大西洋 23] LGMでは、最も暖かい海域は経度25度以西に限定されていた（図4c）；近代的にはギニア湾に東進しているのに比べて（図4b）。中央から東の赤道域の冷却は2～6℃で、最も冷却が大きかったのは、現代の赤道域の上昇流の地域の経度15°～25°Wの赤道を中心にしていた（図4d）。 この結果は、有孔虫類のデータに新しい伝達関数を適用したMixら[1999]の結果と類似している。季節的な推定値から、この地域ではLGMの季節性が現代的なものよりも大きいことが明らかになった。寒冷期の推定値は現代よりも5度から8度低いが、暖冷期の推定値は現代の3度以内である。我々の季節性の結果は、伝達関数を用いて大西洋赤道域の LGM 海面水温を再構成した Prell ら [1976] の結果と一致している。東西の中央部の冷え込みは、両季節ともに熱帯の帯状温度勾配を現代のものよりも大きくした。 我々の再構成では熱帯の冷え込みが最も大きいことがわかったが、非類似度係数が高いことと、いくつかの非アナログサンプルが存在することから、この推定値の不確実性が高いことが示唆される。しかし、最も近い現代のアナログの海面水温の標準偏差は、推定された海面水温の偏差の大きさよりも有意に低く、再構成に信頼性を与えている。これらのサンプルに含まれる動物相を分析すると、表層水域は比較的暖かいが、地下水域は冷たいことが示唆される。これは、Raveloら[1990]が示唆しているように、サーモクラインの縮小を示唆している可能性がある。現代の熱帯大西洋の年間平均海面水温（28℃以上）が最も高いのはカリブ海である。LGMの再構成では、この海域の海面水温は26℃以下であった（図4c）。 季節的な推定によると、カリブ海の海面水温は2月と8月にそれぞれ1.5°-4.5℃と0.5°-2.5℃低下し、カリブ海西部で最大の低下が見られた。この結果は、Mixら[1999]の再構成と類似している。バルバドスに最も近いサンプル（Guilderson ら [1994] はサンゴの記録に基づいて 5℃の冷え込みを発見している）では、現在よりも 1.0～1.5℃低い LGM 海面水温を示している。カリブ海の多くのサンプルでは、最も近い現代の類縁体の海面水温の標準偏差は、再構成された偏差よりも小さい。この結果は、再び LGM 推定値に信頼性を与えている。 4.1.2. 境界流 24] アフリカ北西部沿岸沖では大幅な冷却が発生し、年間平均気温は現在の 21℃と比較して 16℃以下にまで低下した（図 4c）。この結果は、この地域に関する Zhao et al. [1995]のアルケノンの結果と一致しているが、CLIMAPプロジェクトメンバー [1981]が示した冷却よりはやや極端ではない。観察された冷却は、冷たい水を地表にもたらす上昇流の増加によるものかもしれない。また、Zhao らは、一連のハインリッヒ現象の結果として発生した冷水が、カナリア海流を経由して低緯度に流入したことによる冷却ではないかと仮説を立てている。本研究の結果は、亜極群集と冷水がカナリア海流の流路に沿って南下したことを示しているが、現代の沿岸域の上昇流域ではかなりの冷水が観測されている。これらの結果は、カナリア海流の流れの増加と沿岸隆起域での沿岸隆起の増加の両方を示唆している[25]。 Benguela海流は、半球間の熱輸送と地球規模のコンベヤーベルトの流れに大きな役割を果たしている [Gordon, 1986]。現代のBenguela海流は、アフリカ西岸に沿って赤道上を流れる冷水（Benguela Coastal Current）とWalvis Ridgeの北西に沿って流れる冷水（Benguela Oceanic Current）を逆流させている。我々の年平均値の再構成によると、ベンゲラ海流に沿った南洋の冷涼な海の北西偏向が、アフリカ西岸ではやや強かったが、ベンゲラ沿岸流は現代と同程度の強さであったことが明らかになった（図3b、3c）。 図3b、3c）。ギニア湾やアンゴラ海盆北部では、海面水温が現代より２～３℃低いだけで、かなり暖かい海域が続いた。アンゴラ盆地とベンゲラ沿岸海流の結果は、CLIMAPプロジェクトメンバー[1981]の結果と類似しており、Schneiderら[1995]のアルケノンベースの推定値よりも少し暖かい。我々の再構成における南北の海面水温勾配は、赤道から南緯30度までのアフリカ沿岸の8°～10°Cの現代的な温度勾配に類似している。これらの結果は、南大西洋東部の海面循環パターンが現代に似てい るが、より強いベンゲラ海流が存在することと一致する。 4.1.3. 亜熱帯から中緯度域 [26] 北大西洋の亜熱帯域から中緯度域における最大の変化は、北大西洋ドリフトの暖流がより帯状に流れる東側で発生した。ポルトガル沖では、年間平均海面水温が現代と比べて約8℃低い。ポルトガル沖の海面水温は、北大西洋亜熱帯域の北縁で低く、南東縁でわずかに高くなっている（図4c）。これらの変化は、ジャ イヤーの位置が圧縮されているか、赤道方向にシフト していることを示唆している。南大西洋ジャ イヤーでは、最大の冷却はジャ イヤー縁に沿っても発生しており、ジャ イヤー中心部ではわずかに冷却している。北大西洋と同様に、このパターンは温暖な亜熱帯ジャ イヤーの圧縮を示唆している。 27] 亜熱帯収束帯（STC）は、海面水温が緯度とともに 比較的大きく変化することを特徴とする（すなわち、等温線の間隔が 狭い）。現代の南大西洋におけるSTCの平均位置は、南緯約40度で、年間平均海面水温12～16℃と一致している。この海面水温の範囲をSTCの位置の目安とした結果、南大西洋ではSTCの位置は赤道方向に約3°～6°ずれており、東側に最も大きくずれていることがわかった。この結果は、亜熱帯ジャ イヤーが圧縮され、赤道方向に移動したことを示している。 4.1.4. 高緯度 28] 北大西洋では、冷たい極域（4℃未満）がスペイン北岸まで南下した（図 4c）。これは、北大西洋ドリフトが制限された、より帯状の 北大西洋ドリフトを示しており、現在はノルウェー海に暖かい海水が流入している。最も冷え込んだのは北半球中緯度（北緯 40°～60°）で、２月の平年偏差のいくつかは -10℃を超えていた。北極前線の南進は、北緯 60°～70°の位置から北緯 42°～45°の位置へと変化したことを示している。ノルウェー海とグリーンランド海の海面水温は8月に4℃を超えており、少なくとも季節的に氷の融解が進んでいることを示している。 私たちの校正データには、8月の海面水温が2℃未満のサンプルが多く含まれているため、比較的温暖な結果が得られたのは、適切な最新のアナログが不足しているためではないと考えられます。海氷被覆率と対応する海面水温を比較すると、ノルウェー海とグリーンランド海では、2月の海面水温が0度から1度の地域では海氷被覆率が約50％の地域で、8月の海面水温が4度から6度の地域では海氷被覆率が約20％の地域で見られることがわかります[Kellog, 1975; U.S. Naval Oceanographic Office, 1967; U.S. Navy Hydrographic Office, 1958]。これらの観測結果から、ノルウェー・グリーンランド海の海氷被覆率は、冬場は50％以上、夏場は20％以上であったと考えられます。これらの結果は、北欧海での LGM 夏期の海氷域の開放循環を発見した最近の研究 [Sarnthein et al., 1998; Dokken and Hald, 1996; Hebbeln et al., 1994; Heinrich, 1988] と一致している。 29] 南半球高緯度域のＬＧＭの変化は、ＬＧＭのサンプルが不足しているため、再構成が容易ではない。特に、南極極前線(AAPF)の位置は、我々のサンプルからは明らかではない。我々が持っている数少ないサンプルは、AAPFがわずかに北上していることを示唆しているに過ぎない。0℃等温線の位置を決める根拠がないので、CLIMAP Project Members [1981]の海氷境界を用いている。 4.2. インド洋 4.2.1. 熱帯地域 30] インド洋熱帯域の平均年平均海面水温は、現代とほぼ同様であった（図 5a-5c）。28℃を超える海面水温は、現代の海面と同程度に存在した。しかし、8月の推定値では、南赤道海流が冷たい海水を北上してソマリア海流に運んでいる現代の温度場とは対照的に、海面水温が高い領域（26℃以上）が熱帯域の西からアフリカ沿岸まで広がっていることが示された。この暖流の西への拡大は、南西モンスーンが弱まったことと一致している。我々の結果は、Bardら[1997]のUk37指数を用いた結果よりも若干温暖であった。 中部・東部赤道域の海面水温は、８月はやや冷え込み、 ２月は現代と同程度であった。インド洋東側の低緯度域やインドネシア地域での年平均平年差（1℃未満） は、CLIMAP の推定値を裏付ける傾向がある。大河内ら [1994] は、Uk37 指標を用いて西太平洋暖水域の海面水温の平年偏差が小さ い（1℃）ことを明らかにした。大河内ら[1994]はUk37指数を用いて西太平洋暖水域の海面水温の平年値を 算出しているが、この結果は、オーストラリアとインドネシアの 暖水域雪線分布を用いて熱帯の海面水温が5℃～7℃低下し たと推定したWebster and Streton [1979]の予測値と一致していない。 4.2.2. 北インド洋 前述したように、アラビア海の気温が５月にピークを 迎えるインド洋では、海面水温の年平均値が特に有用である。海面水温の変動は比較的小さいが、年平均海面図を見ると、海面水温はオマーン 沿岸部でやや暖かく、インド西部と南部では局地的な冷え込みが見られる（図 5d）。最大の変動は８月のアデン湾が２℃～５℃冷え込んだことによる。8 月は、オマーン沖で東西の海面水温勾配が減少し、中央アラビア海の海面水温が現代よりも高かった。 月のオマーン海域の海面水温は現代より高かった。以上の結果から、この地域の夏の気候は現代とほぼ同じであったが、南西モンスーンの強さがやや減少したため、アラビア海北部と西部では亜熱帯気候となったことが示唆される。しかし、インド洋北部での最近の研究 [Cayre et al., 1999] では、この地域の有孔虫類の変動は海面水温よりもむしろ一次生産性の変動に関係していることが明らかになった。この研究では、上昇流域を特徴づけるものと、非上昇流域を特徴づけるものの2つの支配的な群集が存在することが明らかになった。この地域の海面水温の変化が上昇流の強さの変化と関連している範囲では、 我々の結果は、モンスーンの強さ、上昇流、それに伴う一次生産性の変化における氷河期・間氷期の変動と一致している。我々の結果は、Sonzogniら[1998]がUk37を用いて推定した海面水温よりも、現代よりも1～3℃低い値を示している。 ベンガル湾の海面水温の平均値は現代海面水温の 1℃以内であった（図 5d）が、ベンガル湾北部では 2 月の海面水温が現代海面より 1～3℃高いことがわかった。 ベンガル湾北部では、2 月の海面水温が現代より 1～3℃高いことがわかる。これまでの研究によると、ベンガル湾北部の塩分濃度はLGMではかなり高く、この地域の南北の塩分濃度勾配は、ガンジス川・ブラマプトラ川水系からの河川流出量が減少した結果、大幅に減少した[Cullen, 1981]。有孔虫類の分布はこれらの変化を反映している[Cullen, 1981; Cullen and Prell, 1978]。 