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| ミランコヴィッチメニューへ戻る 氷床データとオントン・ジャワ海台の深海記録からの大気中CO2の再構成：ミランコヴィッチ年代 Reconstruction of atmospheric CO2 from ice-core data and the deep-sea record of Ontong Java Plateau: the Milankovitch chron W. H. Berger, T. Bickert, M. K. Yasuda, G. Wefer ォルフガング・H・ベルガー（Y） メモリー・K・安田 カリフォルニア大学 スクリップス海洋研究所。米国カリフォルニア州サンディエゴ 92093-0215 ファックス：c619 534 0784 e-mail: wberger6ucsd.edu トーステン・ビッカート ゲロルド・ウェーファー、ブレーメン大学の地質学。 D-28334 ブレーメン（ドイツ） 要約 過去625000年間（ミランコビッチ・クロニクル）、深海堆積物からの大気CO2の再構築を提供します。私たちのデータベースは、西部赤道太平洋のオントンジャワ海台の深海記録のためのユニークなデータセットと組み合わせた海面変動のミランコビッチテンプレートで構成されています。 BarnolaらのVostok氷床コアデータを更新します。 （1987）。 再構築を行うために、一方では深海データと、他方では南極の氷床コアCO2データとの間の重回帰を採用しています。相関のパターンは、大気中のCO2を制御する主な要因が、海面の状態と海面の変化の組み合わせとして説明できることを示唆しています。 最良の結果を得るには、状態と変化の2乗値が使用されます。海面二乗則は、陸棚プロセスが大気中のCO2の重要な変調器であるという概念と一致しています（たとえば、陸棚の有機炭素と陸棚の炭酸塩の収支、硝酸塩の削減）。二乗変化の法則は、短いタイムスケールで、システムの大きな障害が大気中のCO2の一時的な上昇をもたらすことを意味します。 キーワード第四紀7CO27オントンジャワ海台7深海炭酸塩7ミランコビッチ7酸素同位体記録 はじめに 中心的な質問第四紀の大規模な気候変動は、ミランコビッチによって想定されているように、北の高緯度における季節コントラストの変化に重点を置いて、太陽光の季節的および地理的分布の軌道変調に対する地球の気候システムの応答を表しています。 1920、1930）およびKöppenandWegener（1924）による。 ミランコビッチの理論は現在、古気候コミュニティで広く受け入れられています（A. Bergeretal。1984および1989の記事を参照; Shackletonetal。1990; Hilgen 1991も参照）が、疑問は残ります（たとえば、Winogradetal。1992; Mullerおよびマクドナルド1995）。 ミランコビッチ理論の主な支持は、この理論に基づく深海記録の年代測定（軌道年代学、「天文年代学」）が放射性同位元素とその娘元素に基づく方法と一致する結果をもたらすという事実から来ています（Baksi et al.1994を参照） ; Cande and Kent 1995）。ミランコビッチの理論が受け入れられると、原則として、第四紀気候の残りの中心的な問題は、100キロサイクルの起源です（Broecker and van Donk 1970; Haysetal。1976; Oerlemans 1980; Pisias and Moore 1981; Ruddiman etal。 1986; Imbrieetal。1993; Berger and Jansen 1994; Peltier 1994）。ミランコビッチ年代（過去62 5000年）の氷河期を支配してきたこの顕著な現象（図1）はまだ説明されていません。 ヘイズらによって指摘されたように。 （1976）、そしてそれ以来多くの著者は、100kyr近くの軌道強制力は最小限です。 これは、歳差運動周波数の相互作用によって生成された約100キロのビートによってシステムが刺激されていることを示唆しています（Wigley 1976; Birchfield1977）。このバンドの主なビート周期は96kyrと125kyrに近いです。これらは、一方では23.7と22.4付近、他方では19.14と18.94付近の歳差運動周期の差音です（歳差運動帯域の周波数の推定については、A。Bergeretal。1984を参照してください。別のセットについては、を参照してください。 Birchfield and Ghil 1993）。ほとんどの労働者は、軌道強制力のトーン間の（非線形相互作用による）ビートを提供する上で氷のダイナミクス（リソスフェア）が支配的な役割を果たすことに同意します（例：Oerlemans 1982; Pollard 1982; Birchfield and Grumbine 1985; Hyde and Peltier 1985; DeBlondeおよびPeltier1991; Birchfield and Ghil 1993）  図1 西部赤道太平洋のオントンジャワ海台にあるODPサイト806Bの最上部の5つの油圧ピストンコアに見られる浮遊性有孔虫G.sacculiferの酸素同位体の第四紀記録（図）。 上の曲線：元の記録、1.5パーミルオフセット、傾斜成分に合わせて日付を記入。 数字は同位体ステージです。 中央の曲線：フーリエ展開によって抽出されたd18Oレコードの傾斜成分。 番号はサイクルクレストo0、o15、o30、およびo45です。 下の曲線：フーリエ展開の100kyr成分。 700kyr前の振幅の増加に注意してください。 MPR中期更新世の気候革命（0.9Ma）。 B / M Brunhes-Matuyama境界（0.79 Ma）。 ミランコビッチクロニクル、o15から現在まで、ミランコビッチ（1930）によって最初に議論された期間であり、強力な100-kyrサイクルが特徴です。 クロールクロニクル、o30からo15、移行期間; ラプラスクロニクル、o45からo30、傾斜角強制サイクルが支配的。 （Berger etal。1994から） 一方、増幅は海洋と大気の熱輸送の変化に由来します（例：Ruddiman and McIntyre 1984; Broecker and Denton 1989; Imbrieetal。1993; Duplessy and Labeyrie 1994）。炭素のつながり多くの労働者は、炭素システムが第四紀の100キロの気候サイクルを促進する上で重要である可能性があると信じています（例：Pisias and Shackleton 1984; Shackleton and Pisias 1985; Saltzman 1987; Opdyke and Walker 1992; Saltzman and Verbitsky 1994; Walker and Opdyke 1995）。このような仮説は、氷床力学が強制と100-kyrサイクルの間のリンクを提供するという概念と矛盾しません（Birchfield and Ghil 1993; Berger and Jansen1994）。 氷の蓄積と崩壊が歳差運動の主な原因であるのに対し、氷と炭素の両方のシステムは、100kyr近くの内部振動を設定するのに重要であると想定しています。この振動は、大気中のCO2の100キロが支配的な変動として気候的に感じられると私たちは考えています。 Imbrie and Imbrie（1980）の「ステージ11の問題」を説明するのに役立つのは、大気中のCO2の変動です。ステージ11の問題は、400 kyr前、地球の軌道の離心率が低い時期に主要な間氷期が発生したという観測から生じています。 歳差運動の効果は完全に離心率に依存するため、歳差運動の強制は弱く、融解、ひいては高海面に実質的に寄与することはできなかったでしょう。したがって、軌道強制力は、その開始を説明することはできますが、ステージ11の間氷期の卓越性を説明するには不十分です。私たちの見解では、ステージ11は、前の厳しい氷期ステージ12からのリバウンドに大きく依存しています。 どういうわけか、厳しい氷期は、軌道強制力にほとんど関係なく、その後の持続的に高い大気CO2レベルに備えてシーンを準備します。 100キロサイクルのダイナミクスとそれを促進する炭素循環の役割がどうであれ、大気中のCO2の歴史の信頼できる記録が、第四紀の気候変動を研究する際の最も望ましい情報の1つであることは明らかです。 実際、古海洋学の多くの研究は、大気中のCO2濃度のレベルに影響を与える地球化学的プロセスの特定に関係しています（Sundquist and Broecker1985を参照; Broecker and Peng 1986、1987; Curry and Crowley 1987; Sarntheinetal。1987; Bergerも参照）およびSpitzy1988; Keir 1988、1990; Boyle 1988a、b; Broecker and Peng 1989; Mix 1989; Shaffer 1989; Martin 1990; Crowley 1991; Emerson and Archer 1992; Opdyke and Walker 1992; Keir 1993; Strucketal。