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| ミランコヴィッチメニューへ戻る 10万年の氷河期サイクルを特定し、温度、二酸化炭素、軌道の偏心の遅延を発見 The 100,000-Year Ice-Age Cycle Identified and Found to Lag Temperature, Carbon Dioxide, and Orbital Eccentricity Nicholas J. Shackleton Department of Earth Sciences, Godwin Laboratory, University of Cambridge, Pembroke Stree 抄録 深海堆積物の酸素同位体組成（δ18O）の記録は、10万年周期の周期性に支配されており、それが主な氷期のリズムと普遍的に解釈されている。ここでは、このδ18Oシグナルの氷体積成分を、軌道上で精密に調整されたボストークの南極氷に閉じ込められた大気中酸素中のδ18Oの記録を用いて抽出した。底生海洋のδ18O記録は深層水温の変動の影響で大きく汚染されているが、ボストークの記録を用いることで、氷の体積、深層水温、大気中のδ18Oに影響を与える付加的なプロセス（つまり、変化するドール効果）のδ18O信号を分離することができた。10万年周期では、大気中の二酸化炭素、ボストークの気温、深層水温は軌道偏心と同位相であるのに対し、氷の体積はこれら3つの変数に遅れをとっている。このことから、10万年周期は氷床力学に起因するものではなく、大気中の二酸化炭素濃度の変化を引き起こして偏心シグナルを発生させているのは、地球規模の炭素循環の応答であると考えられる。 Sowersら(12)は、Vostokコア上部の空気δ18Oの記録(当時は130Kyまで伸びていた)をSPECMAPのタイムスケール(10)と相関させることで、Vostokコア上部のタイムスケールを生成した。この方法ではなく、図1Aと図1Bの類似性（(13)で述べた）を利用して、SPECMAP(10)とは独立した、より洗練された時間スケールを生成しました。  図1. (A) (13)のVostok大気δ18Oの記録。(B) "古典的な "ミランコビッチ強制、北緯65度での6月日射。(C)コアV19-30(18)の底生生物のδ18O記録。 このアプローチの利点は、プリセッション強制の強い振幅変調が、プリセッションに関連した信号が存在する時間スケールの成功を判断するための非常に強力な基準を提供することである(14)。SPECMAPのタイムスケール(10)を構築する際に使用された記録には、このような "クリーンな "プリセッション信号が含まれていませんでした。 記録の位相を決定するためには、少なくとも1つの事象について独立した年代が必要です。グリーンランド氷床プロジェクト2の氷床コアの上部では、年ごとの層数測定に基づいて、62%以上の精度で年代を決定しています(15)。同調ターゲットでは、この年齢と一致するように、位相遅れを5ky（precession）と8ky（obliquity）に決定しています（precessionの位相が設定された後は、斜めからの位相は記録自体で決定されます）。 最終的なチューニングターゲットでは、プリセッション成分と斜行成分の振幅が記録上のコヒーレントな振幅と一致するように決定される。時系列の処理のステップは、補足的なウェブ資料(17)として利用可能である。レコードのペア間の差の "スパイク "を最小化するために、遷移の中間点に年齢を割り当てることでチューニングが行われた; Web 表 1 (17) は公表された遷移年齢とチューニングされた遷移年齢を示している。 新しいタイムスケールのデータとチューニング対象を図2に示します。底生海洋δ18O記録のための新しいタイムスケール。厳密に比較可能な深海年表を構築するために、よく知られているコアV19-30（18）の底生有孔虫類のδ18O記録を、上記と同様の手順で再チューニングしました。V19-30の記録は、近くのコアV19-28(19)のデータを利用してわずかに拡張し、Vostokの記録と同じ長さの高品質の記録を作成した。 V19-30の最終的なチューニングターゲットを設計する際には、Vostokの大気δ18O記録は、変化する海洋δ18O記録の歴史を1-kyの遅れを持って組み込まなければならないため、ターゲット（ひいてはチューニングされたデータ）はVostokターゲットよりもむしろリードすべきであるという事実を考慮に入れました（11）。この条件を満たすためには、モデル化された最後の脱氷期の中間点は13 kaでなければならず、これにより予後に関しては3 ky、斜行に関しては7 kyのラグが生じることになる。 この時間スケールでのV19-30(拡張)の記録をチューニング目標とともに図2Cに示す。