本研究の結果は、ベンガル湾北部の河川の温暖化を示している可能性もあるが、河川の表層水の緯度勾配の減少を反映している可能性もある。 4.2.3. 境界流 33] オーストラリア西海岸に沿った年間平均気温は LGM で 2～3℃低かった。しかし、この地域の LGM のサンプルは標準偏差が比較的大きく、これらの推定値の信頼性が低いことを示している可能性がある。冬季（８月）には、より顕著な冷え込みが発生し、ポートヘドランド沖（南緯 17°付近）で最大の異常が発生した。 この結果は、冷涼な南方海域を赤道上に運ぶ西オーストラリア海流（WAC）が、現在よりもはるかに北側に浸透していたことを示している。オーストラリア西海岸の10コアを対象とした最近の研究では、この地域の海面水温勾配を再構成するために、プランクトン有孔虫にFI-2伝達関数[Hutson and Prell, 1980]を適用した[Wells and Wells, 1994]。これらの結果から、北西ケープ(22°S-24°S)で最大の冷え込みが観測されており、WACの北側への浸透が顕著であることが示唆された。我々は17°S付近で最大の冷え込みを観測した。我々の結果は、南向きに流れていたリューウィン海流が現在のように沿岸を暖めず、これがWACの赤道上への浸透を可能にしたというWellsとWellsの発見を支持するものである。 34] 我々の年平均海面水温の再構成では、マダガスカル北西部の海面水温は現代よりも高く、南側のAgulhas海流域の海面水温は現代よりも低いことが明らかになった。極域を流れるアギュラス海流が暖流を高緯度に輸送するため、マダガスカルの海面水温が低いことは、高緯度での極域の流れが減少していることを示唆している。この結果から、この海流からの暖かい熱帯水は、現代の海流よりも低緯度でジャイリーにリサイクルされている可能性が示唆される。アグルハス海流の流れの減少は、アフリカ東海岸の南北の海面水温勾配を現代の7℃から10℃まで上昇させることになる。 4.2.4. 亜熱帯収束と南極極前線 35] 現代インド洋における亜熱帯収束の平均位置は南緯約 40°であり、12°～16°C の等温線の間隔が近いことから特定できる。この境界は、強い極流の Agulhas 海流が東進する West Wind Drift の東進水域と出会う西側で最も強くなる。この地域では LGM データのカバレージはまばらだが、亜熱帯コンバージェンス(STC)の平均位置は、 東部では緯度約 5°、西部ではやや少ない赤道方向にシフトしているように見える。このシフトは等温線のわずかな圧縮を伴っており、インド洋南部の中央部と東部で最も顕著である。南極極前線（AAPF）付近には、ほとんどサンプルがないが、これらのサンプルのトップアナライザーの位置情報を用いて、水塊の動きを推定することが可能である。 また、南極前線の南側に位置する軽水域のサンプルでは、最新のアナログサンプルの多くは、対象サンプルの位置から3°から12°の緯度に位置していることがわかりました。この結果は、現在、南緯約50度に位置するAAPFが、少なくとも数度の緯度移動をしたことを示唆しています。また、中央部のサンプルは東部のサンプルよりも極地に位置するアナログを持っており、AAPFが中央部と西部でより多く赤道方向に移動したことを示しています。我々の結果は、STCが約4°の緯度で赤道方向に移動していたこと[Howard and Prell, 1992]と、AAPFがLGMで5°から10°の緯度で赤道方向に移動していたこと[Prell et al., 1980; Howard and Prell, 1992]を明らかにした以前の結果と一致している。 4.3. 太平洋 [36] 我々は、我々のBLGMデータベース以外の2つのソースからの海面水温推定値を太平洋のLGMマップに含めた。LGM平均年間海面水温マップでは、有孔虫のデータが不足しているバハ・カリフォルニア州南部沖の2つのアルケノンベースの海面水温推定値を用いて、等温線の配置を決定した。また、南太平洋中央部の等温線の配置は、方法の項で説明したように、南緯30度の等温線を現代の等温線に近いものにすることで制御した。非有孔虫性のコントロールポイントは、「C」で示されています（図6c）。データの制約から、太平洋の高緯度域は再構成していません。熱帯が最も論争の多い地域であるため、ここに力を入れている。 4.3.1. 熱帯 37] 現代の赤道太平洋の特徴は、西経約170°W(図6a)まで西に延びる東側の赤道発散である。この発散は、LGMのサンプル地点のみを用いて海面水温を補正した場合には、あまり見られない(図6b)。赤道域の発散は、図6bでは経度135度付近まで明瞭である。ペルー沿岸の上昇流の影響で、赤道東側の海面水温はかなり低くなっている。また、近・東経度海面水温の年平均図（図6a-6c）を見ると、東経度海面水温の変化が顕著であることがわかる。エクアドルとペルー沖の太平洋赤道域東部では、現代赤道域と沿岸域の上昇流が発生し、かなりの冷え込みが見られた。この上昇流は 8 月に最も顕著で、気温が現代より 10℃も低くなる。海面水温は現代よりも低く、西経105°～120°の範囲で推移する。 我々の LGM データセットの空間分布は、赤道域の発散パターンを十分に捉えていない等値線となっている。しかし、結果は、発散の増加に伴う地表面冷却は西経120度以東に限定されていることを示している。2 つのサンプル（RC13-113, 1°39′S, 103°38′W と V21-033, 3°48′S, 92°5′W）では、海面水温の標準偏差の値が平年偏差と同程度であったため、 これらの推定値の信頼性は低い。また、西経125度以西の赤道域のいくつかのサンプルでは、現在の気温と同程度の海面水温の推定値が得られているが、これらのサンプルは溶存性が高いため、推定値が暖かい方に偏っている可能性がある。この結果から、東側では上昇流が強かったが、西側では現在の太平洋赤道域のように上昇流が発達していない可能性があることが示唆された。 東部赤道域の海面水温はMixら[1999]の推定値と類似しているが、Mixらは西経 130°までの海面水温が現代の海面水温よりも低いことを示している [38]。 しかし、西半球の熱帯暖水域の大部分では、西半球の海面水温は現代と同程度であったが、この暖水域の範囲は現代よりも狭くなっていた。28℃等温線は両半球ともに赤道方向に大きくシフトした；最大の緯 度シフトはニューギニアとフィリピン付近で発生した。インドネシア海の年平均海面水温は 28℃以下であったが、現代の平均海面水温はすべて 28℃以上であった。この地域の平均 LGM 冷却は 1°-2°C である。この結果はアルケノンに基づく推定値[Ohkouchi et al., 1994]と一致している。我々の結果は、ニューギニア高地の高山雪線や花粉のデータと矛盾しており、5°-6℃の LGM冷却を示している [Webster and Streton, 1979]。 2月と8月の海面水温の推定値はいずれも、東進した最も暖かい海域の範囲（28℃以上）を示しており、これは現代のものと類似している。この結果は、東西の海面水温勾配が現代に比べて強いことを示しており、Walker 循環が強かったことを示唆しており、よりラニーナ的な状態であった。 4.3.2. 境界流 [39] 西部熱帯の多くのサンプルでは、わずかに低い LGM 海面水温を示しているが、沖縄南西部の亜熱帯のサンプルでは、推定年間平均海面水温が現代のものよりも 2℃以上高い値を示している。北東の2つのサンプルでは1℃～3℃の冷え込みが見られたが、これは北緯26度～29度からの急激な海面水温勾配を示唆している。 40] オレゴン州沖のカリフォルニア海流の水域は、LGMでは著しく冷え込んだ。海面水温は現代のものよりも7℃も低く、2月に最も冷え込んだ。現代のカリフォルニア海流は南進流が最も強く、晩夏には沿岸に最も近い位置にある [Prahl et al., 1995]。この結果、オレゴン州とカリフォルニア州の海岸に沿って等温線が南に偏向している。我々の LGM 再構成によると、8 月の海面水温は沿岸付近では 2°～4°C 程度しか低下しなかったが、沖合では冷却が進み、西経 132°のサンプルでは 8 月の海面水温は現代より 6°C 低下した。その結果、この海域の温度勾配は、沿岸域での上昇流が減少した可能性を示唆しているが、カリフォルニア海流の冷却水の赤道方向への移流が増加したことを示唆している。 我々の結果は、同じサンプルと同様の手法を用いたOrtizら[1997]の結果よりも冷却が大きいことを示している。しかし、より重要なことは、彼らは LGM の沖合の温度勾配が現代と同程度であることを発見したのに対し、我々の結果は 8 月の海面水温勾配がはるかに小さいことを示唆している[41]。 オーストラリアの東海岸沖の海面水温勾配は、現代のものに比べて大きかった [41]。パプアニューギニアとソロモン諸島以南のいくつかのサンプルは暖かかったが、ニューカレドニア以南のサンプルは2～4℃低下した。この増加した勾配は、弱く南下する東オーストラリア海流が比較的強い南赤道海流（SEC）を伴っているために生じた可能性がある。 この組み合わせにより、西半球の暖流が効率的に高緯度に運ばれず、西半球の暖流が発生したと考えられる。インド洋の Agulhas 海流と同様に、東オーストラリア海流の暖流は、現代のものよりも低緯度でジャイルに戻された可能性がある。我々の結果は、Andersonら[1989]やThunellら[1994]の結果と一致している。どちらの研究も珊瑚海からの高沈降率のサンプルにMATを適用したものである。前者の研究で得られたサンプルの多くは、本研究で使用されたものと同じコアから採取されたものである。 熱帯直下の海面水温の平均値は、サンゴ海では現代と同程度であったが、熱帯直下の海面水温の平均値は LGM で 3°-4°C 低かった。Anderson, et al.は、この海域の海面水温が赤道方向に流れていたため、海面水温が25°S程度まで低下したと結論づけている。我々の結果はこの解釈と一致している。 4.3.3. 高緯度 太平洋の高緯度の変化は、炭酸塩の保存状態が悪いため、評価が困難である。北太平洋の結果は、北東部の海面水温の変化が大きく（現代より4°～8°C低い）、北西部の海面水温の変化が小さい（現代より2°～5°C低い）ことを示している。東部の冷え込みの増加は、北大西洋で見られたパターンに似ている。北大西洋ドリフトの変化と同様に、北太平洋海流は現代よりも帯状の流路を持っていたのではないかという仮説を立てた。 5. 議論 43] 多くの LGM の変化は海盆間で類似している。3つの海はすべて、中緯度から高緯度の LGMで海面水温が低下した。最も劇的な冷却は北大西洋（北緯 40°～60°）で起こった。また、3 つの海では、東側境界海流の冷水の赤道上への移流が増加し、冬期に最大の冷え込みが見られた。低緯度のインド洋と太平洋では、大西洋熱帯域で大幅な冷え込みが見られたが、低緯度のインド洋と太平洋の大部分は LGM での海面水温が現代の海面水温の 1℃以内にとどまっていた。平均年間海面水温は、大西洋中部から東部赤道域で 2°-6℃低下し、東部太平洋赤道域では 3°-8℃低下した。これらの結果は、これらの海で貿易風の強さが増加した結果、赤道発散が増加したことを示していると考えられる。Hostetler and Mix [1999] は、海面水温の境界条件が似ている大気中GCMを用いて、 LGM貿易風の増加を発見した。 44] 我々の LGM マップの重要な特徴は、太平洋やインド洋よりも大西洋の赤道域の冷え込みが大きいことである。