1993; Archer and Maier-Reimer 1994; Walker and Opdyke 1995; Bacastow、印刷中 和訳Sundquist andBroecker1985を引用; Broecker and Peng 1986、1987; カレーとクロウリー1987; Sarntheinetal。1987; バーガーも使用）Lopightzy1988; Keir 1988、1990; ボイル1988a、b; Broecker and Peng 1989; ミックス1989; Shaffer 1989; マーティン1990; クローリー1991; エマーソンとアーチャー1992; Opdyke and Walker 1992; Keir 1993; Strucketal。1993; Archer and Maier-Reimer 1994; Walker and Opdyke 1995; バカストウ）。他の研究は、気候履歴をモデル化する際に温室効果の実質的な変動を仮定して、大気中のCO2の重要性を当然のことと考えています（Genthonetal。1987; Heinzeetal。1991;Galleéetal。1992; A。Bergeretal。1994; SaltzmanおよびVerbitsky1994）。 第四紀の大気CO2の再構築は、極地の氷冠から採取された氷床コアの研究のおかげで、近年大きな飛躍を遂げました（Barnolaetal。1987; Nefteletal。1988; Jouzeletal。1989; Raynaud etal。 1992; Jouzel et al.1993）。これらのコアは、過去20万年間の大気中のCO2の歴史を提供します。しかし、歴史はそこで（またはそれほど早くは）利用可能な最も古い氷で止まります。したがって、過去の大気中のCO2を再構築する他の手段に目を向ける必要があります。 さまざまなタイムスケールで、さまざまな方法が検討されてきました。ここでは、深海の記録にある手がかりから直接、大気中のCO2の詳細な履歴を再構築する可能性に関心を持っています。私たちのアプローチは、深海プロキシを使用してCO2レベルを再構築するという点で、他の人によるさまざまな試みと似ています（たとえば、Shackletonetal。1983; Shackleton and Pisias 1985; Poppetal。1989; Rau et al。1989、1991; Jasper and Hayes 1990、1994; Shackletonetal。1992; Thunelletal。1992; Strucketal。1993; Rau1994;Mülleretal。1994; Westerhausen et al.1994）。後方外挿の目的で、気候および炭素関連の代理レコードを重回帰によって氷床コアデータに較正することを提案するという点で異なります。 したがって、物理的および化学的モデリングの代わりに統計モデリングを使用します。私たちは海面に関連するプロキシに集中しますが、炭素循環に直接関連するプロキシも考慮します。基本的な前提で一致しない物理モデルがかなりの数あることを考えると（したがって、お互いの妥当性を疑問視する）、ここで採用された統計的アプローチ（またはいくつかの変形）は追求する価値があるようです。深海記録ミランコビッチテンプレートのタイムスケール第四紀の気候要素の再構築において最も重要な項目は、信頼できるタイムスケールです。 深海記録のマスター信号は、浮遊性および底生有孔虫に反映されているd18O記録です（Emiliani 1955; Shackleton and Opdyke1973）。ミランコビッチの理論（ミランコビッチ1930）は、氷床力学の有無にかかわらず、軌道チューニングによる交際の基盤を提供します（Calder 1974; Haysetal。1976; Imbrie and Imbrie 1980; Johnson 1982; Imbrieetal。1984; Shackleton etal。1990）。 氷床力学が氷河期の気候を支配すると仮定します（Emiliani and Geiss 1958; Broecker and van Donk 1970; Calder 1974; Imbrie and Imbrie 1980）。氷の成長と融解のバランスとして海面の変化を表す単純な概念モデルを使用します。融解は（a）軌道強制力、（b）氷の質量、および（c）長期記憶によって支配されます（Berger etal。 1994、1995）：DSL / DtpGROPINSa 7ICEb 7MEM [L] c（1）氷の成長（GRO）は一定で、1/30 kyr近くに設定されています。 これは、反対されていない場合、最大の脆弱な氷塊を構築するのに30kyrかかることを意味します。溶けることによって。 GROはシステムの状態（ICE）に依存する可能性がありますが、そのような依存の兆候は不確実です（ICEは成長に対して正または負のフィードバックを持つ可能性があります）。 「脆弱な」氷とは、第四紀後期に溶ける可能性のある氷を意味します。入力INS（657Nでの7月の絶縁）は、0〜1の値に標準化されています。 初期SLは0.5に設定されています。次に、各ステップについて、[1-SL]にGROを加算し、融解項を減算して、現在のINSを取得し、前のステップのSLとMEM [L]の値を取得して、ICEを計算します。 ICE（1-SLと同じ）は、一度に脆弱な氷の塊の量です。これは溶融に利用できる量です（したがって、bは通常1に等しくなります）。 MEM [L]は、過去のLkyrの脆弱な氷の質量の平均量です。 MEMは、事実上、ICEの現在の安定性（またはむしろ不安定性）を表します。指数a、b、c、およびメモリ長Lは、ターゲットへの適合を最大化するように設定されます。 ap4、bp1、cp4、およびLp57 kyrについては、少なくとも600000年前まで、既存の標準（Imbrieetal。1984; Shackleton etal。1990）によく適合しています（図2a）。このモデルは、入力と出力のスペクトルを比較したときに見られるように、軌道強制力バンドから約100-kyrバンドにエネルギーを移動するのに非常に効率的です（図2b）。ミランコビッチモデルのパラメータの最適な設定は、夏の日射量が異常に多いときにのみ融解が重要になり、存在する氷の質量に比例して融解が発生することを示唆しています。 また、50キロを超える時間質量が大きいと氷が不安定になるとも言われています。システムのこれらの特性は、氷床がそれ自体の生存（アルベド）に及ぼす安定化効果と、地殻がかなり押し下げられた後に厚いシートの基部で発生する不安定性を考慮すると、容易に合理化されます。これは、氷の蓄積に対する負のフィードバックが非常に遅れていることを意味します。 海洋ベースの氷床は、不安定性をもたらすのに特別な役割を果たす可能性があります（例えば、ヒューズ1977;アンドリュースとバリー1978;デントンとヒューズ1981、1983;ピシアスとムーア1981;ラディマンとマッキンタイア1981;ラディマンとライト1987で引用された参考文献; Ruddimanetal。1989;以上Berger and Jansen 1994で表示）。 タイムスケールはどれくらい良いですか？ テンプレートを作成する際に（式（1）;図2）、ミランコビッチの理論（つまり、高緯度の夏の慣性による強制、氷の成長と崩壊による応答）を厳密に順守し、追加の但し書きを採用しました。 その慣性と不安定性は両方とも氷塊と氷塊の老化に由来します（例えば、Birchfield and Ghil1993を参照）。 これは、Imbrieらのアプローチとは異なります。 （1984）、軌道パラメータに調整する前に、既存の記録を積み重ねて、それらを当時利用可能な年齢基準点（退氷、サブステージ5e、Brunhes-Matuyama境界）に適合させた。  図2a、b式のモデルの性能。 （1）; バーガーらのように設定。 （1995;テキストを参照）。 Brunhes chronのモデル出力と標準d18O曲線の比較（mila414：モデル; imb84：Imbrieetal。1984; sha677：Shackleton et al.1990）。 bフーリエスペクトル。657N（ins65jul; A. Berger and Loutre 1991）で軌道上で決定されたインソレーションから約100-kyrの海面変動（1991年）へのエネルギーの移動におけるミランコビッチ-cumice-dynamicsモデルMila414（テキスト式（1））の効率を示しています。 MT414.57） したがって、場所によっては、2つの年齢モデルが多少異なります。これは、ブルンヌとマツヤマの境界に近づくときのミランコビッチ年代を超えて特に当てはまります。その年齢は、インブリーらによって730キロと見なされました。 （1984）、しかし、ジョンソン（1982）と正確に一致し、シャクルトンらと大まかに一致して、790kyrであると見なします。 （1990）およびBaksi etal。 （1992）。新しいスケールを採用する主な理由（ミランコビッチクロンの従来のSPECMAP標準への優れた適合を除く）は、ステージ5の高海面スタンドの既存の日付と厳密に一致します（最大125kyr付近。