この時間スケールは既に発表されているものと非常によく似ていますが(20)、SPECMAPの年齢制御(10)ではなく、特別に設計された軌道ターゲットに直接チューニングされていること、また、年齢制御には混合制御ではなく遷移中間点のみが用いられていることから、詳細が異なっています。この調整後の2つの記録の斜行帯と偏移帯の振幅とコヒーレント振幅、位相遅れを表1に示す。 Imbrie (8, 9) に触発されて開発された時間スケールでは, 大陸氷床の応答に対する時定数が妥当な一指数系の位相遅れを反映していることが前提とされていた. 本研究では、δ18Oの記録には、それぞれ異なる時定数を持つ多くの異なる成分が寄与していることが知られているため、この要求は緩和された。 調整目標をデータに合わせて最適化するというアプローチにより、真夏の日射量の斜行成分と偏向成分に関するラグの差（数千年単位）を推定することが可能となり、最後の脱氷期の地質年代から絶対ラグが得られる。ボストークの大気δ18O記録と底生海洋δ18O記録の比較。図２に、クロススペクトル解析によって得られた大気と底生海洋のδ18O記録の線形分散スペクトルを、それぞれの軌道調整目標と比較した結果を示します（図２（21））。 海洋の光合成に関連した大気中酸素の回転時間が比較的短い(;1 ky)ことを考慮すると(11)、海洋のδ18O信号の振幅は大気中のδ18O記録で完全に捕捉されているはずであるが、斜めの周波数では有孔虫類の信号の方が明らかに大きくなっている。このことは、有孔虫類の斜度信号（0.12‰のコヒーレントな振幅）のかなりの部分が海洋深層水温の変化に由来することを示しています。 表1. ETP(25)と同調空気18Oと同調有孔虫δ18Oのスペクトル分析。2つのレコードの線形強制成分を評価するために実施された(41)。相遅れの信頼限界は95%レベルである。   図2. A）Vostok air δ18O記録（13）。(B) Vostok air δ18O 記録の同調目標。(C) 本論文の同調時間スケールでのコアV19-30とV19-28の底生δ18O記録。(D) V19-30/V19-28の底生δ18O記録の同調目標。(E) クロススペクトル解析により得られた空気δ18O記録の線形分散振幅スペクトル。(F) クロススペクトル分析によって得られた底生δ18O記録の線形分散振幅スペクトル。e"、"t"、"p "とラベル付けされた矢印は、偏心、斜行（傾き）、偏向に関連する周波数を示しています。 一方、プリセッションスバンドでは、空気中の δ18O に記録された信号のほぼ半分が Dole 効果の変化に起因していることが明らかです。Bender ら(11)のエレガントで徹底したレビューから、これが発生する可能性のある多くのルートがあることは明らかである。しかし、プリセッションとのコヒーレンスが非常に高い（表1参照）ことから、ほぼ直線的な応答が得られる比較的単純な支配メカニズムが存在しなければならないことが示唆されています。 位相差の一部は間違いなく光合成に対する大気の 1-ky 応答を反映しているが、残りの部分は時定数の長い Dole 効果を変化させるメカニズム（これは考えにくい）か、真夏よりも遅い時期を中心とした制御のどちらかを示唆している。モンスーン降水量の変動との関係は(11)で示唆されており, モンスーン降水量が軌道強制に数千年遅れていることがモデルと観測の両方から示唆されている(23)が, これは秋の反応に相当する. 大気中の δ18O の偏移成分は, 氷の体積信号と Dole 効果信号から構成されているはずである. この二つの絶対位相はほぼ同じでなければならないので、この二つの振幅を簡単に差し引くと、氷体積の最大振幅は0.22‰、ドール効果の最小振幅は0.21‰となる。これらの値は、これ以上の値を設定すると、プリセッションの成分が氷量の変動に割り当てられ、その結果、V19-30の記録におけるプリセッションに関連した変動の一部が深層水温の変化に割り当てられることになるということを理解した上で、以下の議論で採用されています。 この分割を改良する最良の方法は、90,110kaの海面を80,100kaの海面と比較して正確に決定することです。大気中のδ18O信号の41-kyの変動がDole効果に起因するものなのか、それとも海水に起因するものなのかは、現在のところ解析的に判断することはできません。しかし、もし Dole 効果の偏移変動がモンスーン降水に関係していると仮定すれば、低緯度日射スペクトルに対する斜度の寄与に見合った斜度成分があるはずである。インドモンスーンの地域と季節では、斜角に起因する変動の割合は全体の10%であり、これは振幅0.02‰に相当し、斜角に関連する全体の0.27‰のコヒーレント振幅との関係では無視できる程度である。残留信号と偏心。 空気中のδ18O信号の41-kyと21-kyの変動のほとんどは、軌道強制による線形応答として説明できることが示されています。観測された記録からこの線形強制成分(24)を差し引いた結果を図3Aに示す。V19-30有孔虫δ18Oの記録から41-kyと21-kyの分散の線形強制成分を差し引いた等価値を図3Bに示します。