この結果は、LGMでのコンベアベルトの減速と一致しており、深層水の形成を遅らせ、それによって大西洋への熱輸送を減少させるだろう。この熱の一部はインドネシア海峡を経由して太平洋から来ているので、大西洋への熱輸送が遅くなると、インド太平洋に暖かい水が蓄積されることになります。その結果、盆地間の温度勾配が生じることになります。太平洋からインド洋への大規模な熱輸送の研究[Poterma et al., 1997]によると、正味の流れは概ね西向きであるが、インドネシア横断流では輸送方向に大きな季節的変動があることがわかった。 4 月から 7 月の間はほとんどの海峡で西進・南進し、1 月から 2 月の間はほとんどの海峡で東進・北進している。海峡を通る流れは、圧力勾配と風による輸送の両方によって駆動される。南西モンスーンが現代に比べて弱い程度には [Prell and Curry, 1981; Prell, 1984; Clemens and Oglesby, 1990; Anderson and Prell, 1992]、この時期に西向きの正味流量が減少したため、 西側の暖かいプールの暖かさを維持するのに役立ったのではないかと考えら れる。 熱帯の海面水温が比較的高いという我々の結果は、海面水温を計算した気候・混合層海洋連成モデル[Manabe and Broccoli, 1985]の結果と矛盾しないが、これらのモデルでは海流や海洋による水平方向の熱輸送は考慮されていない[Broccoli and Marciniak, 1996]。 また、これらのモデルは海洋の混合層の深さが全球的に均一であることを前提としている。我々の結果は、近世と軽海域の間の海洋熱輸送の変化が、軽海域の再構成海面水温場を維持する上で重要な役割を果たしている可能性を示唆している。また、混合層の深さの変化は上層海の熱慣性にも影響を与えており、気候海洋連成モデルでは、この変化を正確にパラメータ化することが重要である。 5.1. CLIMAP との比較 46] 我々の LGM 海面水温の推定値の多くは CLIMAP の推定値とよく似ているが（図 7、プラス印）、重要な相違点が存在する。大西洋と太平洋の赤道域では、CLIMAPの結果よりも東西の温度勾配が大きいことが示された。勾配の差が最も大きいのは８月で、太平洋東部の海面水温はCLIMAPの海面水温より５°～14°低く、太平洋西部の海面水温は０°～２°高くなっている。海面水温の帯状勾配の増加は、LGMのWalker循環の強さに関係していると考えられる。 47] 我々の海面水温の推定値の多くは、CLIMAP の海面水温推定値よりも高い。海面水温の推定値が高いのは、3 つの海のすべての西熱帯、Benguela と北西アフリカの上昇流域、西オーストラリア流と Agulhas 流れ、ノルウェー海である。前述したように、我々の結果はノルウェー海の流氷が季節的に融解していることを示唆しているが、CLIMAPでは大西洋の海氷境界がアイスランドの南に位置していた。CLIMAPでは、海氷境界は描かれていないが、海面水温が2℃以下の場所には海氷が存在していると仮定している。西オーストラリア海流では、CLIMAP は両季節ともに 4℃以上の冷却を発見したが、我々の結果は、この地域では 1～3℃の冷却しか示さず、海面水温は 2 月よりも 8 月の方が現代と比較して高くなっている[48]。 48] 我々の LGM 海洋再構成では、CLIMAP によって発見されたものと同じ大規模な特徴の多くを共有している。CLIMAPプロジェクトメンバー[1981]と同様に、我々は東側境界海流の冷却水の赤道上の広がりが増加していることを確認した。我々の結果は、これらの東側境界流では、CLIMAP で見られたような広範な冷却を示していない。我々のデータでは、海面水温勾配は高いが、大西洋赤道域と太平洋赤道域でも同様の冷水域の西進が見られた。東部太平洋赤道域の冷却は、海岸付近に冷却が集中しており、冷えた舌は現代ほど西には伸びないので、沿岸の上昇流が増加したか、東部のみ赤道域の上昇流が増加したかのどちらかであるように見える。 49] ここでも CLIMAP と同様に、我々は熱帯・亜熱帯の大規模な地域では LGM での冷却はほとんど見られない。実際、我々の結果は多くの熱帯地域で CLIMAP の結果よりもさらに暖かい海面水温を示している。 これは特に太平洋西部とインド洋の大部分で顕著である。西部太平洋の暖かいプールに関する我々の結果は、西部太平洋の保存状態が良く、比較的高い沈降率のコアを用いてMATを使用したThunellら[1994]の結果と一致している。CLIMAP プロジェクトのメンバー [1981] と同様に、彼らは太平洋暖水池の領域で現代からの冷却が 2℃未満であることを発見した。 この結果は、太平洋暖水プールの暖かい水が大量の熱と水分を大気に輸送していることから、西太平洋の熱帯気候にとって重要である。我々の再構成では、現在インドネシアを中心とした低気圧セルが、現代とほぼ同じくらい強い低気圧であったことが示唆されている。しかし、この低気圧セルは 2 月の間は縦方向に制限されているように見えるが、大気中の強い対流を支えるためには 28℃以上の海面水温が必要であるため、この低気圧セルは 2 月の間は縦方向に制限されていると考えられる。暖流プールと低気圧セルに関連した海洋-大気連成が、現在のような LGM の気候を変調させたと考えられる。全体的に、我々の結果は、海面水温の勾配が CLIMAP の結果よりも大きいことを示唆している。これらの増加した海面水温勾配は、大気への熱と水分の移動に大きな影響を与える可能性がある。 5.2. TEMPUS の結果との比較 50] TEMPUS プロジェクトは、Uk37 指数を用いて地球の過去の様々な臨界点での海面水温の推定値を修正するための取り組みである。このプロジェクトでは、Uk37 指数を用いて現代の海面水温の異常値マップを作成した [Ros ell-Melé et al., 1998]。TEMPUSの結果と我々の結果は、大西洋と太平洋の大部分の海域で概ね一致していた。大西洋での意見の相違はメキシコ湾であり、アルケノンに基づく推定値が7°の冷却を示しているのに対し、我々は3°～5°の冷却を発見した[Jasper and Gagosian, 1989]。さらに、太平洋東部の赤道域では、現代よりも大幅に冷えた LGM 気温を示した地点があったが、TEMPUS のデータでは LGM 冷却は見られなかった [Emeis et al., 1995]。しかし、かなり低解像度のサンプリングのため、真の LGM 値はこの記録では表現されていないかもしれない。 このように、我々の結果とTEMPUSの結果との間に最も大きな違いがあるのは、インド洋北部である。この海域では、MAT の結果は、この海域の大部分が LGM で現代の 1℃以内であることを示しているが、アルケノンの結果は 1°～5℃の負の偏差を示している[52]。 このような結果は、オマーン沖、インド西岸、ベンガル湾に沿って大きな不一致が存在する。この地域の有孔虫類の動物相の変化は小さく、一般的にはアラビア海北部とベンガル湾の熱帯性気候が現代よりも高いことを示している。 季節的にダイナミックなアラビア海では、各動物群がどの季節に記録されているかを理解することが重要である。アラビア海北部の海面水温が最も低いのは2月で、オマーン沖やソマリア沿岸では5月に海面水温が最も低くなる。これらの地域ではモンスーン気候の影響で生産性の季節的な変化が大きく、主要な生産性は夏季（冷涼期）にピークを迎えます。このように、有孔虫類とアルケノンの供給源であるコッコリスフォアの季節の違いが、海面水温の違いを説明している可能性があります。 6. まとめと 結論 [53] LGM の地図は、LGM の気候と循環パターンに影響を与え、反映する多くの重要なパターンと勾配を明らかにした。最も重要な知見の一つは、中央から東部の熱帯大西洋と東 熱帯太平洋の顕著な冷え込みである。これらの変化は、これら2つの盆地の赤道域の東西の海面水温勾配の増加をもたらした。この東西勾配の増加は、帯状風の強さの増加を反映していると考えられる。 [54] 3つの海盆すべての東側境界流の海面水温は、低気圧で冷えた。これらの変化は、冷却水の赤道方向への流れが増加したことを示唆している。さらに、黒潮・北太平洋海流と湾流・北大西洋漂流では、帯状の流れのパターンが増加した。 これらの変化は、中緯度から赤道への 海面水温勾配をより強くし、これもまた循環の強 化と帯状風の増加に寄与したと考えられる[55]。 [55] 先行研究の結果と一致しており、我々の結果は、すべての海洋盆地の西 熱帯と亜熱帯の大部分ではほとんど変化がないことを示している。また、現代及び後期熱帯群集の分析では、これらの地域ではほとんど変化がなかったことが明らかになった。このように、西熱帯と亜熱帯の海面水温が現代の値と大きく異なっていたことを示唆する証拠はない。 謝辞 また、このデータベースは、その中でも最も重要なものの一つである。また、T. HerbertとT. Webbとの議論が本稿に追加された。また、James Cullen氏と2名の匿名の査読者には、原稿を改善するための有益なコメントをいただいたことに感謝します。この研究は、NSFの助成金ATM-9709769からWarren Prellへの助成を受けています。 Anderson, D. W., and W. L. Prell, The structure of the southwest monsoon winds over the Arabian Sea during the late Quaternary: Observations, simulations and marine geologic evidence, J. Geophys. Res., 97, 15,481– 15,487, 1992. Wiley Online Library ADS Web of Science®Google Scholar Anderson, D. M., W. L. Prell, and N. J. Barratt, Estimates of sea surface temperature in the Coral Sea at the Last Glacial Maximum, Paleoceanography, 4, 615– 627, 1989. Wiley Online Library ADS Web of Science®Google Scholar Bard, E., F. Rostek, and C. Sonzogni, Inter‐hemispheric synchrony of the last deglaciation inferred from alkenone palaeothermometry, Nature, 385, 707– 710, 1997. Crossref CAS ADS Web of Science®Google Scholar Be, A. W. H., Foraminifera, families: Globigerinidae and Globorotaliidae, fiche 108, in Fiches d'Indentification du Zooplancton, edited by J. H. Fraser, sheet 108, Conseil Int. pur l'Exploration de la