Szaboetal。を参照）。 1994）、そしてBrunhes-Matuyama境界年齢（780kyrまたはやや古い; Baksi 1994; Cande and Kent 1995）と同様によく一致します。 「夏の日差し」を最もよく表す月として7月を選択するかどうかは、最後の終了を正しく合わせる必要性によって決まります（図3a）。これは、Imbrie etal。によって与えられた年齢よりも3kyr古い130kyrの終了IIの年齢を意味します（図3b）。 （1984）、しかしまだウィノグラード等によって好まれる年齢より幾分若い。 （1992）およびSzabo etal。 （1994）。ミランコビッチモデル（またはそのようなモデル）での7月の選択は任意であることを認める必要があります。 夏の日射量の最も代表的な月は、大気中のCO2または氷の被覆の関数として変化すると考えられます。テンプレート作成モデルへの日射入力のフェーズに由来する、ミランコビッチ年代の特定のイベントの年齢割り当ての不確実性は、2000年のオーダーです。 入力のフェーズを調整して、古い終了IIイベントの需要を満たすことができます。ただし、終了日も長くなり、望ましくありません。 Winograd etal。によって提案された意味で私たちのスケールがずれている場合。 （1992）では、終端IとIIが、式（1992）で表される規則よりも複雑な規則に従っているように見えるという問題が発生します。 （1）。ただし、タイムスケールを少し調整しても、適切な日付の変更が必要になる場合を除いて、大気中のCO2に関する結果が無効になるとは限りません。 （導関数を使用すると、回帰はタイムスケールのエラーに対していくらか敏感になります。）  図3a、b終端IおよびIIでのモデル性能の拡大図。 ターミネーションI、フェアバンクス（1989）のバルバドス融雪水曲線。日付はBard etal。 （1990）。 bターミネーションII、最大溶融水入力の位置。 終了Iと比較して大きな日射強制に注意してください。（Berger and Jansen 1995から） 戦略とデータベース CO2再構築のための転送方法の採用海面水温（SST）の再構築は、古海洋学の標準的な演習です。堆積物中のプランクトン種の存在量は、表面水温に合わせて調整され、その存在量は、過去の推定値を生成します。キャリブレーションに基づくSST（例：Imbrieetal。1973; McIntyre et al.1976）。この方法は、生産性を含む、海洋の状態を説明する他の多くのパラメーターに拡張されています（Mix 1989など）。 この方法論には落とし穴があり、早期に認識されました（Berger and Gardner 1975; Berger1981など）。主に、問題は、転送方法が物理学（または場合によっては生物学）を除外し、相関関係に集中することです。このような相関関係は、時間の経過とともに変化する可能性があります。それにもかかわらず、結果が海洋力学の理解を深め、過去の地球環境の変化に関する研究を導くのに役立ったことは疑いの余地がありません。 ここでは、深海堆積物の特性をBarnola etal。のVostok氷床コアの結果に合わせて較正するための移動法を採用しています。 （1987）、大気中のCO2の後方外挿について。まず、単純な仮説から始めます。海面状態は、惑星の全体的な気候状態を反映しているため、海洋化学と大気中のCO2を反映しています。もしそうなら、ボストークCO2記録の海面の単純な回帰は重要であり、CO2記録を過去にさかのぼって拡張する手段を提供するはずです。 2つの代替海面モデル上記の演習では、2つの異なる独立して導出された海面プロキシを使用します。Imbrieらの積み上げd18Oレコード。 （1984; SPECMAP標準、このペーパーではImb84と呼ばれます）および私たち自身の見積もり（OJsl96と呼ばれます）。海面プロキシOJsl96を作成するために、2つのテンプレート（2/3 MT414.57c1 / 3 MT440）を組み合わせて得られたミランコビッチ図4ミランコビッチ年代測定ツールMila1000を組み合わせ、Imbrie etal。の積み上げ記録と比較します。 （1984; Imb84）、時間領域で。テンプレートの場合、次のいくつかの段落で説明するように、250kyrより長く8kyr未満の期間は、スタックされたd18Oレコードを持つテンプレートから削除されました。ミランコビッチテンプレートの場合、式（1）からの2つのモデル出力を組み合わせます。 （1）。最初の設定は4,1,4 [57] 0.025です。これを図2に示します（mila414およびMT414.57として）。 2番目の設定は4,4,0 [1] 0.030です。つまり、氷塊自体（指数が4に設定されている）を除いて、メモリ項がまったくないという点でMT414.57とは異なります。 また、このモデルでは氷の蓄積がわずかに速くなります（0.025 / kyrではなく0.03 / kyr）。この2番目のテンプレート（MT440）は、歳差運動バンドから100kyr近くのバンドにエネルギーを移動する点で最初のテンプレートよりも効率が低くなります。 したがって、歳差運動の力を維持します。 2つのモデルを2対1の比率で組み合わせると、海面履歴の理論的推定値（Mila1000）が得られます。これは、Imb84によって提供されたものとほぼ一致し、650 kaに戻ります（図4）。この組み合わされたテンプレート（Mila1000）は、ミランコビッチクロニクルに推奨される年代測定ツールです（リストについては、付録の表A1を参照してください）。次に、オントンジャワ海台のスタック酸素同位体レコードを生成します。 G. sacculiferのいくつかのd18Oレコードは、リソクラインよりはるかに上の水深で積み重ねることができます。 ODP806B、ERDC84、ERDC89、ERDC93、ERDC113、およびRNDB74を選択します（リストについては付録を参照してください）。年代測定に新しいミランコビッチテンプレート（Mila1000;図4;表A1）を使用して、これらのいくつかのd18Oシリーズ（表A2）に年齢を再割り当てします。これらのデータをマージして、オントンジャワ海台のG. sacculifer用の新しいd18Oシリーズを取得します（図5;表A3）。さまざまな記録間の相関は顕著です（図5a）。 約400キロに戻ると、5つのレコードが利用可能です。 450キロに戻る、4; 630 kyr、2に戻ります。レコードの1つ（ERDC93）は、200〜350kyrの期間で異常に高いd18O値を持っています。これらの値は考慮から除外します。 630〜850 kyrの期間、ODP806Bの記録に依存します。これは、ステージ19付近で、ODP805Cのパッチ（Berger etal。1995に記載）によって補完されます。  図42つのテンプレート（2/3 MT414.57c1 / 3 MT440）を組み合わせて得られたミランコビッチ年代測定ツールMila1000と、Imbrie etal。の積み重ねられた記録との比較。 （1984; Imb84）、時間領域で。 テンプレートの場合、250kyrを超え8kyr未満の期間が削除されました  図6a、b 2つの海面記録：OJsl96、軌道テンプレートMila1000とd18OスタックOJsox96の組み合わせから。 Imb84、Imbrieらのd18Oスタック。 （1984）、ODP806Bの最上部コアのG.sacculiferのd18Oの平均と標準偏差にリセット。 サブステージ7.1での不一致に注意してください。 0〜350 ka; b 300〜650 ka テンプレート42個テンプレート（2/3 MT414.57c1 / 3 MT440）を組み合わせて得られたミランコビッチ年代測定ツールMila1000と、Imbrie etal。の付け得られた記録との比較。（1984; Imb84）、時間領域で。図5aのこの間隔で見られるテンプレートの表、250kyrを18kyr表の時間が得た記録は独立していませんが、補間です。）等しい重みを与えるデータを結合します。各レコード、および最初に1 kyr間隔で補間し、次に各1 kyrステップで平均化することによってそれらをマージします（図5b）。 平滑化は、補間と平均化の両方の手順によって暗示されます。マージされたレコード（サイト807からの情報に対応するためにわずかに変更された; Prentice etal。1993）に基づく期間 `8 kyrのフーリエ合成は、西部の過去80万年間の提案された新しい標準（OJsox96）です。赤道太平洋（図5b;表A3）。 新しい基準は、Brunhesエポックのよく知られたエミリアーニステージ（ステージ1〜19）を示しており、他の記録と同様に、ステージ13と15は、他の記録と同様に、十分に分離されていません。ステージ16は非常に顕著です。次に、d18Oレコード（OJsox96）と最適なモデル出力（Mila1000）を1対1の比率で組み合わせて「最良の推測」海面曲線を生成します（現在の海面に対してメートル単位で指定）表A4）。 現在、2つの代替海面モデル、Imb84（Imbrie etal。1984）とOJsl96（説明どおりに導出）があります。両方のモデルは、ODP806Bの最上部のコアにあるG. sacculiferのd18O値に標準化されており、以降の計算ではd18Oレコードとして扱われます。