3つの特徴が目立ちます。第一に、両方の残差が100-ky周期を示していること、第二に、この信号の振幅がV19-30有孔虫δ18O残差よりもVostokの大気δ18O残差の方がはるかに小さいこと、第三に、残差は、全新世の基底（12 ka）や海洋同位体ステージ（MIS）5の基底（128 ka）のように、脱氷期に「ジャンプ」した値を保持していること、である。 最初の観測については、偏心、傾斜、偏向（ETP）パラメータ（25）とクロススペクトル解析を行ったところ、いずれの場合も、残留物は偏心と一致しており、位相の遅れは小さいが、異なることがわかりました。しかし、記録が短すぎて、この観測だけではあまり重要視されていない。  図3. 日射による線形強制では説明できないδ18O記録の成分。(A) 測定記録からVostok air δ18O同調目標を差し引いた残差。(B) 測定記録からV19-30底生δ18Oチューニングターゲットを差し引いた残差。 氷量と深海水温の両方に起因する。 有孔虫、有孔虫。(C) 深海水温に起因するこれら2つの残差。 大気中のδ18Oが海洋水のδ18Oに100キロサイクルの全振幅を記録するのを妨げるメカニズムを考えるのは困難です。3つ目の観測は、急速な脱氷期の "終期 "は気候システムの線形反応の一部として説明できないという仮説を裏付けるものです(4)。この観測は、直線的なターゲットにおける遷移の中間点は、これらの脱氷の一つの中間点の正確な年齢を予測することは期待できないという重要な意味合いを持っています(26)。一方、急激な非線形部分はこの中間点の近くにあったはずであり、そうでなければ残差は異常なオーバーシュートを示すことになる。最後の間氷期の最も古い許容基準を決定するために実験が行われましたが、これはチューニング(17)に関わる仮定と一致しています。 Martinsonら(10)が年齢モデルの不確実性を調査したとき、彼らは、線形強制では説明できない、はるかに大きく、不可逆的な割合の分散を含む地質学的データセットを使用していたので、彼らは、年齢推定値にかなり大きな不確実性（平均５ｋｙ）を付けざるを得ませんでした。Vostokの大気δ18Oの年齢モデルは、線形応答を表す分散の量を大幅に減少させずには、2 ky以上の変化を与えることはできなかった。ボストークの大気中CO2記録の100ky信号を探る。ボストークのコアからは、大気中のCO2の長い記録が得られていますが、その変動は偏心に支配されていることが指摘されています(13)。新しい時間スケールは気泡を参照しているため、CO2記録に直接適用できます（図4F）。  図4. (A) 海氷量と海面変化に起因する海洋水δ18Oの再構成記録。(B) 海洋水δ18Oの再構成記録(150ky)を海面に換算し、海面観測値(32)と比較したもの。(C)再構成されたDole効果の変化の記録。(D) 太平洋深層水温の変化に起因する有孔虫類のδ18Oの再構成成分。(E) 本論文の時間スケールでの大気中CO2(13)の記録。(F)本論文の時間スケールでのVostok D/H(13)の記録。 表2. 地質記録の100-ky信号を調べるためのスペクトル解析(41) (図5)。位相差の信頼限界は95%レベル。使用したETPの説明は(25)を参照。   図5. (A)太平洋深部水温、(B)海洋δ18O(氷量、海面)、(C)Vostok D/H(南極大気温度)、(D)Vostok大気CO2のETP(25)に対するクロススペクトル解析による線形分散スペクトル。各パネルにおいて、上段は振幅と（網掛け部分）コヒーレント振幅スペクトル、下段は各軌道帯の位相（95%信頼度限界）を示す（正の位相角はETPを基準とした度差、すなわち北半球真夏の日射を基準とした位相角を示す）。e,t,p の矢印は、偏心、斜行（傾き）、偏位に関連する周波数を示す。BW "と書かれたバーは帯域幅を示す。 このタイムスケールでは、以前の観測が確認されました。100kyの偏心成分とのコヒーレンシーは0.92であり、本質的に位相が合っており、100kyのCO2信号のコヒーレンシー振幅は30ppmv(part of million per volume)に相当することが確認されました。斜め方向では、コヒーレンスは0.94で、信号のコヒーレント振幅は16ppmvに相当し、δ18O信号とほぼ同じ位相を持っています。ボストークの大気δ18O信号から、記録の線形強制部分を差し引いた残差は、海洋のδ18Oの変化として解釈される。最初の近似として、これは海洋のδ18O（「氷の体積」）の変動のうち、斜行や偏移によって直線的に強制されていない部分の合計を表しているはずです（図3A）。100kyの周期では、この残差信号はVostokのCO2信号と高いコヒーレント性（0.99）を持っていますが、CO2信号よりも遅れています。 V19-30の有孔虫δ18O信号の残差（図3B）は、直線的に強制された部分を差し引いたものであり、全球氷量と深海水温の変化による寄与が含まれていると考えられます。