فرانك لاميجيزيلا وينكلرهيلغ و. أرزجيسي ر. فارمرجوليا غوتشالكليستر ليمبكي-جينجينيفر ل. ميدلتونميشيل فان دير دوسرالف تيدمانكارلوس ألفاريز زاريكيانتشاندرا ناث باساكأنيكي برومباخرليفين دُمأوليفر م. إسبيرليزا سي. هيربرتشينيا إيوساكيغاستون كريپسفيرا ج. لوسونلي لوإليسا مالينفيرنوألفريدو مارتينيز-غارثياإليزابيث ميشيلسيمون موريتيكريستوفر م. موىأنا كريستينا رافيلوكريستينا ر. ريسلمانمريم سافيدرا-بيليتيروهنريك ساداتسكيإنه سيوراج ك. سينغريبيكا أ. سميثألكسندر ل. سوزاجوزيف س. ستونرماريا تويوسإيغور م. فينانسيو ب. دي أوليفيراسوي وانشوزوانغ وو و شيانغيو تشاو
الملخص
يمثل التيار القطبي الجنوبي (ACC) أكبر نظام تيارات محيطية في العالم ويؤثر على دوران المحيطات العالمية، والمناخ، واستقرار صفائح الجليد في القارة القطبية الجنوبية.اليوم، يتم التحكم في ديناميات ACC بواسطة القوة الجوية، وتدرجات كثافة المحيط، ونشاط الدوامات.بينما تُظهر إعادة بناء المحيطات القديمة تباينًا إقليميًا في موقع وقوة التيار المحيطي الأنتاركتيكي خلال دورات الجليد والبينجليدي في العصر البليستوسينيتُعتبر التطورات طويلة الأمد في التيار الجنوبي الأسترالي (ACC) غير معروفة بشكل جيد. هنا نوثق التغيرات في قوة التيار الجنوبي الأسترالي من عينات الرواسب في المحيط الهادئ الجنوبي. نجد أنه لا يوجد اتجاه خطي طويل الأمد في تدفق التيار الجنوبي الأسترالي منذ 5.3 مليون سنة مضت، على عكس التبريد العالمي.وزيادة حجم الجليد العالميبدلاً من ذلك، نلاحظ عكسًا على مدى مليون سنة، من زيادة قوة التيار الجنوبي المتجه خلال فترة التبريد العالمي في العصر البليوسيني إلى انخفاض لاحق مع مزيد من التبريد في العصر البليستوسيني المبكر. يتزامن هذا التحول في نظام التيار الجنوبي المتجه مع إعادة تشكيل المحيط الجنوبي التي غيرت حساسية التيار الجنوبي المتجه تجاه القوى الجوية والمائية.نجد أن تغييرات قوة ACC مرتبطة ارتباطًا وثيقًا بدورات الانحراف التي تستمر 400,000 سنة، والتي من المحتمل أن تنشأ من تعديل التغيرات التقديرية في تيار المحيط الهادئ الجنوبي المرتبطة بتقلبات درجة حرارة المحيط الهادئ الاستوائي.رابط مستمر بين تدفق ACC الأضعف، وترسيب الأوبال المنزلق نحو خط الاستواء، وتقليل الغلاف الجويظهرت خلال الفترات الجليدية لأول مرة خلال انتقال منتصف العصر الجليدي (MPT). حدث أقوى تدفق للتيار الجنوبي المتعادل خلال فترات أكثر دفئًا من الحاضر في العصر البليوسيني-الجليدي، مما يوفر دليلًا على إمكانية زيادة تدفق التيار الجنوبي المتعادل مع ارتفاع درجات حرارة المناخ في المستقبل.
يمثل التدفق القوي نحو الشرق للتيار الأستوائي الجنوبي أكبر نظام تيارات في العالم. إنه يربط بين جميع الأحواض الرئيسية الثلاثة للمحيط العالمي، وبالتالي يدمج ويستجيب للإشارات المناخية حول العالم.تصل التيارات المحيطية العميقة إلى أعماق المياه السحيقة وتربط بين الدورات المحيطية العميقة والمتوسطة والسطحية.يرتبط نظام الجبهات المحيطية عبر ACC بارتفاع أسطح الكثافة نحو الجنوب، وصعود المياه العميقة، وتكوين كتل المياه المتوسطة، وانحدارات شديدة في الطبقات العليا من المحيط.من خلال هذا الربط بين المحيطات الضحلة والعميقة، يلعب التيار الجنوبي دورًا حاسمًا في دورة الكربون في المحيط الجنوبي والتغيرات في الغلاف الجوي. (المرجع 4). يتم التحكم في قوة وموقع التيار الأنتارتيكي الدائري (ACC) والجبهات المحيطية المرتبطة به بواسطة إجهاد الرياح، وتفاعل التدفق مع تضاريس قاع المحيط العميق، وقوة الطفو.تدفع الرياح الجنوبية الغربية (SWW)، كقوة إجهاد الرياح المتكاملة عبر الحزام القطبي بالكامل، النقل الشمالي للمياه السطحية في طبقة إكمان، مما ينتج عنه هبوط المياه إلى الشمال وصعودها جنوب حزام الرياح. تنتج الرياح الجنوبية الغربية حركة نحو الشرق. تدفق الجيوستروفية وتشكيل حقل دوامات قوي يتفاعل مع التضاريس القاعية الوعرة على طول مسار التيار الجنوبي المتجدد، مما يوازن جزئيًا القوة عند سطح البحر.يتم التحكم في قوة الطفو بواسطة المدخلات الحرارية والمياه العذبة التي تؤثر على هيكل الكثافة في التيار الجنوبي المتحول، ويعتقد أنها مهمة بنفس القدر لقوة التيار الجنوبي المتحول مثل الرياح..
خلال العقود الماضية، تم إظهار أن الاحترار حول القارة القطبية الجنوبية (أي، جنوب تيار الدائرة القطبية الجنوبية) قد تأخر مقارنة بالاحترار الجوي العالمي، ومع ذلك يتم ملاحظة تسارع في تيار الدائرة القطبية الجنوبية الفرعي استجابةً لقوة غازات الدفيئة.. هذا يساهم في تراكم الحرارة في المناطق شبه الاستوائية، شمال التيار الجنوبي، المرتبط بتحول دوامات المحيط الكبيرة نحو القطب، والتي تعتبر حاسمة لامتصاص ونقل الحرارة الناتجة عن الأنشطة البشرية.تؤثر التفاعلات بين الغلاف الجوي والمحيط عبر ACC أيضًا على مدى وثبات الغلاف الجليدي في القارة القطبية الجنوبية من خلال تغيير تدفق كتل المياه الدافئة نسبيًا، مثل المياه العميقة المحيطية القطبية، نحو أقسام الصفائح الجليدية البحرية التي تكون حساسة للذوبان تحت الجليد..