それらは非常に似ていますが（図6）、重要な詳細が異なります。過去にさかのぼると、ステージ3はImb84よりもOJsl96でより適切に表現されます。サブステージ7.1はImb84で強いが、OJsl96では弱い。ステージ8は、Imb84よりもOJsl96の方が強力です。これらの違いは、ミランコビッチの理論からの海面再構築の信頼性の感覚と、再構築されたCO2の対応する推定範囲を提供するのに役立ちます。 海面プロキシからCO2履歴を取得するには、次の手順に従います。南極の氷（Vostokサイト; Barnola etal。1987）に見られる過去15 0000年のCO2履歴を使用して、変換するルールを見つけます。海面変動（海洋の一般化されたd18Oレコードに見られるように）をCO2変動に変換します。次に、これらのルールを適用して、d18Oレコードに基づいて時間を遡って推定します。 Jouzelらの測定値に対して結果を確認します。 （1993）、約20 0000年にさかのぼります。このチェックに基づいて、キャリブレーションに使用されていない期間にわたって、CO2の履歴の再構築に置くことができる信頼度を評価します。次に、氷床コアのCO2記録とd18Oベースの再構築を、d13Cベースの大気CO2と海面CO2の再構築と比較します。 海面プロキシからCO2履歴へボストークのタイムスケール海面変動と大気中のCO2の関係を構築する前に、Barnola etal。のCO2レコードのタイムスケールを選択する必要があります。 （1987）。この記録の年代測定、およびJouzelらの年代測定。 （1993）、多くの改訂の対象となっています。 Barnola etal。 （1987）彼らの氷の記録に空気の最低年齢を159.7 kyrとリストします、しかしこの年齢はJouzel等によって150kyrであると取られます。 （1993）。 次に、Jouzel etal。 （1993）彼らの記録の一番下の空気のために217.5kyrの年齢を仮定します、一方、Waelbroeck等。 （1995）200kyrに近い値を提案します。ここで採用されているタイムスケールは、Jouzel etal。の重水素シリーズのマッピングに基づいています。 （1987）深海d18O記録（Berger et al.1989のように）。氷中の重水素は、空気の閉じ込めのタイムラグを調整した後の同じVostok氷記録（r2p0.79;標準誤差12.7ppm）内で、重水素とCO2の強い相関関係があるため、優れた時間マーカーであると考えています（ Barnola et al.1987で与えられているように）。 私たちにとって、大気中のCO2とのこの優れた適合は、間違いなく地球規模の信号であり、雪が沈殿した温度を反映する重水素信号は、地域的ではなく地球規模の変化を表す可能性が高いことを示しています。 （氷の記録のタイムスケールの議論については、Sowers et al。1991、1993; Jouzeletal。1993; Jouzeletal。1994; Sowers and Bender 1995を参照してください）。以下では、2つの独立して導出された海面プロキシ（OJsl96とImb84）に基づく再構成を比較します。 いずれの場合も、重水素の記録が適切な海面曲線と相関するように、ボストークのタイムスケールが調整されました。 OJsl96を海面プロキシとして使用した結果次に、ボストークCO2レコードで海面テンプレート（図6のojsl96）を回帰し、最下部の年齢を154 kyrに設定します（図7aのbar87）。ストレートフィットにより、r2 p0.77が得られ、推定値の標準誤差は12.8 ppm（9〜10 ppmの測定誤差よりも約40％大きい）です。 Jouzel etal。のCO2データへの外挿系列の適合。 （1993;ボトムエイジを215 kyrに設定）は非常に優れており、後方再構成の品質のチェックとして機能します。過去にさかのぼって外挿するのは今では簡単なことです。問題は、もちろん、そのような外挿がどれほど優れているかということです。氷のデータがないため、さまざまな種類のプロキシを使用したさまざまな再構築の試みの結果しか比較できません。海面が海洋の炭素化学（および大気中のCO2）に直線的に関連していると信じる理由はありません。 おそらく、大陸棚のプロセスは海洋の炭素循環に大きな役割を果たします。なぜなら、大陸棚の生産性が高く、有機物が河口や大陸棚の端を越えて隔離され、硝酸塩が減少し、炭酸塩が激しく沈殿してから除去されるからです。 、部分的には、大陸斜面へ（Bergeretal。1989; Milliman 1993で引用された参考文献を参照）。特に、堆積、再堆積、および暴露時の再溶解に関与する大きな塊のために、棚の炭酸塩は、CO2サイクルの生成を助けるのに重要である可能性があります（Berger and Keir 1984; Opdyke and Walker 1992; Walker and Opdyke1995）。海面上昇に伴う陸棚プロセスの非線形拡張を考慮して、ボストークCO2で回帰する前に海面項を2乗します。 その結果、適合度がわずかに増加するため、r2 p0.80になり、推定値の標準誤差は12.1 ppmに減少します（図7b）。図7bで、サブステージ5eに関連するCO2の大きな正の偏位には、2つのスパイク（125 kyrを中心とする猫の頭の耳のような）が隣接していることに注意してください。 CO2の一時的な増加は、海面の上昇と下降の両方を伴います。この「猫の耳」の効果は、海面の導関数を2乗することで捉えることができます。 この項を回帰に追加すると、一致が大幅に改善されます（r2 p0.84;図7cを参照）。標準誤差は10.4ppmになり、元の測定誤差とあまり変わりません。この時点では、これ以上の改善は期待できません。ターゲットの測定誤差を打ち負かそうとすると、再構成で誤った結果が生じる傾向があります。 d18Oレコードの導関数の二乗がCO2の回帰で有用な用語であるという物理的な理由は何でしょうか？もちろんわかりません。しかし、大規模な擾乱は大気中のCO2レベルを上昇させる傾向があると仮定することで、この影響を合理化することができます。 これは温暖化のために容易に受け入れられ、溶解度の喪失によって海洋から大気へのCO2の移動につながります。また、温暖化が速いと、深層換気が遅くなる傾向があり、その結果、外洋で硝酸塩が破壊され、生物ポンプの効率が低下します（Bergeretal。1987; Shaffer1990）。冷却のために、雨やマングローブ林を含む陸域生物圏の破壊（地下水位の低下による）が引き起こされる可能性があります。 あるいは、海面導関数を二乗する軌道強制力の頻度を2倍にする他の要因を反映しています。どうやらこの手順はうまくいきます。つまり、第四紀後期のCO2の変化について提唱する仮説は、なぜそれが私たちが見つけた海面と特定の関係を持つべきなのかを説明する必要があります。 Imb84を海面プロキシとして使用した結果2つの海面プロキシOJsl96とImb84は非常に似ています。したがって、キャリブレーションと外挿の結果は類似しています（図8）。 Imb84（Imbrie etal。1984のSPECMAPスタック、海面モデルとして採用）をCO2の回帰に使用する場合、氷床コア重水素との相関によって年代測定した後、Barnola etal。のデータに適合します。 （1987）は優れています（r2p0.80;標準誤差11.7ppm）。以前と同様に、海面の二乗項（r2p0.82;標準誤差11.2ppm）を選択し、海面と海面変化の両方に二乗項を使用する場合（r2 p0.86;標準誤差9.6）、適合はわずかに改善されます。 ppm）。 ただし、Jouzelらのデータ。 （1993）は、レコードの最下位年齢を200 kyr近くに設定した場合の回帰の後方外挿によってのみ十分に複製されます（図8の198 kyr、jou93、155 kyr近くのbar87に結合）。したがって、Waelbroeckらの提案。 （1995）ボストークCO2記録の底が200キロ年より幾分古いということは、これらの再構築によって支持されています（図8）。  図8a–c Imbrie etal。のd18Oの深海記録からの大気CO2の再構築。 （1984）、BarnolaらのCO2データでのd18Oの回帰による。 （1987）、bar87（imb84に氷重水素をマッピングすることによって改訂）、およびJouzel etal。のCO2データと比較するために後方に外挿します。 （1993）（jou93、後方155 kyrから、最適フィットのために下部を198 kyrに設定）。 SPECMAP海面モデル（imb84）のbar87（r2 p0.80）への直線適合、および外挿。 b aと同様に、Imb84（r2 p0.82）の2乗値を使用します。 c bと同様に、Imb84の導関数の項を追加します。 Dd13Cパラメータの有用性東部熱帯太平洋のコアV19-30の記録深海記録から第四紀後期の大気CO2の歴史を再構築する最初の試みは、シャクルトンらによるものでした。 （1983）（Pisias and Shackleton 1984; Shackleton and Pisias 1985も参照）。 