Mer, Charlottenlund, Denmark, 1967. Beck, J. W., J. Recy, F. Taylor, R. L. Edwards, and G. Cabioch, Abrupt changes in early Holocene tropical sea surface temperature derived from coral records, Nature, 385, 705– 707, 1997. Crossref CAS ADS Web of Science® Billups, K., and H. J. Spero, Reconstructing the stable isotope geochemistry and paleotemperatures of the equatorial Atlantic during the last 15,0000 years: Results from individual foraminifera, Paleoceanography, 11, 217– 238, 1996.Wiley Online Library ADS Web of Science® Birchfield, G. E., Changes in deep‐ocean water δ18O and temperature from the Last Glacial Maximum to the present, Paleoceanography, 2, 431– 442, 1987. Wiley Online Library ADS Web of Science® Bottomley, M., C. K. Folland, J. Hsiung, R. E. Newell, and D. E. Parker, Global Ocean Surface Temperature Atlas, Her Majesty's Stn. Off., Norwich, England, 1990. Broccoli, A. J., and E. P. Marciniak, Comparing simulated glacial climate and paleodata: A reexamination, Paleoceanography, 11, 3– 14, 1996. Wiley Online Library ADS Web of Science®Google Scholar Broecker, W. S., Oxygen isotope constraints on surface ocean temperatures, Quat. Res., 26, 121– 134, 1986. Crossref CAS ADS Web of Science®Google Scholar Broecker, W. S., Glacial climate in the tropics, Science, 272, 1902– 1904, 1996. Crossref CAS ADS Web of Science®Google Scholar Cayre, O., L. Beaufort, and E. Vincent, Paleoproductivity in the equatorial Indian Ocean for the last 26,0000 yr: A transfer function based on planktonic foraminifera, Quat. Sci. Rev., 18(6), 839– 857, 1999. rossref ADS Web of Science®Google Scholar Chappell, J., and N. J. Shackleton, Oxygen isotopes and sea level, Nature, 324, 137– 140, 1986. Crossref CAS ADS Web of Science®Google Scholar Clemens, S. C., and R. J. Oglesby, Interhemispheric moisture transport in the Indian Ocean summer monsoon: Data‐model and model‐model comparisons, Paleoceanography, 7(5), 633– 643, 1990. Wiley Online Library ADS Web of Science®Google Scholar CLIMAP Project Members, The surface of the ice–age Earth, Science, 191, 1131– 1137, 1976. ADS PubMed Web of Science®Google Scholar CLIMAP Project Members, Seasonal reconstructions of the Earth's surface at the Last Glacial Maximum, Geol. Soc. Am. Map Chart Ser., MC36, 1– 18, 1981. Google Scholar Cullen, J. L., Microfossil evidence for changing salinity patterns in the Bay of Bengal over the last 20,000 years, Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol., 35, 315– 356, 1981.Crossref ADS Web of Science®Google Scholar Cullen, J. L., and W. L. Prell, Salinity related variation in the sea bed distribution of planktonic foraminifera in the northern Indian Ocean, Geol. Soc. Am Abstr. Programs, 10, 384, 1978. Google Scholar Davis, J. C., Statistics and Data Analysis in Geology, 2nd ed., 646 pp., John Wiley, New York, 1986. Google Scholar Dokken, T. M., and M. Hald, Rapid climatic shifts during isotope stages 2–4 in the polar North Atlantic, Geology, 24, 599– 602, 1996. Crossref CAS ADS Web of Science®Google Scholar Emeis, K. C., H. Doose, A. Mix, and D. Schulz‐Bull, Alkenone sea‐surface temperature and carbon burial at site 846 (eastern equatorial Pacific Ocean): The last 1.3 m.y. Proc. Ocean Drill. Program Sci. Results, 138, 605– 613, 1995. Google Scholar Gonzales‐Donoso, J. M., and D. Linares, Evaluation of some numerical techniques for determining paleotemperatures from planktonic foraminiferal assemblages, Rev. Esp. Paleontol., 13, 107– 129, 1998. Google Scholar Gordon, A. L., Interocean exchange of thermocline water, J. Geophys. Res., 91, 5037– 5046, 1986. Wiley Online Library ADS Web of Science®Google Scholar Guilderson, T. P., R. G. Fairbanks, and J. L. Rubenstone, Tropical temperature variations since 20,000 years ago: Modulating interhemispheric climate change, Science, 263, 663– 665, 1994. Crossref CAS ADS PubMed Web of Science®Google Scholar Hebbeln, D., T. Dokken, E. S. Andersen, M. Hald, and A. Elverhoi, Moisture supply for northern ice‐sheet growth during the Last Glacial Maximum, Nature, 370, 357– 360, 1994.Crossref ADS Web of Science®Google Scholar Heinrich, H., Origin and consequences of cyclic ice rafting in the Northeast Atlantic Ocean during the past 13,0000 years, Quat. Res., 29, 142– 154, 1988. Crossref ADS Web of Science®Google Scholar Hope, G., and J. Tulip, A long vegetation history from lowland Irian Jaya, Indonesia, Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol., 109, 385– 398, 1994. Crossref ADS Web of Science®Google Scholar Hostetler, S. W., and A. C. Mix, Reassessment of ice‐age cooling of the tropical ocean and atmosphere, Nature, 399, 673– 676, 1999. Crossref CAS ADS Web of Science®Google Scholar Howard, W., and W. L. Prell, Late Quaternary surface circulation of the southern Indian Ocean and its relationship to orbital variations, Paleoceanography, 7(1), 79– 117, 1992. Wiley Online Library ADS Web of Science®Google Scholar Hutson, W. H., The Agulhas Current during the late Pleistocene: Analysis of