تسجل سجلات الرواسب لقوة التيار الجنوبي المتقاطع في قطاع المحيط الجنوبي من المحيط الهادئ الجنوبي وممر دريك نمطًا شائعًا من انخفاض تدفق التيار الجنوبي المتقاطع خلال الفترات الجليدية.بما في ذلك التغيرات على مدى الألفية التي تتزامن مع سجلات درجات الحرارة القديمة في القارة القطبية الجنوبيةمن ناحية أخرى، تم توثيق اختلافات صغيرة معاكسة في قوة التيار الجنوبي الغربي في سجلات الرواسب عبر التيار الجنوبي الشرقي شرق ممر دريك في بحر سكوتيا.بينما يتم إعادة بناء تدفق ACC الجليدي الأقوى في قطاع المحيط الهنديوفي التيار الغربي العميق شرق نيوزيلنداتسلط هذه الملاحظات الضوء على التباين الإقليمي والعمودي المحتمل لتدفق التيار الأنتاركتيكي الدائري خلال دورات الجليد بين العصر الجليدي والفترات بين الجليدية في العصر البليستوسيني. وبالتالي، فإن إجراء مقطع عرضي صريح من الشمال إلى الجنوب عبر مناطق التيار الأنتاركتيكي في المحيط الجنوبي العميق يعد أمرًا مهمًا لتقييم تقلبات التيار الأنتاركتيكي بشكل عام. سجلات قوة ACC الموجودة خلال العصر البليوسيني متقطعةتشير إعادة بناء تدرجات درجة حرارة سطح البحر (SST) في نصف الكرة الجنوبي إلى تعزيز عام في الدورة الجوية، مما يوحي بشكل معقول بزيادة في التيار المحيطي المدفوع بشكل كبير بالرياح (ACC) خلال العصر البليوسيني وأوائل العصر الجليدي.. علاوة على ذلك، التغيرات في المناخات القديمة الاستوائية في العصر البليوسيني (على سبيل المثال، الرياح الموسمية الآسيوية ) واتجاهات درجة حرارة سطح البحر في المنطقة الاستوائية من المحيط الهادئ قد تؤثر على شدة الرياح الغربية الجنوبية في العصر البليوسيني وبالتالي على القوة الجوية للتيار الجنوبي المتجه نحو القطب. يبرز تطور هذه العوامل المؤثرة على التيار الجنوبي المتجه نحو القطب خلال الفترة البليو-بليستوسينية الحاجة إلى سجلات مستمرة من المؤشرات التي تعكس التيار الجنوبي المتجه نحو القطب تمتد إلى العصر البليوسيني لفهم أفضل لتغيرات قوة التيار والعمليات المحيطية-الجوية المرتبطة بها خلال الفترات الزمنية الأكثر دفئًا من الوقت الحاضر. لإعادة بناء قوة التيار الجنوبي الاستوائي (ACC) وتحولات النظام الجبهي على مدى الخمسة ملايين و300 ألف سنة الماضية، نستخدم سجلات الرواسب من المحيط الهادئ الجنوبي المركزي، المنطقة الأبعد عن اليابسة في المحيط العالمي (الشكل 1). تستند دراستنا بشكل أساسي إلى برنامج الاكتشافات البحرية الدولية (IODP) البعثة 383 الموقع U1540 والموقع U1541، وكلاهما تم حفره على عمق حواليعمق المياه داخل المنطقة تحت القطبية (SAZ، شمال الجبهة تحت القطبية (SAF)) (الشكل البياني الممتد 1). يوفر موقع IODP U1541 تسلسل نظائر الأكسجين المستقر للforaminifera القاعية بشكل مستمر يعود إلى حوالي 3.5 مليون سنة مضت (المرجع 26)، مع ضبط مداري لكثافة الرواسب إلى تدور دورات الميل بين 3.5 و 5.3 مليون سنة مدعومة بعلامات زمنية حيوية ومغناطيسية قديمة على متن السفينة (البيانات الموسعة الأشكال 2 و 3). يمكن ربط السجل الرسوبي لموقع IODP U1540 بسجل موقع U1541 باستخدام بيانات ماسح النواة بالأشعة السينية (انظر الطرق؛ البيانات الموسعة الشكل 4). لاختبار تمثيل إعادة بناء ACC في مواقع IODP، نقدم سجلات إضافية من العصر الجليدي على طول مقطع عرضي لخط عرض مداري (النوى PS75/76 و PS75/79 و PS75/83؛ الشكل 1). نستنتج التغيرات في قوة ACC من الطين القابل للفرز كبديل لتغيرات سرعة المياه بالقرب من القاع.. كانت هذه السجلات تُستخدم سابقًا لإعادة بناء تغييرات قوة التيار المحيطي العميق في أعماق المياه القاعية بالقرب من ممر دريكتشير الدراسات الحديثة حول تيار المحيط الجنوبي (ACC) إلى أن تقلبات الحقول الدوامية مهمة لتقلبات ACC على المدى القصير وقد تعوض تمامًا عن تأثير الرياح عندما يتم الوصول إلى تشبع الدوامات.. ومع ذلك، عند المتوسط على مدى قرون أو أكثر، يمثل مؤشر الطين القابل للفرز متوسط سرعة التيار المتكاملة في عمود الماء.لذلك، على مدى فترات زمنية أطول، يقوم إشارة الطين القابل للفرز بدمج إجمالي نقل المياه، بما في ذلك مساهمات الرياح، والباروكلاينيك، والمسببة للدوران. لإعادة بناء قوة ACC، نستنتج سجلات الطين القابل للفرز من بيانات ماسح النواة عالي الدقة XRF لعناصر الزركونيوم والروبيديوم، والتي تم معايرتها مع قياسات حجم الحبيبات المنفصلة. بعد ذلك، نقوم بنقل السجلات عالية الدقة إلى قوة التيار المطلقة باستخدام ارتباط سرعة تدفق الطين القابل للفرز من بحر سكوتيا. (انظر الطرق).
تغيرات قوة تيار المحيط الجنوبي في العصر الجليدي
تدفق التيار النفاث الجنوبي الحديث بين حدوده الشمالية والجنوبية ليس موزعًا بالتساوي عبر المحيط الجنوبي (الشكل 1). يحدث معظم نقل التيار النفاث الجنوبي بالقرب من جبهة التيار الجنوبي السريع، وأقل وضوحًا عند
الشكل 1|تصوير ACC الحديث. يظهر فيه سرعة المحيط المحاكاة عندعمق الماء (الأزرق = ضعيف؛ الأبيض = قوي). النموذج: FESOM2 (نموذج المحيط الجليدي-البحري ذو الحجم المحدود، مصاغ على شبكة غير منتظمة؛ https://fesom.de/); الإعداد: ROSSBY4.2; المحاكاة: ديمتري سين (AWI); التصور: نيكولاي كولدونوف (AWI). واجهات ACC كما تم اشتقاقها من قياسات الأقمار الصناعية.. من الشمال إلى الجنوب: NB، الحدود الشمالية؛ SAF، الجبهة تحت القطبية؛ PF، الجبهة القطبية؛ SACCF، الجبهة الجنوبية لتيار الدائرة القطبية الجنوبية؛ SB، الحدود الجنوبية. مواقع النوى والحفر محددة بنجوم بيضاء.
الحدود الشمالية والجبهة القطبية (PF)لتقييم التغيرات في قوة التيار النفاث الجنوبي (ACC) على نطاق واسع والروابط المحتملة مع التحولات العرضية للنظام الجبهي، نقارن سجلات الأعماق من الشمال إلى الجنوب عبر التيار النفاث الجنوبي على مدى الدورات الجليدية الثلاث الماضية. ) (الشكل 2). تسجل جميع السجلات على طول المقطع عرضيًا قوة ACC المطلقة المماثلة (حوالي ) خلال الفترات الجليدية مثل المرحلة النظيرية البحرية (MIS) 2-4 و6، مما يشير إلى تدفق متجانس منخفض للتيار الجنوبي الغربي عبر نطاق عرضي واسع. بالمقابل، خلال الفترات بين الجليدية، نلاحظ تدفقًا أقوى وأكثر تغيرًا للتيار الجنوبي الغربي (حوالي )، مع تدفق أقوى في منطقة SAZ مقارنةً بمنطقة الجبهة القطبية (PFZ، بين SAF و PF) (النوى PS75/76 و PS75/79) (الشكل 2). مقارنةً بالسجلات الشمالية، تُظهر سجلات منطقة القارة القطبية الجنوبية (AZ) (النواة PS75/83) تغييرات في ACC ذات سعة أقل مع قيم جليدية أعلى نسبيًا (حوالي ) والقيم الدنيا بين الجليدية (حوالي ) من المواقع شمال PF (الشكل 2c). بالنسبة لمتوسط الهولوسين، كانت قوة ACC الجليدية منخفضة بحوالي في SAZ، حولفي منطقة الصيد المحظورة وفي النقطة المحددة وحولفي منطقة AZ، بينما كانت قوة ACC خلال الفترات بين الجليدية MIS 5 وMIS 7 تتجاوز قليلاً مستويات الهولوسين (الشكل 2d).
حدث أكبر انخفاض في تدفق ACC الجليدي في SAZ، منطقة أقوى نقل للتيارات تحت الظروف الحديثة.داخل منطقة SAZ، نلاحظ انخفاضًا مشابهًا في قوة ACC سواء إلى الغرب (الموقع U1541) أو إلى الشرق (الموقع U1540) من ارتفاع المحيط الهادئ الشرقي (EPR) (الشكل 1)، باستثناء التأثير القوي للحاجز الطبوغرافي لهذا الحيد المحيطي على تباين ACC. وهذا مدعوم أيضًا بسجلات نظائر الكربون المتطابقة باستمرار من الفورامينيfera القاعية.على مدى الدورات الجليدية الثلاث الماضية في هذين الموقعين (الشكل 2e). لذلك، نستنتج أن سجلات قوة التيار الجنوبي المتقاطع من الموقع U1540 والموقع U1541، ضمن منطقة SAZ، مناسبة تمامًا لتوثيق التغيرات الكبيرة في تدفق التيار الجنوبي المتقاطع عبر المحيط الهادئ في المحيط الجنوبي. معًا، توثق سجلاتنا انخفاضًا قويًا في التيار الجنوبي المتقاطع متماسك مكانيًا عبر تقريبًا كامل النطاق العرضي للتيار الجنوبي المتقاطع في وسط المحيط الهادئ الجنوبي خلال الدورات الجليدية الثلاث الماضية. على العكس، خلال
الشكل 2 | تغييرات قوة ACC على مدى الدورات الجليدية الثلاث الماضية (سجلات على طول مقاطع شمال-جنوب من SAZ إلى AZ ومن الغرب إلى الشرق عبر EPR في SAZ) مقارنةً بدرجات حرارة نوى الجليد في القارة القطبية الجنوبية والجو.سجلات. سجل درجة حرارة القارة القطبية الجنوبية (نواة الجليد في EPICA Dome C (EDC)). ب، جويسجل (نوى الجليد المركبة في القارة القطبية الجنوبية). ج، تم إعادة بناء تقلبات قوة ACC المطلقة ( ) من مقطع عرضي عبر ACC، بما في ذلك SAZ (الموقع U1540 والموقع U1541)، PFZ (النوى PS75/76 و
PS75/79) و AZ (النواة PS75/83) وعبر EPR (الموقع الشرقي U1540 والموقع الغربي U1541). د، تم إعادة بناء تقلبات قوة ACC النسبية (مقارنة بالقيم المتوسطة للهولوسين (الخط المتقطع)). هـ، الفيرميني الفوقي القاعيسجلات من اللب PS75/56 (نفس موقع الموقع U1540) واللب PS75/59 (نفس موقع الموقع U1541). تم استرداد جميع سجلات الرواسب من أعماق المياه التي تغمرها كتل المياه العميقة القطبية السفلى في الوقت الحاضر. الأرقام في الأعلى تشير إلى MIS وفقًا للمرجع 10. في الفترات بين الجليدية، نجد أن التيار الجنوبي المتقاطع قد زاد بشكل عام، حيث تجاوز في بعض الأحيان متوسط التدفق في الهولوسين، لا سيما في منطقة SAZ. على مدار الفترة الوسطى والمتأخرة من العصر الجليدي الحديث، توثق سجلاتنا في وسط المحيط الهادئ تغييرات كبيرة في السعة مع تدفق قوي للتيار الجنوبي الغربي خلال الفترات بين MIS 11 وMIS 21. حدث تدفق استثنائي قوي للتيار الجنوبي الغربي خلال MIS 11 (150-180%)، وهي أعلى القيم في السجل الكامل للعصر البليوسيني-الجليدي، بينما بلغت قوة التيار الجنوبي الغربي خلال الفترات بين MIS 13 وMIS 21قوة تيار المحيط الجنوبي في الهولوسين (الشكل 3). أما بالنسبة لأحدث ثلاث دورات جليدية-بين جليدية، فقد تميزت الجليديات بانخفاضات في قوة تيار المحيط الجنوبي إلى مستويات مشابهة في جميع المواقع، مما يعادل تقريبًا 50-70% من التقديرات الهولوسينية (الشكل 3). بالمقارنة، فإن سجل قوة تيار المحيط الجنوبي في شرق المحيط الهادئ من مدخل ممر دريك (النواة PS97/93) كشفت عن تقليصات جليدية أقل وضوحًا (65-75%) وتخفيف قوي بين العصور الجليدية. الحد الأقصى، مع مستويات قوة الهولوسين التي تجاوزت قليلاً فقط خلال فترات دافئة نسبياً قليلة (الشكل 3c).