本質的に、シャクルトンとその仲間は、単純な概念モデル（Broecker 1982のモデル）を使用して、海洋の状態を大気中のCO2含有量に関連付けました。このモデルでは、さまざまな効率で表層からCO2をバイオポンピングする必要があります。 効率は、有孔虫の浮遊性および底生性の殻のd13Cの差に記録されます。シャクルトンとその仲間は、東部熱帯太平洋（コアV19-30）での記録を選択しました。したがって、この地域が海洋化学の地球規模の変化を代表していることを意味します。理論には、d13Cの全体的な浅いものから深いものへの違いは、少なくとも最終氷期以降の期間、観測されたCO2変動の振幅を定量的に説明するには不十分な大きさであるという欠陥があります（Berger and Keir1984）。 V19-30のDd13Cレコードの振幅が十分に大きいため、大気中のCO2の予測子として使用できるのは、明らかに、この特定のサイトで選択された信号キャリアが、の前提とは関係のない適切な量の追加情報を偶然に報告しているためです。 浅いコントラストから深いコントラスト（Zahnetal。1986; Berger and Herguera 1992）。 Broeckerのバイオポンプ仮説をpCO2変動の唯一の、または最も重要なメカニズムとして受け入れることには深刻な問題があります（Shackleton et al.1992によって暗示されています）。このようなアプローチは、海洋のアルカリ度の変更における浅海炭酸塩の蓄積と破壊の役割（Berger 1982; Berger and Keir 1984; Opdyke and Walker 1992）と深海炭酸塩の溶解（Keir and Berger 1983; Broecker and Peng 1987、1989; Emerson and Archer 1992; Archer and Maier-Reimer 1994）。また、氷期と間氷期の間の海洋の温度変化の役割を無視しています（Volk and Hoffert 1985; Bacastow、印刷中）。 したがって、特定のDd13Cレコードが大気中のCO2のプロキシとして解釈できるかどうかは非常に疑わしいです（Shackleton etal。1983、Shackleton and Pisias 1985、およびShackleton etal。1992によって提案されたように）。代わりに、そのような記録は、地域の生産性のプロキシとしてより現実的に解釈され（Bergeretal。1989; Berger and Herguera 1992）、大気中のpCO2との関係をそれぞれ確立する必要があります。転送アプローチを使用する場合（Vostokレコードの公開により可能になりました）、信頼できる物理モデルがなくても、Shackleton etal。の方法で過去のCO2レベルの実行可能な推定を行うことができます。 （1983）：Dd13CパラメーターをBarnola etalに単純にスケーリングします。 （1987）回帰によるCO2曲線、および結果の回帰方程式を使用して逆方向に作業します。このような演習の結果は、Shackleton and Pisias（1985）のデータを使用して図9に示されています。 V19-30のDd13CレコードとBarnolaet al（1987;重水素のImb84 d18Oレコードへの適合のためのVostok年齢スケールの調整後）のVostok CO2レコードへの適合の品質は非常に良好です（r2 p0.58 ）、ただし、どちらの海面プロキシ（r2p0.77およびr2p0.80;図7aおよび8a）へのストレートフィットほど良くはありません。 17 ppmの推定値の標準誤差は、氷床コアデータ自体に与えられたものの約2倍です（海面：12.8および11.7 ppm）。要約すると、転送アプローチによって解釈されたV19-30のDd13Cレコードは、pCO2の履歴の妥当な推定値を提供します。 BarnolaらのCO2データの回帰の外挿。 （1987）Jouzel etal。のデータによってカバーされた期間に戻る。 （1993）後者の記録boを示唆している  図9 コアV19-30のDd13Cに基づく大気CO2の再構築、V19-30のDd13Cレコードを上部ボストークデータ（bar87）に適合させ、下部ボストークデータ（jou93、155 kyrより古い）と比較するために後方に外挿する ）。 Shackleton and Pisias（1985）のデータ、浮遊性および底生性の分類群は、それぞれN.dutertreiとUvigerinaです。 bar87でのDd13CのF（sha85）回帰、r2 p0.58、標準誤差17 ppm; bar87：BarnolaらのCO2記録。 （1987）; jou93：Jouzel etal。のCO2記録。 （1993）。 bar87のタイムスケールをSPECMAPスケール（テキストを参照）に調整し、Vostok CO2（jou93）の下部を201.5kaに設定して最適にフィット オントンジャワ海台の記録オントンジャワ海台では、Dd13Cパラメータ（浅いvs深い）は、シャクルトンらによって研究されたコアよりも有用性が低いようです。 （V19-30、東部熱帯太平洋）CO2推定を目的としています（図10）。 bar87に適合させると、r2 p0.24が得られ、推定値の標準誤差は22.9ppmです。 この悪い結果は、私たちが使用する浮遊性および底生性の分類群（N.dutertreiおよびUvigerinaではなくG.sacculiferおよびP.wuellerstorfi）が、のd13Cの記録者として最も適した種に関する現在の考え方に従って結果を改善するはずであるという事実にもかかわらず発生します。 それらが成長する水の溶存無機炭素（例えば、Vincent and Berger 1981; Zahnetal。1986; McCorkleetal。1990; Wefer and Berger 1991）。たとえば、ODP806BのDd13Cレコードは、ステージ3で大きな正のエクスカーションを示し、ステージ5の初期の高CO2プラトーの追跡には不十分です。これは、遷移IIで、d18Oレコードに関して明確なリードを示しています。 Shackleton and Pisias（1985）の観察。生産性パターンの調整には風の場（日射量の変化に瞬時に反応できる）が重要であるため、生産性に関連するプロセスの変化の背後にある氷塊の変化の遅れ（図10の「遅れ」）が予想されます。それにもかかわらず、オントンジャワ海台でのd13Cの記録は、大気中のCO2の有効な推定値をもたらすために作成することができます。 疑わしい浅い深さのDd13Cバイオポンププロキシに限定する代わりに、大気中のCO2を再構築するために複数の同位体層序で複数の回帰を使用して、より一般的な方法で利用可能なデータを調べることができます。 公開されたデータ（Bergeretal。1993a; Bickert etal。1993、Schmidt etal。1993）を組み合わせ、ギャップを埋めて記録を拡張することにより、ODPサイト806Bの完全な同位体データセットを750kyrまで戻すことができます。 （P. wuellerstorfi;付録、表A5）。同等のデータがODP805C（Bergeretal。1993b; Bickertetal。1993; Schmidt etal。1993）で利用可能であり、DSDP586BおよびRNDB74Bについて生成されています。 G. sacculifer、P。obliquiloculata、およびP. wuellerstorfiのd13C値を、ODP806B、ODP805C（底生データ）、DSDP586B、およびRNDB74Pのレコードについてマージした後、オントンジャワ海台のそれぞれの「最良の推測」シリーズを取得します（リストについては、付録の表A6を参照してください）。 Barnola（1987）データの回帰と外挿により、V19-30レコード（Shackleton and Pisias 1985）から得られた結果と同等の品質の結果が得られます。 3つの可能な予測因子のうち、G。sacculiferとP. wuellerstorfi（ws）のd13Cの違い、P。obliquiloculataとP. wuellerstorfi（wp）のd13Cの違い、およびP. wuellerstorfi（w13;図11aを参照）のd13Cの違い。 2つ目は、他の2つよりもはるかに優れています。線形回帰では、r2 p0.62（標準誤差、16.2 ppm）が得られます。これは、V19-30で得られたr2（0.58）よりもわずかに優れています。海面と同様に、項（p13-w13）を2乗すると、相関が改善され（r2 p0.67、標準誤差15.2 ppm）、導関数の2乗に項を追加すると、相関がさらに改善されます（r2 p0.72;標準誤差）。 13.8 ppm）。 3つのd13Cプロキシとその派生物のさまざまな組み合わせに対する回帰では、それ以上の重要な改善は見られませんでした。 P. wuellerstorfiのd13Cの導関数の項を追加すると、r2は0.73になります。再構築されたCO2をJouzelらの測定された氷床コア値に最適に適合させるため。 （1993）、後者の最下位年齢は203kyrに設定されました。結果として得られた適合（図11b–d）は、Vostokレコードの200kyr付近の最大年齢を再びサポートします。 