modern faunal analogues, Science, 207, 64– 66, 1980. Crossref CAS ADS PubMed Web of Science®Google Scholar Hutson, W. H., and W. L. Prell, A paleoecological transfer function, FI‐2, for Indian Ocean planktonic foraminifera, J. Paleontol., 54, 381– 399, 1980. Web of Science®Google Scholar Imbrie, J., and N. G. Kipp, A new micropaleontological method for quantitative paleoclimatology: Application to a late Pleistocene Caribbean core, in The Late Cenozoic Glacial Ages, edited by K. K. Turekian, pp. 71– 181, Yale Univ. Press, New Haven, Conn., 1971. Google Scholar Jasper, J. P., and R. B. Gagosian, Alkenone molecular stratigraphy in an oceanic environment affected by glacial freshwater events, Paleoceanography, 4, 603– 614, 1989. Wiley Online Library ADS Web of Science®Google Scholar Kellog, T. B., Late Quaternary climatic changes in the Norwegian and Greenland Seas, in Climate of the Arctic, edited by S. A. Bowling, and G. Weller, pp. 3– 36, Univ. of Alaska, Fairbanks, 1975. Google Scholar Kipp, N. G., New transfer function for estimating past sea‐surface conditions from sea‐bed distribution of planktonic foraminiferal assemblages in the North Atlantic, Mem. Geol. Soc. Am., 145, 3– 41, 1976. Crossref Google Scholar Klovan, J. E., and J. Imbrie, An algorithm and FORTRAN‐IV program for large‐scale Q‐mode factor analysis and calculation of factor scores, Math. Geol., 3, 61– 67, 1971. Crossref Google Scholar Lyle, M. W., F. G. Prahl, and M. A. Sparrow, Upwelling and productivity changes inferred from a temperature record in the central equatorial Pacific, Nature, 355, 812– 815, 1992. Crossref ADS Web of Science®Google Scholar Manabe, S., and A. J. Broccoli, A comparison of climate model sensitivity with data from the Last Glacial Maximum, J. Atmos. Sci., 42, 2643– 2651, 1985. Crossref ADS Web of Science®Google Scholar Mix, A. C., A. E. Morey, N. G. Pisias, and S. W. Hostetler, Foraminiferal faunal estimates of paleotemperature: Circumventing the no‐analog problem yields cool ice age tropics, Paleoceanography, 14, 350– 359, 1999. Wiley Online Library ADS Web of Science®Google Scholar Muller, P. J., Calibration of the alkenone paleotemperature index Uk37 based on core‐tops from the eastern South Atlantic and the global ocean (60°N–60°S), Geochim. Cosmochim. Acta, 62, 1757– 1772, 1992. Crossref ADS Web of Science®Google Scholar Ohkouchi, N., K. Kawamura, T. Nakamura, and A. Taira, Small changes in the sea‐surface temperature during the last 20,000 years‐Molecular evidence from the western tropical Pacific, Geophys. Res. Lett., 21, 2207– 2210, 1994. Wiley Online Library CAS ADS Web of Science®Google Scholar Ortiz, J., and A. Mix, Comparison of the Imbrie‐Kipp transfer function and modern analog temperature estimates using sediment trap and coretop foraminiferal faunas, Paleoceanography, 12, 175– 190, 1997. Wiley Online Library ADS Web of Science®Google Scholar Ortiz, J., A. Mix, S. Hostetler, and M. Kashgarian, The California Current of the Last Glacial Maximum: Reconstruction at 42°N based on multiple proxies, Paleoceanography, 12, 191– 205, 1997. Wiley Online Library ADS Web of Science®Google Scholar Parker, F. L., Planktonic foraminiferal species in Pacific sediments, Micropaleontology, 8, 219– 254, 1962. Crossref Google Scholar Pflaumann, U., J. Duprat, C. Pujol, and L. Labeyrie, SIMMAX: A modern analog technique to deduce Atlantic sea surface temperatures from planktonic foraminifera in deep‐sea sediments, Paleoceanography, 11, 15– 35, 1996. Wiley Online Library ADS Web of Science®Google Scholar Potemra, J. T., R. Lukas, and G. T. Mitchum, Large‐scale estimation of transport from the Pacific to Indian Ocean, J. Geophys Res., 102, 27,795– 27,812, 1997. Wiley Online Library ADS Web of Science®Google Scholar Prahl, F. G., and S. G. Wakeham, Calibration of unsaturation patterns in long‐chain ketone compositions for palaeotemperature assessment, Nature, 330, 367– 369, 1987. Crossref CAS ADS Web of Science®Google Scholar Prahl, F. G., N. Pisias, M. A. Sparrow, and A. Sabin, Assessment of sea surface temperature at 42°N in the California Current over the last 30,000 years, Paleoceanography, 10, 763– 773, 1995. Wiley Online Library ADS Web of Science®Google Scholar Prell, W. L., Variation of monsoonal upwelling: A response to changing solar radiation, in Climate Processes and Climate Sensitivity, Geophys. Monogr. Ser., vol. 29, edited by J. E. Hansen, and T. Takahashi, pp. 48– 57, AGU, Washington, D. C., 1984. Wiley Online Library Google Scholar Prell, W. L., The stability of low‐latitude sea‐surface temperatures: An evaluation of the CLIMAP reconstruction with emphasis on the positive SST anomalies. Rep TR025, 60 pp., U.S. Dep. of Energy, Washington, D. C., 1985. Google Scholar Prell, W. L., and W. B. Curry, Faunal and isotopic indices of monsoonal upwelling: Western Arabian Sea, Oceanol. Acta, 4, 91– 98, 1981. CAS Web of Science®Google Scholar Prell, W. L., J. V. Gardner, A. W. Be, and J. D. Hays, Equatorial Atlantic