تسجل التغيرات الجليدية بين العصر الجليدي والعصر بين الجليدي في محتوى الأوبال عبر مقطع ACC لدينا نمطًا واضحًا معاكسا في SAF/PFZ مقارنةً بـ AZ (جنوب PF وشمال الجبهة الجنوبية لـ ACC) (الشكل 3 والأشكال التكميلية 6-8)، وهو ما يتماشى مع سجلات المحيط الأطلسي الجنوبي.تتميز هذه التقلبات بزيادة كبيرة في محتوى الأوبال عبر منطقة SAF ومنطقة PF وانخفاض ترسيب الأوبال في منطقة AZ خلال الفترات الجليدية مقارنة بالفترات بين الجليدية. في النهاية، تشير سجلات الأوبال إلى إعادة توطين جبهات المحيط الجنوبي التي غيرت إمدادات المغذيات، والتصنيف، وتخصيب الحديد في هذه المناطق السطحية من المحيط.إن التحول الجليدي نحو الشمال لحزام الأوبال مصحوب بانخفاض متجانس عام في قوة ACC عبر كامل المقطع العرضي. خلال الفترات الأكثر دفئًا
الشكل 3 | تطور ACC على مدار الماضيتكدس نظائر الأكسجين للforaminifera القاعية. ب، جويسجل (نوى الجليد المركبة في القارة القطبية الجنوبية).c، تباينات قوة ACC النسبية عند النواة PS97/93، مدخل ممر دريك. د، تقلبات قوة ACC النسبية في الموقع U1540، الموقع U1541 والنواة PS75/76. تشير الخطوط المتقطعة إلى فترات مختلفة من ACC بين الجليديات على المدى الطويل. مستويات القوة، مع أرقام تشير إلى MIS مع أقصى قوة بارزة للتيار المحيطي الجنوبي. السهم الأسود يشير إلى تعزيز التيار المحيطي الجنوبي خلال الفترة الانتقالية المبكرة. e، تغييرات قوة التيار المحيطي الجنوبي المطلقة في الموقع U1540، الموقع U1541 والنواة PS75/76. f، تغييرات محتوى الأوبال في الموقع U1540، الموقع U1541 والنواة PS75/76.
في الفترات البينية الجليدية في العصر البليستوسيني، مثل MIS 5، نلاحظ علاقة عكسية مماثلة بين ترسيب الأوبال وقوة تيار الدائرة القطبية الجنوبية. يحدث ترسيب الأوبال المنخفض خلال الفترات البينية الجليدية في منطقة SAZ، حيث يتم إعادة بناء أقوى تدفق لتيار الدائرة القطبية الجنوبية. على العكس من ذلك، يحدث ترسيب الأوبال المعزز في الفترات البينية الجليدية في منطقة AZ مع تعزيز ضعيف أو معتدل فقط لتدفق تيار الدائرة القطبية الجنوبية مقارنة بالفترات الجليدية، مما يشير إلى تمييز أوضح عبر SAF و PF (الشكل 2). معًا، تشير سجلات قوة تيار الدائرة القطبية الجنوبية ومحتوى الأوبال لدينا إلى أن كل من انخفاض القوة العامة للتيار والتحولات العرضية للجبهات تميز التغيرات في تيار الدائرة القطبية الجنوبية خلال الفترات الجليدية والبينية الجليدية في العصر البليستوسيني.
كانت فترة التحول المناخي المتوسطة (MPT) إعادة تنظيم أساسية لنظام المناخ العالمي على الأرض بين حوالي 1,250 و700 ألف سنة مضت، عندما تغيرت دورات الجليد بين العصور الجليدية والفترات الدافئة من فترات تقارب 41 ألف سنة إلى فترات تقارب 100 ألف سنة وزادت في السعة.. تعرض إعادة بناء ACC لدينا انتقالًا بين حوالي 1300 وحوالي 1000 كا، مع زيادة تدريجية في قوة ACC الجليدية وما بين الجليدية تتزامن مع
الجزء المبكر من MPT. تتوج هذه الفترة بحد أقصى ملحوظ لـ ACC خلال MIS 31، حيث تصل إلى حوالي 160% من القيم المتوسطة للهولوسين. يترافق زيادة قوة تدفق ACC في SAZ خلال الجزء الأول من MPT مع ظهور تقلبات أقوى على نطاق مداري في محتويات الأوبال في المواقع U1540 و U1541 في SAZ وفي اللب PS75/76 الموجود في PFZ (الشكل 3). تتميز هذه التقلبات بزيادة قوية في محتويات الأوبال خلال الفترات الجليدية مقارنة بالفترات ما بين الجليدية، مما يشير إلى تقوية أحزمة الأوبال عبر SAZ و PFZ و/أو إعادة توطين جبهات المحيط الجنوبي.
تطور ACC على المدى الطويل
على مدى الـ 5.3 مليون سنة الماضية، توثق سجلات الرواسب لدينا تباينات كبيرة في قوة ACC، بين حوالي 50% و 180% من متوسط الهولوسين
تدفق ACC (حوالي إلى حوالي (الشكل 4 والشكل الممتد 5). من الجدير بالذكر أننا لا نلاحظ اتجاهًا خطيًا على مدى ملايين السنين في قوة ACC على مدار السجل بأكمله، متزامنًا مع التبريد العالمي خلال هذه الفترة الزمنية. هذا غير متوقع لأنه، خصوصًا في المحيط الهادئ، كان التبريد الذي استمر لملايين السنين في درجات الحرارة العالمية عبر البلايو-بليستوسين مصحوبًا بزيادة تدريجية في تدرجات درجة حرارة SST الزونية والعمودية. إذا أخذنا الأمر على محمل الجد، فإن زيادة تدرجات درجة حرارة SST ودرجة حرارة الغلاف الجوي ستقوي SWW وبالتالي تعزز ACC. توثق سجلات ACC لدينا هذه الزيادة التدريجية في القوة طوال البلايوسين (; الشكل 4). ومع ذلك، بعد أقصى قوة لـ ACC في أواخر البلايوسين (حوالي 3.0 مليون سنة)، تنخفض قوة ACC بشكل عام، في معارضة للتوقعات من استمرار التبريد في أوائل البليستوسين وتوسع حجم الجليد (الشكل 4). تشير هذه الاتجاهات المتناقضة إلى أن ACC استجاب لقوى مختلفة جوهريًا في البلايوسين مقابل أوائل البليستوسين (الشكل 5). تزامن التحول في نظام ACC مع إعادة تنظيم المناخ الملحوظة المرتبطة بتكثيف تجليد نصف الكرة الشمالي (iNHG) الذي شمل تغييرات في دوران الغلاف الجوي والمحيط العالمي وزيادة حجم الجليد في القارة القطبية الجنوبية ومدى الجليد البحري.