d18Oの2乗（OJsl96）と（p13-w13）の導関数の2乗の組み合わせにより、r2 p0.80が得られ、標準誤差は11.4（つまり、測定誤差に近い）になります。 d13Cの項に日射の項を追加した実験では、相関の改善は見られませんでした。したがって、d13Cを使用した場合の最良の推定値は、海面値の2乗と（p13-w13）の導関数の2乗を組み合わせることによって得られるようです（図12）。 場所によっては問題が発生する可能性があります（後期ステージ5e、ステージ7.1）。この再建は、JouzelらのVostokレコードの最下部の215kyrの年齢をサポートします。 （1993;海面モデルOJsl96を使用した結果）。 Barnolaらへのd18Oとd13Cの両方を含むコンストラクトの適合。 （1987）データは優れていますが（図12のbar87）、底年齢が200 kyr近くに設定されているJouzel（1993）の対象期間への外挿に使用すると、やや満足のいくものではありません（図12のjou93）。 155キロバックから）。それにもかかわらず、ミランコビッチクロニクルの最終的なCO2再構築の1つの推定値として、この回帰を採用します。ただし、このタスクに移る前に、ボストーク氷データのさらに別のタイムスケールについて説明する必要があります。  図10 ODP806BのDd13Cレコードの比較（Bickert etal。1993） ボストークCO2記録（Barnola etal。1987）で、改訂。 （Berger and Wefer 1992から）  図11 a–d大気中のCO2の再構築のためのプロキシとしてのオントンジャワ海台（ODP806B、DSDP586、RNDB74）からの積み重ねられたd13Cデータ。 有孔虫種間のd13CとP.wuellerstorfiのd13Cの違い。 w、P。wuellerstorfi; s、G。sacculifer; p、P.obliquiloculata。 b wとpのd13C差を使用した回帰（w13-p13; r2 p0.62）。 bar87、jou93：ボストークデータ、155 kyrで結合、下部は203kyrに設定。 c bと同様に、（w13- p13）（r2 p0.67）の2乗を使用します。 d cと同様に、導関数の2乗の項を追加します  図12海面プロキシOJsl96の二乗からの大気CO2の再構築、およびP.obliquiloculataとP.wuellerstorfiの間のd13Cの差の導関数の二乗（r2 p0.80）。 bar87：Barnola etal。のボストークCO2記録。 （1987）、赤字、底部154 kyr; jou93：Jouzel etal。のVostokCO2記録。 （1993）、編集済み、155〜203 kyr  図13a、bボストーク氷床コアの記録の比較。 ボストークサイトの氷の重水素含有量と氷に囲まれたCO2との関係（空気の閉じ込めの遅れを補正した後）。 Barnolaらからのデータ。 （1987）およびJouzel etal。 （1987）。 元のタイムスケール（ここでは受け入れられません）。 b氷に閉じ込められた空気中のd18O信号と、同時に閉じ込められたCO2との関係。 CO2（bar87）を大幅に滑らかにして、全体的なパターンを引き出します。 （Sowersetal。1991およびBarnolaetal。1987からのデータ） ボストークの代替タイムスケール多数のタイムスケール深海の記録と比較して、ボストークのCO2レコードの確固たるタイムスケールがまだないのは厄介です。ここで使用したタイムスケールは、ボストークの重水素記録を深海に関連付けています。 海のd18O記録（Berger etal。1989）は、一般的に受け入れられていません。文献に記載されているさまざまな層序は一致していません（Barnolaetal。1987; Sowersetal。1991; Jouzeletal。1993; Waelbroeck et al.1995）。これらのスケールに与えられた許容誤差は、CO2とシステムの他のパラメーターとの間の位相の違いとまったく同じオーダーであり、調査したいと思います。代替のタイムスケールを採用すると、位相差が変化します。 このような代替のタイムスケールは、たとえば次のとおりです。（a）Vostok氷床コアの重水素記録と、本明細書で使用されている深海炭酸塩の厚板トニックd18O記録との一致。 （b）底生d18Oレコードと同様の一致。 （c）氷中の空気のd18O記録と深海堆積物中の浮遊性d18O記録との一致（Sowers etal。1991によって提案された）。 （d）底生d18Oレコードを使用した同様の一致。 （e）氷中のCO2記録と地表水中の見かけのpCO2記録との一致（Jasper and Hayes 1990;Mülleretal.1994）。これにより、5つの（わずかに）異なる年齢スケールが作成され、その結果を調査する必要があります。 氷中の重水素が海の温度に関連している場合、深海の温度ではなく表面の温度を記録すると仮定することで、タスクを簡略化できます。また、おそらく、この表面温度は、海面状態によってプロキシされる気候状態の問題です。したがって、底生生物のd18Oではなく、浮遊性のd18Oとの相関関係が適切です。これにより、上記の5つのケース（b）が排除されます。同様の議論はケース（d）を排除します。 さらに、地表水中のpCO2は、バイオマーカーの測定値と温度に関する仮定に基づいて計算された量です。実際、温度はpCO2値の割り当てに大きな役割を果たしているため、局所的なpCO2と氷のCO2の相関関係は、大部分が局所的な海面水温と地球規模のCO2の間の線形一致です。氷中の重水素とCO2の位相差はほとんどないため（図13a）、実際には、局所的な海面水温と重水素の記録が一致しています。局所的な温度が地球規模の海面状態を反映している限り、これによりケース（a）に戻り、ケース（e）が排除されます。 議論するために残されたケースは、海洋d18Oレコードへの相関によって、氷中の大気中の酸素の同位体が時間マーカーとして取られるケースです。氷中の大気中の酸素の同位体に基づくタイムスケールSowersらによって提案されたタイムスケール。 （1991）は、氷に閉じ込められた空気のd18Oを海洋のd18Oと相関させることに基づいています。大気中酸素（ATOX）スケールは、議論が単純に見えるため、一見魅力的です。 一見したところ、それはそれほど魅力的ではありません。空気のd18Oは、海のd18Oよりも広い範囲で変動します（図13;図13bのサブステージ5bと5d、それぞれ1270mと1620m付近の大きな変動に注意してください）。 ）。空気のd18Oは、海のd18Oから実質的にオフセットされています。オフセットの大部分は、光合成植物の活動、つまり水とCO2へのアクセスの関数です。そのようなアクセスが海面（海のd18Oレコード）と一致している場合にのみ、2つのd18Oシリーズが正確に一致していると期待できます。 言い換えれば、Sowersらの仮説。 （1991）–空気中のd18Oは、海洋の表層水のd18O変化に正確に従うということ–は、海面、気候、および陸域生物圏応答の間の位相シフトの欠如を推定します。位相シフトの暗黙の欠如は、氷のデータによって裏付けられていません。 Sowersらの仮説を採用した場合。 （1991）、重水素が海洋のd18O記録と平行しているという仮説と比較して、海面とCO2の間の位相シフトが増加していることがわかりました（図13b）。実際、CO2のシフトは、主要な温暖化期間に関して2つの方向で発生します。CO2は早く上昇し、遅く下降します。 大気中のCO2が地球の気候を反映している限り（これは海洋と大気の間の酸素同位体の分別を制御するのに役立ちます）、仮説はそれが説明しようとしているまさに氷のデータによって暗示されます。今説明したパラドックスには、いくつかの明白な解決策があるかもしれません（私たちはそれを認識していません）。 pCO2の再構築に回帰手法を使用する現在の状況では、Sowers etal。の採用かどうかを簡単に尋ねることができます。 （1991）年代測定スキームにより、重水素スキームの使用と同様に、またはそれよりも優れた大気中のCO2を再構築することができます。以下では、この質問に答えようとします。 ATOXスケールを使用すると、引数がより複雑になり、満足のいく結果が得られないことを示します。 ATOXスケールに基づくCO2の再構築ATOX年代モデルを採用すると、海面をCO2に一致させることがはるかに困難になります（図14a）。  図14a、b氷中の空気のd18O（Sowers etal。1991）を海面プロキシOJsl96と相関させ、CO2と海面プロキシの間で一致することに基づく年齢モデル。 氷中の空気のd18OをOJsl96に一致させた後の、海面プロキシOJsl96の氷床コアCO2レコードbar87へのスケーリング。空気閉じ込めの遅れを1.5kyrと仮定します。 CO2の強い鉛に注意してください。 b海面値の二乗と局所導関数の二乗を使用したVostok氷床コアのCO2でのF（OJsl96）の回帰（r2p0.72;標準誤差15.2ppm） CO2は現在、海面の変化に対して強い進みと遅れを示しており、海面の導関数を二乗する装置では捕捉するには強すぎます（図14b）。