and Caribbean foraminiferal assemblages, temperatures and circulation: Interglacial and glacial comparisons, Mem. Geol. Soc. Am., 145, 247– 266, 1976. Crossref Google Scholar Prell, W. L., W. H. Hutson, D. F. Williams, A. W. H. Beí, K. Geitzenauer, and B. Molfino, Surface circulation of the Indian Ocean during the Last Glacial Maximum, approximately 18,000 yr., B.P. Quat. Res., 14, 309– 336, 1980. Crossref ADS Web of Science®Google Scholar Prell, W., A. Martin, J. Cullen, and M. Trend, The Brown University Foraminiferal Database, Data Contrib. Ser. 1999–027, World Data Cent. A for Paleoclimatol., NOAA/NGDC, Boulder, Colo., 1999. Google Scholar Ravelo, A. C., R. G. Fairbanks, and G. Philander, Reconstructing tropical Atlantic hydrography using planktonic foraminifera and an ocean model, Paleoceanography, 5, 409– 431, 1990. Wiley Online Library ADS Web of Science®Google Scholar Rind, D., and D. Peteet, Terrestrial conditions at the Last Glacial Maximum and CLIMAP sea‐surface temperature estimates: Are they consistent? Quat. Res., 24, 1– 22, 1985. Crossref ADS Web of Science®Google Scholar Rosell‐Melé, A., G. Eglinton, U. Pflaumann, and M. Sarnthein, Atlantic core‐top calibration of the Uk37 index as a sea‐surface palaeotemperature indicator, Geochim. Cosmochim. Acta, 59, 3099– 3107, 1995. Crossref ADS Web of Science®Google Scholar Rosell‐Melé, A., E. Bard, K. C. Emeis, P. Farrimond, J. Grimalt, P. J. Muller, and R. R. Schneider, Project takes a new look at past sea surface temperatures, Eos Trans. AGU, 79(33), 393– 394, 1998. Wiley Online Library ADS Google Scholar Rostek, F., G. Ruhland, F. C. Bassinot, P. J. Muller, L. D. Labeyrie, Y. Lancelot, and E. Bard, Reconstructing sea surface temperature and salinity using ∂18O and alkenone records, Nature, 364, 319– 321, 1993. Crossref CAS ADS Web of Science®Google Scholar Sarnthein, M., U. Pflaumann, E. Vogelsang, R. Gersonde, J. Paetzold, G. Wefer, and R. Speilhagen, Atlantic sea‐surface temperatures during the LGM‐First results of the German project CLIMAP 2000, Eos Trans. AGU, 79(45), F470, Fall Meet. Suppl., 1998. Google Scholar Schneider, R. R., P. J. Muller, and G. Ruhland, Late Quaternary surface circulation in the east equatorial Atlantic: Evidence from alkenone sea‐surface temperatures, Paleoceanography, 10, 197– 219, 1995. Wiley Online Library ADS Web of Science®Google Scholar Shackleton, N. J., and R. K. Matthews, Oxygen isotope stratigraphy of late Pleistocene coral terraces in Barbados, Nature, 268, 618– 620, 1977. Crossref CAS ADS Web of Science®Google Scholar Sikes, E. L., and L. D. Keigwin, Equatorial Atlantic sea surface temperatures for the last 30 kyr: A comparison of Uk37, δ18O and foraminiferal assemblage temperature estimates, Paleoceanography, 9, 31– 45, 1994. Wiley Online Library ADS Web of Science®Google Scholar Sonzogni, C., E. Bard, and F. Rostek, Tropical sea‐surface temperatures during the last glacial period: A view based on alkenones in Indian Ocean sediments, Quat. Sci. Rev., 17, 1185– 1201, 1998. Crossref ADS Web of Science®Google Scholar Stott, L. D., and C. M. Tang, Reassessment of foraminiferal‐based tropical sea surface ∂18O Paelotemperatures, Paleoceanography, 11, 37– 56, 1996. Wiley Online Library ADS Web of Science®Google Scholar Stute, M., M. Forster, H. Frischkorn, A. Serejo, P. Clark, W. S. Broecker, and G. Bonani, Cooling of tropical Brazil (5°C) during the last glacial maximum, Science, 269, 379– 383, 1995. Crossref CAS ADS PubMed Web of Science®Google Scholar Thompson, P. R., Planktonic foraminifera in the western North Pacific during the past 15,0000 years: Comparison of modern and fossil assemblages, Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol., 35, 241– 279, 1981. Crossref ADS Web of Science®Google Scholar Thunell, R., D. Anderson, D. Gellar, and Q. Miao, Sea‐surface temperature estimates for the tropical western Pacific during the last glaciation and their implications for the Pacific warm pool, Quat. Res., 41, 255– 264, 1994. Crossref ADS Web of Science®Google Scholar Trend, M. A., and W. L. Prell, The modern analog technique using variable species lists: Effects on the selection of analog cores and SST estimates, Eos Trans. AGU, 77(17), S165, Spring. Meet. Suppl., 1996. Google Scholar Trend‐Staid, M., Sea‐surface temperature and near‐surface hydrography at the Last Glacial Maximum: A reconstruction using the modern analog technique, Ph.D. thesis, 319 pp., Brown Univ., Providence, R. I., 1999. Google Scholar U.S. Naval Oceanographic Office, Oceanographic Atlas of the North Atlantic Ocean, sect. 2, Physical Properties, Publ. 700, Washington, D. C., 1967. Google Scholar U.S. Navy Hydrographic Office, Oceanographic Atlas of the Polar Seas, part II, Arctic, Publ. 705, Washington, D. C., 1958. Google Scholar Waelbroeck, C., L. Labeyrie, J.