خلال أوائل البلايوسين، أدى غياب صفيحة جليدية كبيرة قائمة على البحر في القارة القطبية الجنوبية إلى تقليل كبير في تغطية الجليد البحري وتدرجات كثافة المحيط الجنوبي الأضعف كان من الممكن أن يؤدي إلى جبهات محيطية ضعيفة التطور (الشكل 5a). كانت هذه البيئة ستعزز حساسية ACC للقوى الجوية، حيث كانت القوى المحيطية التي تتحكم فيها تدرجات الكثافة على الأرجح أضعف. وبالتالي، يمكن تفسير الاتجاه العام المتزايد في قوة ACC خلال البلايوسين من خلال زيادة القوى الجوية بشكل عام من خلال الحركة التدريجية نحو خط الاستواء وتكثيف SWW استجابةً لانخفاض درجات الحرارة العالمية، وزيادة تدرجات درجة الحرارة العمودية وتطور تدريجي لتدرجات كثافة المحيط الجنوبي العمودية (الشكل 5a,b). تتوازى التغييرات في البلايوسين مع بداية تطوير التدرجات الزونية عبر المحيط الهادئ الاستوائي وزيادة قوة الرياح الموسمية الصيفية في شرق آسيا (EASM) كما هو موثق في هضبة اللوس الصينية (الشكل 4e). الأدلة البديلة لتغييرات EASM في البلايوسين غير متجانسة عبر شرق آسيا لكن الدراسات النمذجة تشير إلى أن توسيع حوض المحيط الهادئ الدافئ وضعف تدرجات درجة الحرارة الزونية والعمودية خلال أوائل البلايوسين قلل من قوة EASM، متراكبًا على العواقب المناخية المرتبطة برفع هضبة التبت. هذه التغييرات في EASM البلايوسين، المرتبطة بنمط SST الزوني والعمودي على نطاق واسع في المحيط الهادئ، لها تأثير قوي على دوران الغلاف الجوي الاستوائي وشبه الاستوائي، مما يزيد من قوة كل من دورات هادلي ووكر. من المحتمل أن تكون هذه التغييرات قد عززت قوة SWW وغيرت الموقع العرضي لـ SWW، بما في ذلك تكوين النفاثة على ارتفاعات عالية (الشكل 5a,b).
على عكس اتجاه البلايوسين، نلاحظ ضعف قوة ACC خلال أوائل البليستوسين (حتى حوالي 1.5 مليون سنة؛ الشكل 4d). نقترح أن العمليات التي تحرك تدرجات كثافة المحيط الجنوبي السطحية العمودية خلال البليستوسين كانت مختلفة جوهريًا. خلال أواخر البلايوسين، كان التبريد العالمي المرتبط بـ iNHG ونمو صفائح الجليد في القارة القطبية الجنوبية من الممكن أن يبرد درجات حرارة المحيط في AZ، مما يزيد من تدرج درجة الحرارة العمودية حتى تصل مياه AZ إلى نقطة التجمد. بعد ذلك، لم يكن من الممكن حدوث مزيد من التبريد في AZ وبدلاً من ذلك كان التبريد سيركز شمال AZ. وبالتالي، فإن مزيد من التبريد في أوائل البليستوسين كان سيقلل بدلاً من ذلك من تدرجات درجة الحرارة العمودية في خطوط العرض المتوسطة، في الاتجاه المعاكس لما كان عليه خلال البلايوسين (الشكل 5). دراسة نمذجة تركز على تأثير نمو صفائح الجليد في القارة القطبية الجنوبية الغربية (WAIS) عبر iNHG تحاكي زيادة في قوة ACC في القطاع الهادئ، عكس اتجاهنا القائم على البيانات البديلة المتناقص عبر هذه الفترة الزمنية. تشير هذه المقارنة إلى أن تقدم صفائح الجليد في القارة القطبية الجنوبية وحده لا يمكن أن يفسر سجلات palaeo-ACC البديلة أو أن الآليات والتغذية الراجعة ذات الصلة المحتملة غير ممثلة في نموذج المناخ.
الشكل 4 | تطور ACC منذ البلايوسين. أ، تكدس نظائر الأكسجين للforaminifera القاعية. الخط الأسود يظهر سجل النظائر الملساء لمدة مليون سنة. ب، حجم الجليد في القارة القطبية الجنوبية المودل مقارنة بإعادة بناء مدى الجليد ANDRILL (AND-1B) (الأزرق = تقدم؛ الأحمر = تراجع؛ بناءً على المرجع 12)، مع facies الرواسب المودلة في بحر روس، بالقرب من AND-1B (الأصفر = محيط مفتوح؛ الأزرق = جليد عائم؛ الأخضر = جليد مثبت).ج، تغييرات البلايوسين إلى البليستوسين في تدرجات درجة حرارة SST العمودية والزونية. القيم السلبية تشير إلى زيادة التدرج من البلايوسين إلى الهولوسين. د، تباينات قوة ACC النسبية (الخط المنقط يحدد مستوى الهولوسين) في الموقع U1540 والموقع U1541. الخط الأسود يظهر سجل قوة ACC الملساء لمدة مليون سنة. Plio1 و Plio2 و Plio3 تحدد أقصى قوة ACC على المدى الطويل في البلايوسين. هـ، سجل القابلية المغناطيسية من تسلسل التربة اللوسية في هضبة اللوس الصينية، مما يشير إلى تغييرات في قوة الرياح الموسمية الآسيوية. و، سجل شمال المحيط الهادئ لمعدل تراكم الكربونات (MAR) في موقع برنامج حفر المحيط (ODP) 882، مما يشير إلى تغييرات في قوة PMOC. ز، تغييرات في نسبة الأوبال البيولوجي إلى في الموقع U1540 والموقع U1541. ح، تغييرات في MAR الأوبال في موقع ODP 1096، مما يشير إلى مدى الجليد البحري وتراصف المحيط AZ.
الشكل 5|رسم توضيحي يوضح العمليات الجوية والمحيطية الرئيسية التي تؤثر على الاتجاهات على مدى مليون سنة في قوة ACC. توضح الرسوم التوضيحية مقطعًا مثاليًا من الشمال إلى الجنوب من القارة القطبية الجنوبية عبر المحيط الهادئ (حوالي; شمال خارج النطاق). نوضح الآليات الرئيسية للغلاف الجوي والمحيط التي تؤثر على التغييرات طويلة الأجل في ACC بالنسبة لأوائل البلايوسين. أوائل البلايوسين (أ)، أواخر البلايوسين قبل iNHG (ب) وحالة أوائل البليستوسين (1.5 مليون سنة) بعد إعادة تكوين المحيط الجنوبي المرتبطة بـ iNHG (ج). U1540/U1541 = موقع مواقع IODP؛ AIS، صفيحة الجليد في القارة القطبية الجنوبية؛ NB، الحدود الشمالية؛ تدرجات درجة الحرارة كما في الشكل 4c؛ SWW، الرياح الغربية الجنوبية.
مضافًا إلى تعزيز القوى العالية العرض في أوائل البليستوسين، يظل اتجاه ضعف قوة ACC متأثرًا بتدرجات درجة حرارة SST الزونية والعمودية (شبه) الاستوائية وقوة EASM (الشكل 4). على عكس الاتجاه طويل الأجل في البلايوسين، أدت زيادة تدرجات درجة الحرارة الزونية عبر المحيط الهادئ الاستوائي وانخفاض قوة EASM بشكل عام خلال أوائل البليستوسين إلى اتجاه طويل الأجل متناقص في قوة ACC (الأشكال 4 و 5c). هذه الروابط تعاكس اتجاهات البلايوسين وتدعم بقوة وجهة نظرنا حول إعادة تنظيم المناخ الملحوظة المرتبطة بـ iNHG التي تؤثر على والعرضيات العالية الجنوبية، بما في ذلك ACC. بالإضافة إلى قوة ACC، فإن التغييرات الرئيسية عبر iNHG واضحة أيضًا في ترسيب الرواسب البيوجينية في مواقعنا (الشكل 4g). بينما يحدث ترسيب الأوبال المعزز في SAZ خلال الفترات مع انخفاض قوة ACC خلال الفترة البليوسينية-البليستوسينية، يزداد محتوى الأوبال في رواسب SAZ بشكل ملحوظ مقارنة بالكربونات عند iNHG. يتوازى هذا التحول في ترسيب الرواسب البيوجينية في SAZ مع التغيرات المتزامنة في المناطق العالية، بما في ذلك زيادة دفن الأوبال في القطاع الأطلسي منانخفاض ترسيب الأوبال في منطقة AZ بسبب زيادة التدرج وامتداد الجليد البحري، وانخفض بشكل ملحوظ ترسيب الأوبال في شمال المحيط الهادئ شبه القطبي بعد حوالي 2.75 مليون سنة مضت (المراجع 38، 42). تشير هذه الملاحظات إلى أن الانخفاض في دوران المحيط الهادئ العمودي (PMOC) في أواخر العصر البليوسيني، كما يتضح من زيادة ترسيب الكربونات في شمال المحيط الهادئ و/أو الحفاظ عليها. (الأشكال 4f و 5b) ، أدى إلى إعادة توزيع عرضية لتوافر المغذيات في المحيط الهادئ بعيدًا عن شمال المحيط الهادئ و AZ نحو SAZ.