そこで、海洋温度記録のうち、直線的に強制されない部分を得るために、大気中のδ18O記録の1-kyラグを考慮して、V19-30の残差（氷の体積と温度）からVostokの残差（氷の体積）を差し引いてみました（図3C）。この記録の100-ky周期におけるコヒーレントな振幅は0.26‰であり、温度は0.7℃に相当する。 深海水温もまた、100-ky帯のVostokのCO2信号と高いコヒーレント性（0.97）を示しています。100-ky帯のコヒーレンスと位相は、大気中のCO2が深海水温を直接的かつ即時に制御していることを強く示唆しています（高緯度の気温が中間的な役割を果たしていると考えられます）。さらに、氷床の応答時間が長いことから、温度は氷の体積を直接制御していることが分かりました。これらのデータは、深部の温度が大気中のCO2濃度を直接かつ即時に制御するモデルを支持するものであると主張することができます。 しかし、大気中のCO2を制御している地球規模の炭素システムには、軌道強制力から100kmの信号を生成するために必要な時定数の長い成分が含まれているのに対し、深層水温が100kmの周期性を直接的に生成するメカニズムは考えにくい。いずれにしても、いくつかのシグナルの分散のうち100-kyの部分を調べることで得られる重要な結論は、一般的な100-kyシグナルは、氷の体積応答の長い時定数に由来するものではないということです。その代わりに、氷の体積は、Imbrie と Imbrie (5) が導き出した値と一致する適切なラグを持って、100ky の温度による強制力に応答している（深海の温度は、高緯度の気温も何らかの形で反映していると推測される）。 深海コアの δ18O 記録には 10 万年（100-ky）の周期性があることは以前から明らかであった。これらの周期の期間を示す最初の証拠は、海洋のδ18O記録の年代測定のためのツールとして、バルバドス島で隆起したサンゴからの放射性物質の日付を使用したことに由来しています(1)。 第二の証拠は、一連のサイクルの古い部分を、放射性物質の年代を測定したブルンゲス・マトヤマの磁気極性反転(2)に固定したことから得られた。一般的に、この100キロ周期は北半球の氷の総量の変化の記録の主要な部分を占めていると考えられています(3)。なぜなら、「（偏心の変動から生じる）10万年周期の放射は、振幅が小さすぎて、直接的な強制力によって対応する気候周期を作り出すには遅すぎるからである」（4, p. 700）からである。 この波長での大量の氷の体積変動を説明するために発表されているほとんどの説明は、特に岩盤の応答時間を考慮に入れた場合には、大きな氷床に関連する長い応答時間(5)に基づいている。Imbrie と Imbrie (6) は、北緯 65 度の夏季日射量記録を強制力として用いた場合、大規模な氷床の応答が遅く非線形であることから、楕円軌道の偏心周期 100ky で氷量応答を生成することができるという簡単な数学モデルを考案した。 このモデルの相対的な成功には、氷床応答の非線形性（急速な脱氷はあるが氷の成長は遅い）が不可欠である。提案された100-ky周期を説明するためのメカニズムを検証するのは、いくつかの理由から困難である。特に、100年周期は過去100万年程度の古気候変動を支配してきたに過ぎず、時系列解析で厳密に調べるにはあまりにも短い期間である。これまで提案されてきた代替的な説明としては、軌道傾斜(7)による強制(軌道偏心を特徴づける95～125kyの混合周期とは対照的に、100ky周期が1つしかない)や、自由振動の有無にかかわらずこの周期を発生させようとする幅広いモデル[4で検討]がある。 これらの研究のいずれも、100-ky の δ18O サイクルと全球氷量との関係に疑問を呈していない。100-ky周期の調査に用いられた記録の時間スケールは、これらのδ18O記録の中に、軸方向の斜度の変動（41ky）や赤経の偏移（23kyと19ky）と確信を持って関連した変動が存在することに基づいている(8)。SPECMAPプロジェクト(9, 10)では、海洋のδ18O記録のために、観測された周期の位相を軌道テンプレートに固定することに基づいた時間スケールが開発された。 このタイムスケールの妥当性は、海洋δ18O（および他の気候関連のプロキシ）と仮定された斜度と偏西風の間の説得力のある一貫性によって支持されている。これらの天文学的な年齢モデルでは、変動の100-kyの部分は軌道の偏心度と有意に一致しているが、コヒーレンスは圧倒的ではない。このように、100-ky信号の説明が難しいことから(4)、100-ky信号と軌道偏心との関連性には疑問が残っています。大気中の酸素は、主に地球規模の光合成の結果として、海水中の酸素と同位体交換を行っています。 大気中の酸素のδ18Oと海洋中の酸素のδ18Oの差は23.5‰/milであり、この差はDole効果として知られており、その起源については(11)を参照されたい。