それでも、海面と回帰の導関数の両方に正方形を使用した「最適」では、印象的なr2 p0.72と15.2ppmの標準誤差が得られます（ストレートDd13Cのr2 p0.6と比較してください）。したがって、この方程式は、後方外挿の有効な方法のままです。 OJsl96の3乗を使用し、高緯度に初夏の日射を導入することで、回帰を改善できます（図15）。示されている回帰では、657Nでの5月の日射量の変化率が、r2p0.86および10.7ppmの標準誤差で必要な気候情報を取得しています（図15a）。重要なのは、日射量自体のレベルではなく、日射量の変化です。これは、大気のCO2含有量が、海面位置によって（非線形に）設定された不均衡プロセスの結果として見られる場合に意味があります。 この統計実験の結果は、ATOXタイムスケールを使用する場合、CO2の再構築に問題はないということです。ただし、この場合、日射分布に関する情報を回帰に入力する必要があります。ただし、回帰方程式は以前よりもはるかに複雑になり、2つではなく4つの項があり、海面でのパワーが高くなっています。 このような高い指数は、データに「スパイク」が存在する場合は常に、誤った結果につながる可能性があります。このより複雑な回帰を使用した後方外挿の適合度は注目に値します（図15b）。外挿は、Jouzelらの氷床コア記録のマイナーな特徴さえも複製します。 （1993）、ただし、最高年齢が144.5 kyr（Jouzel etal。1993によって与えられた年齢モデルより5.5 kyr若い）であり、下部が210 kyr（与えられたより8 kyr若い）になるようにレコードがシフトされます。この伝達方程式を、ミランコビッチクロニクル（下記）の再構成を行う際のもう1つのモデルとして使用します。地表水pCO2への適合近年、海面水でのpCO2の再構築を可能にする方法の開発に強い関心が寄せられています（Jasper and Hayes 1990、1994; Strucketal。1993;Mülleretal。1994 ; Westerhausen et al.1994）。 基本的な概念は、光合成中の炭素同位体分別が成長環境におけるCO2の分圧にある程度依存するという事実を使用することです（Poppetal。1989; Rau et al。1989、1991; Hollander and McKenzie 1991; Freeman and Hayes 1992; Rau 1994）。そのような記録の1つは、氷床コアのCO2のパターンと非常によく似た一般的な構造を示しています（図16）。ミュラーらの年齢モデル。 （1994）Barnola etal。の氷床コアCO2記録を照合することによって導き出されます。 （1987）地表水の推定pCO2記録に直接（有機物のd13Cから）。前述のように、これは主に表面温度を氷床コアのCO2レコード（P.MüllerandR。Schneider、pers。commun。）に一致させることであり、温度値はアルケノン分析に基づいています。ただし、フィット感は良好で、重水素ベースの年齢モデルをサポートしています。また、150 kyrより古い部分は、Jouzel etal。とよく一致しています。 （1993）データ、より若い年齢に向けていくらかの調整（私たちも見つけたように）。  図16 Barnolaらの氷床コアCO2記録の比較。 （1987）Popp et al。のモデルによる有機物のd13Cの変換を使用した、コアGeoB 1016–3の地表水PCO2推定値。 （1989）およびRau etal。 （1991）。 最適に調整されたVostok氷床コアのタイムスケール。 （Mülleretal。1994から）  図17 a、bミランコビッチクロニクルのCO2再構成、海面プロキシDd13C、および5月の657Nでの日射量に基づく4つの異なる再構成を使用（テキストを参照）。 4つの推定値の太線の平均。 0〜350キロ; b 300〜650キロ ミランコビッチクロンのCO2記録ミランコビッチクロン（ミランコビッチ1930年の最初の日付）について、大気中のCO2を何度も再構築するためのツールがあります。気候変動ゲームのルールがこの期間内にあまり変化しなかったと合理的に確信しているため、この期間（過去625キロ）に制限します。これは、d18Oレコードに含まれるサイクルの性質から明らかです（図1）。 また、この期間の海面テンプレートを作成する場合は、式（1）で記述される単純なミランコビッチモデルを使用します。 （1）、設定を一定に保つことができます。この内部の一貫性は、過去200年間程度で見つかったキャリブレーションが、過去400年間に適用可能であることを示唆しています。最終的な最良の推測のためにいくつかを平均することを目標として、さまざまな再構成を比較することから始めます。 482最初のプロキシは海面曲線Imb84で、これはF（x2、xb2）の形式で使用され、過去150kyrのr2p0.86です。また、重水素ベースのタイムスケール（r2 p0.84）で見つかった回帰を使用して、F（x2、xb2）の形式で海面プロキシOJsl96を使用します。 3番目のプロキシはF（x2、pb2）です。ここで、xはOJsl96、pはP.obliquiloculataおよびP.wuellerstorfi（r2 p0.80）のDd13Cです。 4番目の回帰は、代替ATOXタイムスケール（そのフレームワーク内のr2 p0.86）で見つかった、OJsl96およびINS [May657N]に基づく回帰です。この演習では、各時点で4つの推定値が得られます（間隔は2 kyrステップで取得されます。図17）。 一般に、異なるプロキシ間には良好な一致があります。 Imb84に基づく再構成は、適用された年齢スケールの結果として、終端IとIIの両方でCO2の遅い上昇を示す点で他とは異なります。また、サブステージ7.1には高い値があります。これは、Jouzel etal。のVostokレコードの下部を示唆しています。 （1993）その期間（およそ200ka）にあります。終端の終わりの顕著なピークは、ATOXモデルによって提供されます。 （照射なしのOJsl96ベースのモデルは、入力が約8 kyrの期間を除外するようにフィルター処理されるため、このような短期間のスパイクを提供できません）。ミランコビッチクロニクルの大気CO2の単一の最良の推定値を取得するために、独立変数[imbˆ2、imbbˆ2]、[xˆ2、xbˆ2]、[xˆ2の適切な組み合わせを使用して、4つのプロキシ回帰から各ポイントのローカル平均を計算します。 、pbˆ2]、および[x、xbˆ2、irb、irbˆ2]。パラメータimb84は、過去650 kyrのSPECMAPシリーズであり、最初の300kyrの平均と標準偏差がODP806BのG.sacculiferレコード（1.3と0.33）に対応するように設定され、xはOJsl96（同様に設定）、pはP.obliquiloculataとP.wuellerstorfiの間のDd13Cであり、irは5月の657Nでの日射量であり、平均0.75、標準偏差0.25に設定されています。推定値の局所的な不確実性は、2つの標準偏差と見なされます。 平均化後、平均をBarnola etalの元のCO2値に戻しました。 （1987; r2 p0.86）過去156年間、それに応じて古い値を調整しました。地域の不確実性は変わりません。結果として得られた最良のCO2再構成を図18に示し、95％のエラー制限とともに付録に示します（表A7）。 Vostokターゲットへの適合は非常に良好で、deuteriumojsl96タイムスケールを使用した相関にはr2 p0.86（標準誤差10 ppm）、ATOXベースのタイムスケールを使用した相関にはr2p0.80があります。 したがって、ボストークデータに最終的に採用されるタイムスケールに関係なく、これらの推定値は正確である必要があります。ディスカッション二酸化炭素の役割は？間違いなく、Vostok氷床コアのCO2記録は、炭素循環、および一般的な気候関連科学、特に第四紀の気候に関する最も重要なデータセットの1つです。 私たちの主張は、シャクルトンとその仲間（Shackletonetal。1983; Shackleton and Pisias 1985）に例示されているように、深海の記録を使用して歴史を過去にさかのぼって拡張することは可能ですが、メカニズムに関する疑わしい仮定はありません。かなり高い信頼度で。これが今できる理由（数年以上前には不可能でした）は、キャリブレーションセット（Barnola etal。1987）だけでなく、再構成をテストするためのセット（Jouzel et al。 .1993）。 さらに、レグ130とその前の遠征のおかげで、太平洋で最高の場所の1つで詳細な深海記録があり、強力な世界信号の可能性があります。私たちの再建は、過去350000年ほどの間、氷床コアと同様の誤差範囲内で有効であると確信しています（特にタイムスケールの不確実性を考慮する場合）。したがって、私たちはCO2記録をVostokを超えて約100kyr戻したと主張します。古い記録に関する限り、再建の受け入れはこの時点での信仰の問題です。 合理的な疑いを超えて、気候システムが現在と同じように機能したことを立証する必要があります。変化の長期的な傾向（私たちはここでは考慮していません）この点で不確実性を導入します。 CO2記録は何に役立ちますか？