التحفيز المداري لتغيرات ACC
على مقاييس زمنية مدارية، تسجل قوة تيار المحيط الجنوبي في العصر البليوسيني-البليستوسيني والتغيرات في ترسيب الأوبال تأثيرات دورات جليدية-بين جليدية، ولا سيما التغيرات القوية التي تتراوح فترة حوالي 400 ألف سنة (الشكل البياني الممتد 9). هذه التقلبات التي تبلغ 400 ألف سنة في قوة تيار المحيط الجنوبي تكون قوية بشكل خاص خلال العصر البليوسيني وبداية العصر البليستوسيني، مع سعات كبيرة تبلغ حوالي (الشكل البياني الموسع 5). تحدث فترات بارزة بقوة ACC أعلى من العصر الحديث (الهولوسين) حوالي (Plio1)، حوالي (Plio2) وحول (Plio3) (الشكل 4د). تتميز سجلات البليوسين بتغيرات عامة معاكسة في قوة تيار المحيط الجنوبي (ACC) ونسب الأوبال/الكربونات، مع نسب أعلى من الأوبال/الكربونات خلال فترات ضعف قوة تيار المحيط الجنوبي (وعكس ذلك؛ الشكل 4د، 4ج). هذا النمط يتماشى مع دورات الجليد بين العصور الجليدية والعصور بين الجليدية في العصر البليستوسيني ويدل على تقوية و/أو امتداد شمالي لحزام الأوبال في البليوسين خلال الفترات التي شهدت ضعف قوة تيار المحيط الجنوبي.، ربما تتعلق بالتغيرات في صعود المغذيات وت stratification المحيط. من المحتمل أن تكون هذه التغيرات مرتبطة بتغيرات القوة العامة لتيار المحيط الجنوبي (ACC) و/أو التحولات العرضية لجبهات ACC التي كانت الأضعف تطورًا في العصر البليوسيني (الشكل 5a).
تقريباًتظهر الدورات في عدة سجلات مناخية قديمة من العصر البليوسيني، بما في ذلك بيانات نظائر الأكسجين البحرية وسجلات الرياح الموسمية الآسيوية.وهي موجودة أيضًا في محاكاة حجم الجليد في القارة القطبية الجنوبية خلال الفترة بين البليوسين والبلستوسين (الشكل 9 من البيانات الموسعة). يُعتقد أنها تعبر عن التغيرات طويلة الأمد في انحراف مدار الأرض بفترة زمنية مميزة تبلغ 400 ألف سنة. يمكن أن يكون هناك رابط ميكانيكي معقول لتغيرات ACC من خلال تعديل التغيرات الجوية على مقاييس زمنية دورانية.على مدى حوالي مليون سنة مضت، تم الاستناد إلى القوة التقديرية لشرح التغيرات في تيار جنوب المحيط الهادئ المرتبطة بموسم الأمطار في شرق آسيا وتأثيرها على قوة الرياح الغربية الجنوبية وبالتالي على قوة التدفق.تشير هذه المحاكاة النموذجية ونتائج المؤشرات إلى استجابة فريدة لتكوين تيار النفاث في الرياح الغربية الجنوبية فوق المحيط الهادئ الجنوبي نتيجة للتأثير المداري. خلال أقصى درجات التقدم، يتم تعزيز التيار المنقسم، مما يؤدي إلى تقليل التيار النفاث في المناطق المتوسطة والرياح الغربية الجنوبية تحت القطب الجنوبي في قطاع المحيط الهادئ، وبالتالي تقليل قوة الرياح.. أما بالنسبة للاتجاه الذي يمتد لمليون سنة في العصر البليستوسيني المبكر، فإن التغيرات الناتجة عن التقدم تتميز بتغيرات متزامنة في تدرجات درجات الحرارة المناطقية في المحيط الهادئ الاستوائي وشرق آسيا. بالمقابل، عند حوالي تتعارض بشكل رئيسي قوى EASM و ACC (الشكل 9 من البيانات الموسعة). نقترح أن الروابط بين EASM و ACC قد تكون عملت بشكل مختلف بسبب التعبير القوي لفصل الشتاء الأسترالي الموسمي لتغيرات التيار المنقسم.تعديلها بواسطة تغييرات الإهليلجيّة على المدى الطويل، بالإضافة إلى إعادة تشكيل تقلبات المناخ في المناطق المنخفضة والعالية العرض على مدى ملايين السنين التي تؤثر على التيار النفاث القطبي (الشكل 5). تشير مجموعة متنوعة من بيانات المؤشرات القديمة إلى دور حاسم للمحيط الجنوبي في التأثير على الغلاف الجويالمحتوى من خلال التأثير على ارتفاع المياه العميقة، وتكوين كتل مائية جديدة، ومضخة المحيط الجنوبي البيولوجيةخلال الفترة الوسطى والمتأخرة من العصر الجليدي، تتوافق الحد الأدنى من قوة تيار المحيط الجنوبي مع انخفاض في الغلاف الجوي العالمي.. هذا يدعم تقليل الارتفاع بشكل كبير وزيادة التمايز بشكل أقوى، تعزيزالتخزين في SAZ و PFZ، كما تم إظهاره سابقًا لدورة الجليد الأخيرةعلى عكس الانخفاض المتجانس خلال العصور الجليدية، كانت قوة تيار المحيط الجنوبي المعزز خلال الفترات بين الجليدية الفردية متغيرة إلى حد كبير وليست مرتبطة بشكل صارم بدرجة حرارة القارة القطبية الجنوبية والجو العالمي.مستوى (الشكل 3). بينما يتم حل الغلاف الجوي بشكل مستمر وبشكل مداريلا تتوفر إعادة بناء لفترة البلايوسين، نلاحظ وجود تغاير وثيق بين القيم القصوى في نظائر الكربون البحرية. ) سجلات وحدود الغرابة على نحو الإطار الزمني خلال العصر البليوسيني وأوائل العصر الجليدي (الشكل البياني الموسع 9). الـتتعلق التغيرات بتغيرات في خزان الكربون في المحيط الجنوبي، بما في ذلك تدرج المياه العميقة والمتوسطة وإنتاجية المحيطات.. اتصال (مع تغيير في الطور) لتغيرات قوة ACC المعاد بناؤها لدينا إلى حوالي الدورات في العالميدعم دورًا مهمًا للجنة الاستشارية للأحوال الجوية في تشكيل الظروف الفيزيائية لدورة الكربون البحرية، لفترات زمنية قبل نواة الجليدسجلات.
قوة ACC وكتل الجليد في القارة القطبية الجنوبية
تعتبر سجلات قوة التيار النفاث الجنوبي (ACC) ذات صلة لتقييم دور القوة المحيطية في تطور صفائح الجليد في القارة القطبية الجنوبية خلال العصر البليوسيني. نلاحظ أن مراحل ضعف التيار النفاث الجنوبي تزامنت مع تقدم الصفائح الجليدية الغربية في القارة القطبية الجنوبية كما تم إعادة بنائها من مشروع الحفر في القارة القطبية الجنوبية (ANDRILL).، مع تعزيز ACC الذي يتوافق مع تراجع WAIS (الشكل 4). تشير أولى الأدلة على تقدم WAIS في أوائل العصر البليوسيني إلى فترة من ضعف قوة ACC بعد Plio3. تحدث الظروف البحرية المفتوحة في موقع ANDRILL (مما يدل على تراجع WAIS) بعد الحد الأقصى لـ ACC في Plio2. يتزامن تقدم WAIS القوي خلال iNHG مع انخفاض في قوة ACC (الشكل 4). علاوة على ذلك، تقريباًمرشحات تمرير النطاق لقوة ACC وسجل حجم الجليد في القارة القطبية الجنوبية المودلتكون في الغالب مضادة الطور خلال العصر البليوسيني وأوائل العصر الجليدي (الشكل 9 من البيانات الموسعة)، وهو ما يتماشى مع العلاقة المتوقعة بين زيادة قوة التيار الجنوبي المتجه (ACC) وتراجع الصفائح الجليدية المدفوع بزيادة التدفق الجنوبي وارتفاع المياه العميقة المحيطية، جنبًا إلى جنب مع تحول الجبهات المحيطية نحو الجنوب.. وعلى العكس، فإن الفترات بين الجليدية في العصر البليستوسيني (التي لم تغطيها ANDRILL) مع دوران قوي للتيار الجنوبي المحيطي قد أثرت على استقرار نظام الجليد الغربي. ويشمل ذلك عدة فترات فوق جليدية خلال وبعد الفترة الانتقالية المناخية، بما في ذلك MIS 31 وMIS 11، والتي قد تكون قد شملت تراجعًا كبيرًا لنظام الجليد الغربي أو حتى انهياره.تشير إعادة بناء تدفق ACC القوي خلال هذه الفترات الفائقة بين الجليدية إلى أن تراجع أو انهيار WAIS قد يكون مرتبطًا بشكل ميكانيكي بزيادة كبيرة في تدفق ACC. تدعم إعادة بناء ACC لدينا في الفترة بين البليوسين والبلستوسين المحاكاة تقريبًادورية الغطاء الجليدي في القارة القطبية الجنوبية مع انخفاض السعات بعد حوالي 1.5 مليون سنة. بعد MIS 31، تظهر دورات جليدية-بين جليدية قوية وقد تكون نتيجة لدورات المناخ التي تسيطر عليها نصف الكرة الشمالي مع بداية MPT.