極地氷床の気泡に閉じ込められた大気中酸素のδ18Oの記録は、全球光合成速度と大気中酸素貯留層の大きさのバランスによって制御される海洋のδ18Oの変化をわずかな遅れで反映していると考えられる(12)。Benderら(11)はこのバランスを評価し、ターンオーバー時間を1kyとした。ここでは、大気中のδ18Oシグナルの100ky成分を調べました。このことは、海洋δ18Oの100-ky信号に光を当てることを証明している。 ボストークからの大気ガス記録の時間スケール。Petitら(13)は、ボストク氷床コアの気泡に埋め込まれた3つのシグナルの400kmに及ぶ記録を発表しました。CO2とCH4の濃度は、どちらも重要な温室効果ガスであるため、特に興味深いものです。3つ目の記録は大気中の酸素のδ18Oの記録で、前述のように海水のδ18Oに反応して変化し、地球上の光合成の条件の変化など、ドール効果の大きさを変化させる要因に応じて変化します(11)。 Petitら(13)は、彼らの時間スケールでの大気中酸素のδ18Oと北緯65度の夏の日射量との間に明らかな類似性があることを示した(図1A)が、この比較に基づく新たな時間スケールは生成しなかった。 この解釈の重要な裏付けとなるのが、Vostok 氷の D/H 記録であり、この記録は Vostok 上の高緯度大気温度を反映していると考えられる。氷と空気の年代差は、気温や積雪率が高い時期には2 kyから、積雪量が少ない寒い時期には6 ky以上にまで変化するからである。 通常は、氷の時間スケールを導出し、温度や積雪率を時間の関数として考慮した時間依存の大気-氷年代差を計算します。ここでは、トラップされた空気のための時間スケールが開発されているため、氷の時間スケールを正式に導出するには複雑な繰り返しが必要となります。その代わりに、氷の時間スケール（１３）は、ガスの時間スケールを変更したのと同じ量だけオフセットされています（図４Ｅ）。 これは、分散スペクトルの高周波数部分にわずかに影響を与えるが、100-ky信号には実質的に影響を与えない。この信号は深部温度の記録と似た位相を持ち、100-ky周期でのコヒーレントなD/H振幅は15‰であり、これは気温3℃に相当する。 δ18O信号のパーティショニングを調べる。上述の議論に基づいて、全球氷量のδ18O記録は、V19-30有孔虫δ18O同調ターゲットのコヒーレントなプリセッション成分から得られるプリセッション成分、Vostok air δ18O同調ターゲットのコヒーレントな斜度成分から得られる斜度成分、および測定された記録からVostok air δ18O同調ターゲットを差し引いた非線形残差の3つの成分から再構成することができます(27)。 この再構成を図４Ａに示します。この再構成には、これまでに達成されたものよりも、δ18Oからの氷の体積と海面の再構成が優れていることを示す2つの側面があります。第一に、最終氷期最盛期と全新世の差に対する氷量の寄与は1.0‰であり、Schragら(28)による1.0 6 0.1‰の推定値に近い値です[海洋同位体記録の解釈に基づく1.2‰(2)、1.26‰(30)、1.4‰(31)ではなく、(29)の推定値を比較してください]。 第二に、図4Bに示すように、この記録は最近の海面水温の推定値(32)と一致している。有孔虫類のδ18O記録の氷体積成分の履歴を用いて、上述のように全温度成分を減算して求めることができる。結果として得られた記録を図4Dに示す。 図５は、氷の体積（図４Ａ）、太平洋の温度（図４Ｄ）、南極の気温（図４Ｅ）、大気中の二酸化炭素（図４Ｆ）の全振幅とコヒーレント振幅のスペクトルを、ETP（25）に対するそれらの推定位相とともに示している。表2は、これら4つの記録における100ky信号の統計的記述をまとめたものです。CO2と海洋深層水温の記録は、100-ky周期の分散に支配されており、偏心に伴って位相が変化しています。 これまでの解釈に反して、全球氷量は軌道偏心の変化に遅れをとっていますが、偏心は氷量スペクトルの支配的なピークではありませんでした(33)。軌道偏心の影響は、大気中のCO2濃度に影響を与えて古気候の記録に入り込んでいると考えられる。 References and Notes 参考文献と脚注 1. W. S. Broecker and J. van Donk, Rev. Geophys. Space Phys. 8, 169 (1970). 2. N. J. Shackleton and N. D. Opdyke, Quat. Res. 3, 39 (1973). 3. N. J. Shackleton, Nature 215, 15 (1967). 4. J. Imbrie et al., Paleoceanography 8, 699 (1993). 5. J. Weertman, J. Glaciol. 38, 145 (1964). 6. J. Imbrie and J. Z. Imbrie, Science 207, 943 (1980). 