岩盤兼氷系の応答時間は、一般に、単純な海面モデルで提案されている57 kyrよりも短くなっています（式（1））。 Imbrie etal。 （1993）たとえば、15 kyrのe-folding時間を採用します。これは、私たちのスキームの40〜50 kyrのメモリに対応します（MEMの指数が高い場合）。数値実験により、モデルの枠内で50 kyrを超えるメモリを想定しない限り、「ステージ11の問題」（Imbrie and Imbrie 1980）を解決することは困難または不可能であることがわかりました。 （ステージ11の問題は、400 kyr前に主要な間氷期が発生したという観測であり、顕著な歳差運動がなく、離心率が低いことを思い出してください）。 Shackleton and Pisias（1985）が指摘しているように、長期記憶を導入する1つの方法は、海洋における炭素の滞留時間が10万キロ年のオーダーであるため、炭素循環を呼び出すことです。 Imbrie等の経験的分析において。 （1993）、深海記録の炭素関連パラメータは、すべてのサイクルとすべての異なるフェーズグループに現れます。したがって、海洋の炭素化学は、第四紀の気候変動のあらゆる側面で重要な役割を果たしていると考えるのが妥当です。 それは、おそらく、大気中のCO2とそれに関連する微量ガス、および放射収支に対する温室効果によって起こります。もしあれば、100-kyrサイクルの生成における炭素循環の役割は何ですか？この質問には答えられていません。私たちが導入した変換は、氷床コアのデータ（2つのサイクルが基礎を確立する）に適合しているため、CO2レコードで100kyrの側面を非常に明確に引き出します。ただし、これは単なる統計的外挿です。  図18a–c海面プロキシOJsl96（各グラフの下部にある点線）と比較した、ミランコビッチクロニクルの大気CO2の最良の推定値。 詳細。2つの代替ボストークターゲット（塗りつぶされた三角形OJsl96-重水素とImb84-重水素、2 kyr間隔）と、海面プロキシImb84、OJsl96、Dd3 C、および5月の657Nでの日射量からの最良の推定値を示しています（テキストを参照） ）; 太い線は推定値で、細い線は範囲（95％）を区切ります。 b過去350キロ。 c 300〜650キロ; のように太い線と細い線 システムの物理学は非常に複雑で、熱効果、古生産性、炭酸塩収支、および海洋の成層の変化が含まれます（Sundquist and Broecker1985およびZahnet al.1994のレビュー）。さらに、陸域生物圏の応答を考慮する必要があります（Houghton et al.1990）。 最終的に、許容できる答えは、炭素循環の包括的なモデリングに依存し（たとえば、Broecker and Peng 1986; Maier-Reimer and Bacastow 1990; Heinze etal。1991）、深海堆積物の研究によって制約が与えられます（たとえば、Keir 1988、1990; Jasper and Hayes 1990; Oppoetal。1990; Mixetal。1991; Pedersenetal。1991; Thunelletal。1991; Jasper and Hayes 1994; Jasperetal。1994; Rau 1994）。 それまでの間、包括的な理論を立てる前に、過去100万年ほどにわたる大気中のCO2の経過を現実的に推定することは非常に興味深いことです。私たちの試みはその方向への一歩です。他にほとんどないにしても、大気中のCO2を再構築するという演習は、タイムスケール、海面プロキシ、および海洋炭素循環の複雑さに関する知識の多くの深刻なギャップに直面することを余儀なくさせます。 謝辞 ブレーメンで実施された同位体測定を監督してくれたブレーメンのモニカ・セグル博士に感謝します。キールのロビン・キール博士は原稿を読み、改善のために役立つ提案をしました。 W. H. B.は、米国国立科学財団（OCE92-17166）からのサポートに感謝します。 Appendix ミランコビッチ年代における大気CO2の再構築のための付録データベース この研究では、次のコアからのデータを使用しました：ODP806B [1H、2H、3H]（00719.1bN、159721.7bE、2520 m）、ODP805C [1H、2H]（01713.7bN 、160731.8bE、3188 m）、DSDP586 [1H、2H、3H]（00729.8bS、158729.9bE、2218 m）、ERDC84p / pg（01725.3bN、157715.3bE、2339 m）、ERDC89p（00700.2bS、155751.9bE、1936 m）、ERDC93p（02714.5bS、157700.5bE）、ERDC113p（01738.1bS、159713.2bE、2158 m）、RNDB74（00720.4bN、159722.7bE、2604m）。 この付録には、次の情報を含む7つの表があります。 1。相関による深海d18Oレコードの年代測定用のミランコビッチテンプレートMila1000。 Mila1000は、式（1）の数値積分から導出されます。 （1）これは時間の経過とともに氷の量を追跡します：DSL / DtpGROPINSa 7ICEb 7MEM [L] cここで、DSL / Dtは海面の変化を表し、GROは氷の蓄積の最大速度（一定と見なされます）、INSは7月の657Nで、ICEは破壊の対象となる現在の氷塊であり、MEMは期間Lにわたって取得されたそのような氷塊の平均であり、a、b、およびcは最適に設定された指数です。計算は正規化された空間（0– 1）で行われます。 Mila1000は、設定が0.025、ap4、bp1、cp4 [Lp57]のモデルの3分の2であり、0.03、ap4、bp4、cp0のモデルの3分の1です。 2.オントンジャワ海台（G. sacculifer、350〜420 mm）からの酸素同位体記録。出典：806B、Berger etal。 （1993a;ブレーメンを分析）; RNDB74、この作品（ブレーメンを分析）; ERDC84、ERDC89、ERDC113、Schiffelbein（1984; SIOを分析）; ERDC93、Wu and Berger（1991; SIOを分析）。 ここでは、すべてのレコードがテンプレートMila1000を使用して更新されています（表A1）。 3.オントンジャワ海台（G. sacculifer、第四紀後期）の酸素同位体記録OJsox96：stack。表A2の情報源、ODP805C（Berger etal。1993b）、DSDP586（unpublished）、およびODP807（Prentice etal。1993）からの情報を追加。テンプレートMila1000を使用して更新されたすべてのレコード（表A1）。 8kyrの期間を除外するためにフーリエフィルタリングされたスタックレコード。 4. Brunheschron用の海面モデルOJsl96。 Mila1000（表A1）およびOJsox96（表A3）に基づいて、標準化され、平均化され、過去20年間の海面範囲（123 mと見なされます）にリセットされます。 5. ODP806Bの同位体層序、Berger etal。 （1993a）、Bickert etal。 （1993）、Schmidt etal。 （1993）、および未発表の分析からの追加、ギャップを埋めるため、およびカバレッジを拡張するため。拡張カバレッジとは、深さが14 mbsf未満のP. wuellerstorfiを指します（ブレーメンでの分析）。 6. ODP806B、ODP805、DSDP586、およびRNDB74からのデータのマージに基づく、オントンジャワ海台の炭素同位体層序。 データソース：Schmidt etal。 （1993）ODP806Bの浮遊性有孔虫（いくつかの追加を含む）については、Bickert etal。 （1993）ODP806BおよびODP805Cの底生有孔虫（ミランコビッチクロノを超えた拡張）。 DSDP586およびRNDB74のデータ：未公開。 7.深海データをBarnolaetal。で公開されたVostokCO2レコードと比較して得られた重回帰を使用して、大気CO2の再構築値。 （1987）、各変換方程式に応じて、氷床コア重水素を深海d18Oに相関させることによって、または氷床コア大気d18Oを深海d18Oに相関させることによって、Vostokレコードを再編集した後。各方程式の形式はCO2pconstantca7x1cb7x2cです... 定数に加えて次の項を含む4つの変換が使用されました。（a）oj2、ojb2; （b）imb2、imbb2; （c）oj2、[p13-w13] 2; （d）oj3、ojb2、irb、irb2。パラメータojは海面モデルOJsl96で、正のd18O値に設定され、imbは過去650 kyrのSPECMAPシリーズであり、同様に設定されます。[p13-w13]はP.obliquiloculataとP.wuellerstorfiの間のDd13Cであり、irは5月657N、平均0.75、標準偏差0.25に設定。氷床コア重水素とOJsl96の相関から導き出された年齢を使用して、4つの推定値の平均がボストークデータで再回帰されます。推定値の局所的な不確実性は、4つの推定値の元の平均に関する2つの標準偏差と見なされます。 |