‐C. Duplessy, J. Guiot, M. Labracherie, H. Leclaire, and J. Duprat, Improving past sea surface temperature estimates based on planktonic fossil faunas, Paleoceanography, 13, 272– 283, 1998. Wiley Online Library ADS Web of Science®Google Scholar Webster, P. J., and N. A. Streton, Late Quaternary ice age climates of tropical Australasia: Interpretations and reconstructions, Quat. Res., 10, 279– 309, 1979. Crossref ADS Web of Science®Google Scholar Wells, P. E., and G. M. Wells, Large‐scale reorganization of ocean currents offshore Western Australia during the late Quaternary, Mar. Micropaleontol., 24, 157– 186, 1994. Crossref Web of Science®Google Scholar Zhao, M., N. A. S. Beveridge, N. J. Shackleton, M. Sarnthein, and G. Eglinton, Molecular stratigraphy of cores off northwest Africa: Sea surface temperature history over the last 80 ka, Paleoceanography, 10, 661– 675, 1995. Wiley Online Library ADS Web of Science®Google Scholar 以下は引用・相互参照 Number of times cited according to CrossRef: 35 Edmundo Camillo, Juliana P. Quadros, Ana Cláudia A. Santarosa, Karen B. Costa, Felipe A.L. Toledo, An abrupt cooling event recorded around 73 kyr in western South Atlantic, Quaternary International, 10.1016/j.quain t.2020.03.005, (2020). Crossref Zixuan Han, Qiong Zhang, Qin Wen, Zhengyao Lu, Guolin Feng, Tao Su, Qiang Li, Qiang Zhang, The changes in ENSO-induced tropical Pacific precipitation variability in the past warm and cold climates from the EC-Earth simulations, Climate Dynamics, 10.1007/s00382-020-05280-9, (2020). Crossref Stephen Kershaw, Anisong Chitnarin, Nitipon Noipow, Marie-Béatrice Forel, Thitikan Junrattanamanee, Jeerasak Charoenmit, Microbialites and associated facies of the Late Ordovician system in Thailand: paleoenvironments and paleogeographic implications, Facies, 10.1007/s10347-019-0579-y, 65, 3, (2019). Crossref Cameron M. O'Neill, Andrew McC. Hogg, Michael J. Ellwood, Stephen M. Eggins, Bradley N. Opdyke, The [simple carbon project] model v1.0, Geoscientific Model Development, 10.5194/gmd-12-1541-2019, 12, 4, (1541-1572), (2019). Crossref Stefano Crivellari, Cristiano Mazur Chiessi, Henning Kuhnert, Christoph Häggi, Rodrigo da Costa Portilho-Ramos, Jing-Ying Zeng, Yancheng Zhang, Enno Schefuß, Gesine Mollenhauer, Jens Hefter, Felipe Alexandre, Gilvan Sampaio, Stefan Mulitza, Increased Amazon freshwater discharge during late Heinrich Stadial 1, Quaternary Science Reviews, 10.1016/j.quascirev.2017.12.005, 181, (144-155), (2018). Crossref Jixiao Zhang, Hai Xu, William D. Gosling, Jianghu Lan, John Dodson, Fengyan Lu, Keke Yu, Enguo Sheng, Bin Liu, Vegetation and climate evolution during the Last Glaciation at Tengchong in Yunnan Province, Southwest China, Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 10.1016/j.palaeo.2018.11.008, (2018). Crossref William F. Precht, Richard B. Aronson, Stability of Reef-Coral Assemblages in the Quaternary, Coral Reefs at the Crossroads, 10.1007/978-94-017-7567-0_7, (155-173), (2016). Crossref Raymond S. Bradley, Marine Sediments, Paleoclimatology, 10.1016/B978-0-12-386913-5.00006-5, (195-277), (2015). Crossref References, Paleoclimatology, 10.1016/B978-0-12-386913-5.09984-1, (559-665), (2015). Crossref D.W. Lea, Elemental and Isotopic Proxies of Past Ocean Temperatures, Treatise on Geochemistry, 10.1016/B978-0-08-095975-7.00614-8, (373-397), (2014). Crossref Erik J. de Boer, Henry Hooghiemstra, F.B. Vincent Florens, Cláudia Baider, Stefan Engels, Vasilis Dakos, Maarten Blaauw, K.D. Bennett, Rapid succession of plant associations on the small ocean island of Mauritius at the onset of the Holocene, Quaternary Science Reviews, 10.1016/j.quascirev.2013.02.005, 68, (114-125), (2013). Crossref Kathryn A. Coates, James W. Fourqurean, W. Judson Kenworthy, Alan Logan, Sarah A. Manuel, Struan R. Smith, Introduction to Bermuda: Geology, Oceanography and Climate, Coral Reefs of the United Kingdom Overseas Territories, 10.1007/978-94-007-5965-7_10, (115-133), (2013). Crossref Shuangxi CHEN, Tiegang LI, Qingyun NAN, Zheng TANG, Xiaohua QIU, RECONSTRUCTION OF SEA SURFACE TEMPERATURE USING PLANKTONIC FORAMINIFERA FROM CORE MD06-3054 IN THE NORTHWESTERN PACIFIC, Marine Geology & Quaternary Geology, 10.3724/SP.J.1140.2011.03061, 31, 3, (61-68), (2011). Crossref Nick Rackebrandt, Henning Kuhnert, Jeroen Groeneveld, Torsten Bickert, Persisting maximum Agulhas leakage during MIS 14 indicated by massive Ethmodiscus oozes in the subtropical South Atlantic, Paleoceanography, 10.1029/2010PA001990, 26, 3, (2011). Wiley Online Library J. H. Duke, Do periodic consolidations of Pacific countercurrents trigger global cooling by equatorially symmetric La Niña?, Climate of the Past Discussions, 10.5194/cpd-6-905-2010, 6, 3, (905-961), (2010). Crossref Constraints on the magnitude and patterns of ocean cooling at the Last Glacial Maximum, Nature Geoscience, 10.1038/ngeo411, 2, 2, (127-132), (2009). Crossref Allison M. Franzese, Sidney R. Hemming, Steven L. Goldstein, Use of strontium isotopes in detrital sediments to constrain the glacial position of the Agulhas Retroflection, Paleoceanography, 10.1029/2008PA001706, 24, 2, (2009). Wiley Online