7. R. A. Muller and G. J. MacDonald, Nature 377, 107 (1995). 8. J. D. Hays, J. Imbrie, N. J. Shackleton, Science 194, 1121 (1976). 9. J. Imbrie et al., in Milankovitch and Climate, A. Berger et al., Eds. (Reidel, Hingham, MA, 1984), pp. 269– 305. 10. D. G. Martinson et al., Quat. Res. 27, 1 (1987). 11. M. Bender, T. Sowers, L. Labeyrie, Global Biogeochem. Cycles 8, 363 (1994). 12. T. Sowers et al., Paleoceanography 8, 737 (1993). 13. J. R. Petit et al., Nature 399, 429 (1999). 14. There is no established protocol for inserting age control points in a glaciological age model for an ice sheet, and the matter is further complicated if the age controls are assigned to the gas record rather than to the solid ice record. The procedure used here is to insert age controls into the time scale of (13) so as to modify it. This clearly gives rise to stepwise changes in the agedepth profile. With only a single ice core, it cannot be determined whether these should be interpreted as changes in snow accumulation, as changes in the thinning function related to the underlying topography, or as a combination of the two. 15. D. A. Meese et al., J. Geophys. Res. 102, 26411 (1997). 16. M. L. Bender, B. Malaize, J. Orchardo, T. Sowers, J. Jouzel, in Mechanisms of Global Climate Change at Millennial Time Scales, P. U. Clark, R. S. Webb, L. D. Keigwin, Eds., vol. 112 of Geophysical Monograph Series (American Geophysical Union, Washington, DC, 1999), pp. 149–164. 17. Web table 1, data and figures illustrating the earlier steps in the age model development, and other data are available as supplemental material at www. sciencemag.org/feature/data/1052268.shl 18. N. J. Shackleton and N. G. Pisias, in The Carbon Cycle and Atmospheric CO2: Natural Variations Archaean to Present, E. T. Sundquist and W. S. Broecker, Eds., vol. 32 of Geophysical Monograph Series (American Geophysical Union, Washington, DC, 1985), pp. 303–317. 19. D. Ninkovitch and N. J. Shackleton, Earth Planet. Sci. Lett. 27, 20 (1975). 20. On average, our ages are ;2 ky older than those according to the time scale of (9). 21. J. Imbrie et al., Paleoceanography 7, 701 (1992). 