تلعب تيارات المحيط الأطلسي الجنوبية دورًا حاسمًا في امتصاص الحرارة ونقلها إلى خطوط العرض الدنيا ودوران المحيطات على نطاق عالمي.في هذا السياق، توفر إعادة بناء عصور ما قبل التاريخ لدينا رؤى لمحاكاة المناخ العالمية التي تواجه تحديات كبيرة في توقع التغيرات المستقبلية في تيار المحيط الجنوبي وتأثيراتها على دورة الكربون.تدفق ACC القوي، الذي يتجاوز ما كان عليه في الهولوسين ما قبل الصناعي، حدث بشكل رئيسي خلال فترات زمنية أكثر دفئًا من الوقت الحاضر خلال الفترات الدافئة في العصر البليوسيني والعصر الجليدي. تم ملاحظة تسارع ACC تحت الاحترار الناتج عن الأنشطة البشرية (على سبيل المثال، الاحترار المتزايد في وسط المحيط الهادئ الجنوبي مقارنة بمضيق دريك).يبدو أنها تتطابق مع الأنماط الموثقة في سجلاتنا لحدود قوة التيار الجنوبي المتعادل خلال الفترات الدافئة بين العصور الجليدية (الشكل 3c، d). توفر هذه النتائج دليلاً جيولوجيًا يدعم زيادة تدفق التيار الجنوبي المتعادل مع استمرار الاحترار العالمي. إذا كان هذا صحيحًا، فإن زيادة مستقبلية في تدفق التيار الجنوبي المتعادل مع مناخ دافئ ستشكل استمرارًا للنمط الذي تم ملاحظته في السجلات instrumentية.مع عواقب سلبية محتملة على امتصاص المحيط الجنوبي للأنثروبوجين.
المحتوى عبر الإنترنت
أي طرق، مراجع إضافية، ملخصات تقارير Nature Portfolio، بيانات المصدر، بيانات موسعة، معلومات تكميلية، شكر وتقدير، معلومات مراجعة الأقران؛ تفاصيل مساهمات المؤلفين والمصالح المتنافسة؛ وبيانات توفر البيانات والرموز متاحة علىhttps://doi.org/10.1038/s41586-024-07143-3.
بولارد، د. وديكونتو، ر. م. نمذجة نمو وانهيار صفائح الجليد في غرب القارة القطبية الجنوبية على مدى الخمسة ملايين سنة الماضية. ناتشر 458، 329-332 (2009).
سيغمان، د. م. وآخرون. المحيط الجنوبي خلال العصور الجليدية: مراجعة لفرضية العزل السطحي في القارة القطبية الجنوبية، مع مقارنة بالمحيط الهادئ الشمالي. مراجعات علوم العصر الرباعي 254، 106732 (2021).
تاللي، ل. د. إغلاق الدورة العالمية للانقلاب من خلال المحيطات الهندي والهادئ والجنوب: المخططات والنقل. علم المحيطات 26، 80-97 (2013).
رينتول، س. ر. التأثير العالمي للديناميات المحلية في المحيط الجنوبي. ناتشر 558، 209-218 (2018).
وو، س. وآخرون. تقلبات التيار القطبي الجنوبي على مقاييس مدارية وألفية في ممر دريك على مدى الـ 140,000 سنة الماضية. نات. كوم. 12، 3948 (2021).
مازود، أ.، ميشيل، إ.، ديويلد، ف. وتورون، ج. ل. تقلبات شدة التيار القطبي الجنوبي خلال الـ 500 ألف سنة الماضية. جيochem. جي فيز. جي أو سيست. 11، Q08007 (2010).
ماك كايف، آي. إن.، كراوهيرست، إس. جي.، كوهين، جي.، هيلينبراند، سي.-دي. وميريديث، إم. بي. تغيير طفيف في سرعة تدفق التيار القطبي الجنوبي بين العصر الجليدي الأخير والهولوسين. نات. جيوساي. 7، 113-116 (2014).
تويوز، م. هـ. وآخرون. ديناميات التيار القطبي الجنوبي عند المدخل الهادئ لمضيق دريك على مدى الـ 1.3 مليون سنة الماضية. باليوسيانوجرافيا. باليوكليماتولوجيا. 35، e2019PA003773 (2020).
فيدوروف، أ. ف.، بيرلز، ن. ج.، لورانس، ك. ت. وبيترسون، ل. س. تدرجات درجة حرارة سطح البحر المرتبطة ارتباطًا وثيقًا على طول المناطق الاستوائية والعرضية على مدى الخمسة ملايين سنة الماضية. نات. جيوسي. 8، 975-980 (2015).
ليسكي، ل. إ. ورايمو، م. إ. مجموعة من 57 نوعًا من الكائنات القاعية موزعة عالميًا من العصر البليوسيني-البليستوسينيأو سجلات. علم المحيطات القديمة 20، PA1003 (2005).
مكاى، ر. وآخرون. تأثيرات القارة القطبية الجنوبية والمحيط الجنوبي على التبريد العالمي في أواخر العصر البليوسيني. وقائع الأكاديمية الوطنية للعلوم في الولايات المتحدة الأمريكية 109، 6423-6428 (2012).
نايش، ت. وآخرون. تقلبات الغطاء الجليدي في غرب القارة القطبية الجنوبية خلال العصر البليوسيني المدفوعة بالميل. ناتشر 458، 322-328 (2009).
سيغمان، د. م.، جاكارد، س. ل. وهاوغ، ج. هـ. تدرج المحيط القطبي في مناخ بارد. الطبيعة 428، 59-63 (2004).
لامي، ف. وآخرون. تعديل التقدم في حزام الرياح الغربية في جنوب المحيط الهادئ على مدى المليون سنة الماضية. وقائع الأكاديمية الوطنية للعلوم في الولايات المتحدة الأمريكية 116، 23455-23460 (2019).
أورسي، أ. هـ.، جونسون، ج. س. وبوليستر، ج. ل. الدورة، الخلط، وإنتاج مياه القاع في القارة القطبية الجنوبية. تقدم في علم المحيطات 43، 55-109 (1999).
بارك، ي. هـ. وآخرون. ملاحظات حول التيار القطبي الجنوبي حول منطقة كسر أودينتسيف، أضيق نقطة اختناق في المحيط الجنوبي. مجلة أبحاث الجيوفيزياء: المحيطات 124، 4511-4528 (2019).
شي، ج. ر.، تالي، ل. د.، شي، س. ب.، بينغ، ق. هـ. وليو، و. ارتفاع درجة حرارة المحيط وتسارع تدفق المحيط الجنوبي العرضي. نات. مناخ. تغيير 11، 1090-1097 (2021).
أرمور، ك. س.، مارشال، ج.، سكوت، ج. ر.، دونوهوي، أ. ونيوسم، إ. ر. تأخير ارتفاع درجة حرارة المحيط الجنوبي بسبب الارتفاع المحيطي والنقل نحو خط الاستواء. نات. جيوساي. 9، 549-554 (2016).
نوبل، ت. ل. وآخرون. حساسية الغطاء الجليدي في القارة القطبية الجنوبية لتغير المناخ: الماضي، الحاضر، والمستقبل. مراجعة الجيوفيزياء 58، e2019RG000663 (2020).
لامي، ف. وآخرون. تقليص الجليد والتغيرات على مدى الألفية في تدفق ممر دريك. وقائع الأكاديمية الوطنية للعلوم في الولايات المتحدة الأمريكية 112، 13496-13501 (2015).
هال، I. R.، مككيف، I. N.، شاكليتون، N. J.، ويدون، G. P. وهاريس، S. E. تدفق المحيط الهادئ العميق المعزز والتهوية في أوقات الجليد في العصر البليستوسيني. ناتشر 412، 809-812 (2001).
ني، ج. س. وآخرون. إن انتعاش المحيط الهادئ يدفع إلى تبريد العصر البليوسيني وزيادة شدة الرياح الموسمية الآسيوية. تقارير العلوم 4، 5474 (2014).
ليو، ج. ج. وآخرون. تطور لسان البرد في المحيط الهادئ الاستوائي الشرقي منذ أواخر الميوسين مرتبط بالمناخ الخارجي الاستوائي. ساينس أدفانس 5، eaau6060 (2019).
وينكلر، ج. وآخرون. في وقائع برنامج الاكتشاف البحري الدولي المجلد 383 (تحرير لامي ف.، وينكلر، ج.، ألفاريز زاريكيان، ك. أ. وعلماء البعثة 383) https:// doi.org/10.14379/iodp.proc.383.104.2021 (برنامج الاكتشاف الدولي للمحيطات، 2021).
وينكلر، ج. وآخرون. في وقائع برنامج الاكتشاف البحري الدولي المجلد 383 (تحرير لامي ف.، وينكلر، ج.، ألفاريز زاريكيان، ك. أ. وعلماء البعثة 383) https:// doi.org/10.14379/iodp.proc.383.105.2021 (برنامج الاكتشاف الدولي للمحيطات، 2021).
ميدلتون، ج. ل. وآخرون. تقييم الفورامينيفيرا القاعية اليدوية مقابل الآليةتقنيات المحاذاة لتطوير الكرونستراتيغرافيات في سجلات الرواسب البحرية. مسودة مسبقة في EGUspherehttps://doi.org/10.5194/egusphere-2023-2906 (2023).
ماك كايف، آي. إن.، ثورنالي، د. ج. ر. وهال، آي. آر. علاقة حجم حبيبات الطين القابل للفرز بسرعات التيارات في أعماق البحار: معايرة ‘مقياس تيار الطين’. أبحاث أعماق البحار. I أبحاث المحيطات. ورقة 127، 1-12 (2017).