Library Martin Crundwell, George Scott, Tim Naish, Lionel Carter, Glacial–interglacial ocean climate variability from planktonic foraminifera during the Mid-Pleistocene transition in the temperate Southwest Pacific, ODP Site 1123, Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 10.1016/j.palaeo.2007.08.023, 260, 1-2, (202-229), (2008). Crossref Camille Li, David S. Battisti, Reduced Atlantic Storminess during Last Glacial Maximum: Evidence from a Coupled Climate Model, Journal of Climate, 10.1175/2007JCLI2166.1, 21, 14, (3561-3579), (2008). Crossref Gabriel Clauzet, Ilana Wainer, Alban Lazar, Esther Brady, Bette Otto-Bliesner, A numerical study of the South Atlantic circulation at the Last Glacial Maximum, Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 10.1016/j.palaeo.2007.06.018, 253, 3-4, (509-528), (2007). Crossref Akihisa Kitamura, Takeshi Kawagoe, Eustatic sea-level change at the Mid-Pleistocene climate transition: new evidence from the shallow-marine sediment record of Japan, Quaternary Science Reviews, 10.1016/j.quascirev.2005.02.009, 25, 3-4, (323-335), (2006). Crossref Jennifer Fe hrenbacher, Pamela A. Martin, Gidon Eshel, Glacial deep water carbonate chemistry inferred from foraminiferal Mg/Ca: A case study from the western tropical Atlantic, Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 10.1029/2005GC001156, 7, 9, (2006). Wiley Online Library Christina D. Gallup, Donna M. Olson, R. Lawrence Edwards, Leah M. Gruhn, Amos Winter, Frederick W. Taylor, Sr/Ca‐Sea surface temperature calibration in the branching Caribbean coral Acropora palmata, Geophysical Research Letters, 10.1029/2005GL024935, 33, 3, (2006). Wiley Online Library Snježana Žarić, Barbara Donner, Gerhard Fischer, Stefan Mulitza, Gerold Wefer, Sensitivity of planktic foraminifera to sea surface temperature and export production as derived from sediment trap data, Marine Micropaleontology, 10.1016/j.marmicro.2005.01.002, 55, 1-2, (75-105), (2005). Crossref M.L. Prentice, G.S. Hope, K. Maryunani, J.A. Peterson, An evaluation of snowline data across New Guinea during the last major glaciation, and area-based glacier snowlines in the Mt. Jaya region of Papua, Indonesia, during the Last Glacial Maximum, Quaternary International, 10.1016/j.quaint.2005.02.008, 138-139, (93-117), (2005). Crossref Ann E. Morey, Alan C. Mix, Nicklas G. Pisias, Planktonic foraminiferal assemblages preserved in surface sediments correspond to multiple environment variables, Quaternary Science Reviews, 10.1016/j.quascirev.2003.09.011, 24, 7-9, (925-950), (2005). Crossref Timothy T. Barrows, Steve Juggins, Sea-surface temperatures around the Australian margin and Indian Ocean during the Last Glacial Maximum, Quaternary Science Reviews, 10.1016/j.quascirev.2004.07.020, 24, 7-9, (1017-1047), (2005). Crossref Michal Kucera, Mara Weinelt, Thorsten Kiefer, Uwe Pflaumann, Angela Hayes, Martin Weinelt, Min-Te Chen, Alan C. Mix, Timothy T. Barrows, Elsa Cortijo, Josette Duprat, Steve Juggins, Claire Waelbroeck, Reconstruction of sea-surface temperatures from assemblages of planktonic foraminifera: multi-technique approach based on geographically constrained calibration data sets and its application to glacial Atlantic and Pacific Oceans, Quaternary Science Reviews, 10.1016/j.quascirev.2004.07.014, 24, 7-9, (951-998), (2005). Crossref Antoni Rosell‐Melé, Edouard Bard, Kay‐Christian Emeis, Bjoern Grieger, Chris Hewitt, Peter J. Müller, Ralph R. Schneider, Sea surface temperature anomalies in the oceans at the LGM estimated from the alkenone‐U37K′ index: comparison with GCMs, Geophysical Research Letters, 10.1029/2003GL018151, 31, 3, (2004). Wiley Online Library K. Halimeda Kilbourne, Terrence M. Quinn, Frederick W. Taylor, A fossil coral perspective on western tropical Pacific climate ∼350 ka, Paleoceanography, 10.1029/2003PA000944, 19, 1, (2004). Wiley Online Library R. J. Telford, C. Andersson, H. J. B. Birks, S. Juggins, Biases in the estimation of transfer function prediction errors, Paleoceanography, 10.1029/2004PA001072, 19, 4, (2004). Wiley Online Library D.W. Lea, Elemental and Isotopic Proxies of Past Ocean Temperatures, Treatise on Geochemistry, 10.1016/B0-08-043751-6/06114-4, (1-26), (2003). Crossref Kyung Eun Lee, Young-Gyu Park, Seasonal changes in sea surface temperature of the subtropical North Pacific during the last glaciation, Geosciences Journal, 10.1007/BF02910215, 7, 2, (129-133), (2003). Crossref Bette L. Otto‐Bliesner, Esther C. Brady, Sang‐Ik Shin, Zhengyu Liu, Christine Shields, Modeling El Niño and its tropical teleconnections during the last glacial‐interglacial cycle, Geophysical Research Letters, 10.1029/2003GL018553, 30, 23, (2003). Wiley Online Library Athanasios Koutavas, Jean Lynch‐Stieglitz, Glacial‐interglacial dynamics of the eastern equatorial Pacific cold tongue‐Intertropical Convergence Zone system reconstructed from oxygen isotope records, Paleoceanography, 10.1029/2003PA000894, 18, 4, (2003). Wiley Online Library |