22. A precession-related var 24. The strategy for separating a linearly forced component of a paleoclimatic record from a nonlinear residual was pioneered by Imbrie (34) [see also (4)]. 25. ETP [see (9)] denotes a convenient artificial mix of orbital eccentricity, tilt (obliquity), and precession signals with more or less equal variance and with the phase of midsummer Northern Hemisphere insolation. In view of the shortness of the records considered here, as well as the fact that none of the records under discussion display much low-frequency variance, I have removed the low frequency (400-ky period) of orbital eccentricity variability in constructing the version of ETP used. 26. N. G. Pisias, A. C. Mix, R. Zahn, Paleoceanography 5, 147 (1990). 27. Another (analyt 29. J.-C. Duplessy, L. Labeyrie, P. L. Blanc, in Long and Short Term Variations in Climate, H. Wanner and U. Siegent haler, Eds., vol. 16 of Lecture Notes in Earth Sciences (Springer-Verlag, New York, 1988), pp. 83–116. 30. N. J. Shackleton, Quat. Sci. Rev. 6, 183 16m(36). A point at –60 m at 132 6 2 ka represents the coral at “Aladdin’s Cave” (37). Reliable (supported by 231Pa data) ages for MIS 5a (82.8 6 1.0 ka) and MIS 5c (104.2 6 1.2 ka) are from Barbados (36, 38). Sea levels during MIS 3 are from th taken of the effect of changing atmospheric CO2 pressure (PCO2 ) on δ18O fractionation in the stratosphere (11). As suggested in (11), the magnitude of this effect is of the order of 0.4‰ for today’s atmospheric PCO2 , equating to an effect of the order of 0.13‰ per 1 36 39. J. Chappell et al., Earth Planet. Sci. Lett. 141, 227 (1996). 40. E. Bard, B. Hamelin, R. G. Fairbanks, A. Zindler, Nature 345, 405 (1990). 41. Because the orbital records are not sinusoidal, the estimate of coherent amplitude is not readily used; therefore, tuning targets were created with the same coherent amplitudes empirically. In the precession band, the value given as coherent amplitude is ;38% of the maximum high-to-low range (which occurs between 209 and 220 ky); in the obliquity band, it is ;54% of t manipul Imbrie, and two anonymous reviewers. 17 May 2000; accepted 31 July 2000 |