أوليرمان، ج. وآخرون. اقتران المياه العميقة المحيطية بين المحيط الهادئ والأطلسي خلال الـ 500 ألف سنة الماضية. علم المحيطات القديمة 31، 639-650 (2016).
أندرسون، ر. ف.، تشيس، ز.، فليشير، م. ك. وساكس، ج. مضخة المحيط الجنوبي البيولوجية خلال أقصى جليدي آخر. أبحاث البحر العميق II دراسات موضوعية في علم المحيطات 49، 1909-1938 (2002).
تشيس، ز.، كوهفيلد، ك. إ. وماتسوموتو، ك. الضوابط على دفن السيليكا البيولوجية في المحيط الجنوبي. دوريات الجيوكيمياء العالمية 29، 1599-1616 (2015).
كوهلر، ب. الغلاف الجويتركيز يعتمد على نظائر البورون مقابل محاكاة الدورة الكربونية العالمية خلال العصر البليوسين-البليستوسيني. علم المحيطات القديمة. علم المناخ القديم. 38، e2022PA004439 (2023).
لامي، ف. وآخرون. زيادة ترسب الغبار في المحيط الهادئ الجنوبي خلال الفترات الجليدية. ساينس 343، 403-407 (2014).
كلارك، ب. يو. وآخرون. الانتقال في منتصف العصر الجليدي: الخصائص، الآليات، والآثار على التغيرات طويلة الأمد في الغلاف الجوي. كوات. ساي. ريف. 25، 3150-3184 (2006).
هيربرت، ت. د. وآخرون. التبريد العالمي في أواخر الميوسين وظهور النظم البيئية الحديثة. نات. جيوسي. 9، 843-847 (2016).
أبيل، ج. ت.، وينكلر، ج.، أندرسون، ر. ف. وهيربرت، ت. د. الرياح الغربية نحو القطب وضعفها خلال دفء العصر البليوسيني. ناتشر 589، 70-75 (2021).
سون، ي. ب.، آن، ز. س.، كليمنس، س. س.، بلومندال، ج. وفاندنبرغه، ج. سبعة ملايين سنة من تقلبات الرياح والهطول على هضبة اللوس الصينية. رسائل علوم الأرض والكواكب 297، 525-535 (2010).
لو، ج. وآخرون. تطور الرياح الموسمية الآسيوية مرتبط بتدرجات درجة حرارة المحيط الهادئ منذ أواخر الميوسين. رسائل علوم الأرض والكواكب 563، 116882 (2021).
بريلز، ن. ج. وآخرون. دوران المحيط الهادئ العمودي النشط (PMOC) خلال فترة البلايوسين الدافئة. ساينس أدفانس 3، e1700156 (2017).
هيل، د. ج.، بولتون، ك. ب. & هايوود، أ. م. التغيرات المحيطية المودلة عند انتقال البلايو-بليستوسين المدفوعة بتقدم الجليد الأنتاركتيكي. نات. كوميون. 8، 14376 (2017).
لورانس، ك. ت. وآخرون. تغييرات إنتاجية شمال الأطلسي عبر الزمن عند تجمد نصف الكرة الشمالي. باليوسيانوجرافي 28، 740-751 (2013).
هيلينبراند، سي. دي. وكورتيسي، جي. التدرج القطبي: وجهة نظر نقدية من المحيط الجنوبي. الجغرافيا القديمة، المناخ القديم، البيئة القديمة. 242، 240-252 (2006).
هاوغ، ج. هـ.، سيغمان، د. م.، تيدمان، ر.، بيدرسن، ت. ف. وسارنتاين، م. بداية التطبق الدائم في المحيط الهادئ شبه القطبي. ناتشر 401، 779-782 (1999).
كليمنس، س. سي. وتيديمان، ر. القوة الناتجة عن الانحراف في مناخ العصر البليوسيني – العصر الجليدي المبكر كما هو موضح في سجل نظائر الأكسجين البحرية. الطبيعة 385، 801-804 (1997).
ستوت، ج. ب. و. وآخرون. تاريخ يمتد لـ 5.3 مليون سنة من هطول الأمطار الموسمية في شمال غرب أستراليا. رسائل أبحاث الجيوفيزياء 46، 6946-6954 (2019).
وانغ، ب.-إكس. وآخرون. دورات طويلة الأمد في خزان الكربون في محيط العصر الرباعي: منظور من بحر الصين الجنوبي. مراجعة العلوم الوطنية 1، 119-143 (2014).
دي بور، ب.، لورينس، ل. ج. و فان دي وال، ر. س. و. تم الكشف عن تباين مستمر لمدة 400,000 سنة في حجم الجليد في القارة القطبية الجنوبية ودورة الكربون خلال الفترة بين البليوسين والبلستوسين. نات. كوميون. 5، 2999 (2014).
تشيانغ، ج. س. هـ.، توكوس، ك. س.، لي، س. ي. وماتسوموتو، ك. التأثيرات المتناقضة لجريان الطيران المنقسم في جنوب المحيط الهادئ وتعديل الوضع الحلقي الجنوبي على دوران المحيط الجنوبي والبيوجيوكيمياء. باليوسيانوجرافيا. باليوكليماتولوجيا. 33، 2-20 (2018).
دو، ج. هـ.، هايلي، ب. أ. ومكس، أ. س. تطور الدورة العالمية للانقلاب منذ الحد الأقصى الجليدي الأخير استنادًا إلى نظائر النيوديميوم البحرية الذاتية. مراجعة علوم العصر الرباعي 241، 106396 (2020).
رونج، ت. أ. وآخرون. قيود الكربون المشع على مدى وتطور حوض الكربون الجليدي في جنوب المحيط الهادئ. نات. كوميون. 7، 11487 (2016).
Westerhold، ت. وآخرون. سجل مؤرخ فلكيًا لمناخ الأرض وقابليته للتنبؤ على مدى الـ 66 مليون سنة الماضية. ساينس 369، 1383-1387 (2020).
مايجرز، أ. ج. س. المحيط الجنوبي في مشروع المقارنة بين النماذج المتصلة المرحلة 5. فلس. ترانس. ر. سوس. أ 372، 20130296 (2014).
جوزيل، ج. وآخرون. تقلب المناخ القطبي والملّي في القارة القطبية الجنوبية على مدى 800,000 سنة مضت. ساينس 317، 793-796 (2007).
بريتر، ب. وآخرون. مراجعة لقبة إيبيكاسجل من 800 إلى 600 ألف سنة قبل الحاضر. رسائل أبحاث الجيوفيزياء 42، 542-549 (2015).
ملاحظة الناشر: تظل شركة سبرينجر ناتشر محايدة فيما يتعلق بالمطالبات القضائية في الخرائط المنشورة والانتماءات المؤسسية.
الوصول المفتوح هذه المقالة مرخصة بموجب رخصة المشاع الإبداعي النسب 4.0 الدولية، التي تسمح بالاستخدام والمشاركة والتكيف والتوزيع وإعادة الإنتاج بأي وسيلة أو صيغة، طالما أنك تعطي الائتمان المناسب للمؤلفين الأصليين والمصدر، وتوفر رابطًا لرخصة المشاع الإبداعي، وتوضح إذا ما تم إجراء تغييرات. الصور أو المواد الأخرى من طرف ثالث في هذه المقالة مشمولة في رخصة المشاع الإبداعي الخاصة بالمقالة، ما لم يُشار إلى خلاف ذلك في سطر الائتمان للمواد. إذا لم تكن المادة مشمولة في رخصة المشاع الإبداعي الخاصة بالمقالة وكان استخدامك المقصود غير مسموح به بموجب اللوائح القانونية أو يتجاوز الاستخدام المسموح به، فستحتاج إلى الحصول على إذن مباشرة من صاحب حقوق الطبع والنشر. لعرض نسخة من هذه الرخصة، قم بزيارةhttp://creativecommons.org/licenses/by/4.0/. (ج) المؤلف(ون) 2024 معهد ألفريد فيجنر (AWI) مركز هيلمهولتز للبحوث القطبية والبحرية، بريمرهافن، ألمانيا.ماروم – مركز علوم البيئة البحرية، جامعة بريمن، بريمن، ألمانيا.مرصد لامونت-دوهرتي للأرض، مدرسة المناخ، جامعة كولومبيا، باليسايدز، نيويورك، الولايات المتحدة الأمريكية.قسم علوم الأرض والبيئة، جامعة كولومبيا، نيويورك، نيويورك، الولايات المتحدة الأمريكية.معهد لايبنيز لأبحاث بحر البلطيق في وارنموند، روستوك، ألمانيا.مدرسة البيئة، جامعة ماساتشوستس بوسطن، بوسطن، ماساتشوستس، الولايات المتحدة الأمريكية.معهد علوم الأرض، جامعة كيل، كيل، ألمانيا.برنامج الاكتشاف الدولي للمحيطات، جامعة تكساس A&M، كوليج ستيشن، تكساس، الولايات المتحدة الأمريكية.قسم علوم الأرض، جامعة ديلاوير، نيوارك، ديلاوير، الولايات المتحدة الأمريكية.قسم علوم الأرض والكواكب، جامعة ييل، نيو هافن، كونيتيكت، الولايات المتحدة الأمريكية.برلين، ألمانيا.مدرسة العلوم البحرية والجوية، جامعة ستوني بروك، ستوني بروك، نيويورك، الولايات المتحدة الأمريكية.مركز البحث والتطوير للتغير العالمي، وكالة اليابان للعلوم والتكنولوجيا البحرية والأرضية (JAMSTEC)، يوكوسوكا، اليابان.قسم علوم الأرض والكواكب، جامعة روتجرز، ولاية نيو جيرسي، نيو برunswick، نيو جيرسي، الولايات المتحدة الأمريكية.قسم علوم الأرض، جامعة تايوان الوطنية، تايبيه، تايوان.قسم علوم الأرض والبيئة، جامعة ميلانو-بيكوك، ميلانو، إيطاليا.قسم الجيوكيمياء المناخية، معهد ماكس بلانك للكيمياء (MPIC)، ماينز، ألمانيا.مختبر علوم المناخ والبيئة (LSCE)، معهد بيير سيمون لابلاس (IPSL)، CNRS-CEA-UVSQ، غيف-سور-إيفيت، فرنسا.قسم الجيولوجيا، جامعة أوتاجو، دنيدن، نيوزيلندا.قسم علوم المحيطات، جامعة كاليفورنيا، سانتا كروز، سانتا كروز، كاليفورنيا، الولايات المتحدة الأمريكية.مدرسة البيئة والجغرافيا والجيولوجيا، جامعة بورتسموث، بورتسموث، المملكة المتحدة.مركز الأبحاث العالمي للمحيطات، معهد كوريا لعلوم وتكنولوجيا المحيطات (KIOST)، بوسان، جمهورية كوريا.مدرسة علوم الأرض والمحيطات والمناخ، المعهد الهندي للتكنولوجيا بوبانسوار، بوبانسوار، الهند.قسم علوم الأرض، جامعة ماساتشوستس أمهيرست، أمهيرست، ماساتشوستس، الولايات المتحدة الأمريكية.قسم الجيولوجيا، الجامعة الفيدرالية في ريو دي جانيرو، ريو دي جانيرو، البرازيل.كلية علوم الأرض والمحيطات والجو، جامعة ولاية أوريغون، كورفاليس، أوريغون، الولايات المتحدة الأمريكية.برنامج الدراسات العليا في الجيوكيمياء، قسم الجيوكيمياء، معهد الكيمياء، جامعة فلومينينسي الفيدرالية، نيتيروي، البرازيل.معهد المحيطات في بحر الصين الجنوبي، الأكاديمية الصينية للعلوم، قوانغتشو، الصين.معهد علوم الأرض، جامعة لوزان، لوزان، سويسرا.مجموعة علوم الأرض، المعهد الوطني للبحوث القطبية، طوكيو، اليابان.البريد الإلكتروني: فرانك.لامي@awi.de
طرق
مواقع الدراسة
نحلل سجلات الرواسب من العصر البليوسيني/البليستوسيني التي تم استردادها خلال بعثة IODP 383 (موقع IODP U1540 وموقع U1541)وثلاث سجلات من العصر الرباعي من نوى المكبس التي تم الحصول عليها خلال رحلة RV Polarstern ANT-XXVI/2. موقع IODP U1540 يقع في وسط المحيط الهادئ الجنوبي عند، حوالي 1,600 ميل بحري (nmi) غرب مضيق ماجلان فيعمق الماء (الشكل البياني الموسع 1). يقع الموقع على الجانب الشرقي من أقصى نقطة جنوبية في نظام التصدع EPR ضمن منطقة التصدع إلتانين، على بعد حوالي 130 ميلاً بحرياً من محور انتشار قاع البحر الحديث، ويقع تحت قشرة محيطية تشكلت عند EPR حوالي. المسار العكسي للتكتونيات الصفائحية لموقع IODP U1540 ينقل الموقع نحو الغرب، إلى موقع من العصر البليوسيني المبكر على بعد حوالي 100 ميل بحري أقرب إلى قمة EPR بعمق مياه أقل بعدة مئات من الأمتار. على نطاق أصغر، يقع الموقع في الطرف الشمالي الشرقي من سلسلة جبلية تتوازى مع اتجاه EPR. يقع موقع IODP U1540 في مسار تيار ACC تحت القطب الجنوبي، على بعد حوالي 170 ميل بحري شمال الموقع المتوسط الحديث لخط الصدع سان أندرياس (SAF).تم استرداد تسلسل مستمر بسمك حوالي 213 متر من الرواسب من الهولوسين إلى أوائل العصر البليوسيني في موقع IODP U1540. يهيمن على التسلسل الطين الغني بالسيليكا المحتوي على كربونات والطين الغني بالسيليكا والطحالب النانوية والطين الكلسي.
موقع IODP U1541 يقع نحو الغرب، عند، في عمق الماء (الشكل البياني الموسع 1). يقع الموقع على الجناح الغربي لأقصى نقطة جنوبية من EPR، على بعد حوالي 50 ميلاً بحرياً شمال منطقة كسر إلتانين-ثارب وحوالي 160 ميلاً بحرياً من محور انتشار قاع البحر الحديث. يقع موقع IODP U1541 على قشرة محيطية تشكلت في EPR بين حوالي 6 و 8 ملايين سنة مضت. كما هو الحال مع موقع IODP U1540، يقع موقع U1541 في موقع من العصر البليوسيني المبكر على بعد حوالي 100 ميل بحري أقرب إلى قمة EPR. على نطاق أصغر، يقع الموقع في خندق موجه شمال-شمال شرق-جنوب-جنوب غرب، بعرض حوالي 4 أميال بحرية، يتوازى مع اتجاه EPR. يقع موقع U1541 أيضًا تحت مسار ACC شبه القطبي، على بعد حوالي 100 ميل بحري شمال الموقع المتوسط الحديث.. حوالي تم استرداد تسلسل رسوبي ملتحم من عصر الهولوسين-الميوسين في الموقع U1541. يتضمن التسلسل الرسوبي أربع وحدات صخرية: طين غني بالكربونات إلى طين غني بالديومات، طين يحتوي على الديومات إلى طين غني بالنانوفسيل/طين كلسي، طين نانوفسيل نقي تقريبًا وطين يحتوي على الطين إلى طين حيوي.
رحلة RV Polarstern ANT-XXVI/2 تشمل العينات الأساسية PS75/76-2 (عمق الماء، طول اللب 20.59 م) يقع في منطقة PFZ (البيانات الموسعة الأشكال 1 و 6). تتميز الرواسب بتتابع دوري من الطين الكلسي بشكل أساسي خلال الفترات بين الجليدية والطين السيليسي الطيني خلال الفترات الجليدية. اللب PS75/79-2 (عمق الماء، الطول 18.51 م)، يقع بالقرب من PF الحديثة، يهيمن عليه الطين السيليسي مع كربونات محدودة بشكل رئيسي خلال ذروات الفترات بين الجليدية (البيانات الموسعة الأشكال 1 و 7). اللب PS75/83-1 (تم استرداد عمق الماء، بطول 13.13 م، من AZ. تهيمن الرواسب بشكل قوي على الطين السيليسي، مع ظهور الطين المحتوي على كربونات خلال الفترات بين الجليدية (الشكل البياني الممتد 8).
نماذج العمر
استنادًا إلى نقاط التحكم في العمر البيوستراتيغرافي والمغناطيسية القديمة على متن السفينةقمنا بتقييد نموذج العمر لموقع U1541 من 0 إلى 3.4 مليون سنة باستخدام سجل نظائر الأكسجين للforaminifera القاعية وضبط احتمالي لـ Prob-stack. (الشكل البياني الموسع 2). ميدلتون وآخرون.استخدم خوارزمية نموذج ماركوف المخفي الاحتمالية (HMM-Match) من المرجع 57 لمزامنة بيانات نظائر الأكسجين القاعية U1541 في ثلاثة مقاطع مستمرة مع نقاط بداية ونهاية محددة مسبقًا. CCSF-A ( ) ، CCSF-A ( ) و CCSF-A ( )، مما أدى إلى وجود فجوتين في أخذ العينات بين و CCSF-A (المرجع 24). نقاط البداية والنهاية لكل جزء بيانات U1541 تم اختيارها من خلال التجربة والخطأ لنقاط المحاذاة المحددة بصريًا التي أدت إلى أدنى درجات عدم اليقين عند تشغيلها من خلال خوارزمية HMM-Match. من 3.4 إلى 5.3 مليون سنة، قمنا بتحسين السجل على متن السفينة من خلال ضبط السجل الكثافة GRA على الميل (الشكل البياني الممتد 3).
نموذج العمر لموقع IODP U1540 (الشكل البياني الممتد 4) يعتمد على نقاط التحكم العمرية البيوستراتغرافية والمغناطيسية القديمة التي تم الحصول عليها على متن السفينة.. لقد قمنا بتحسين الطبقات الجيولوجية من خلال ربطها بـسجل إلى U1541 (الشكل البياني الممتد 4).
تم أخذ نماذج الأعمار للنوى PS75/76 و PS75/79 و PS75/83 من المرجع 32. قمنا بمراجعة هذه النماذج العمرية، التي كانت تعتمد في الأصل على ارتباط تقلبات محتوى الحديد بسجلات الغبار من نوى الجليد في القارة القطبية الجنوبية، من خلال استخدام الفيرمينيفيرا القاعية غير المستمرة.السجلات المتاحة من هذه النوى.
تم إجراء تحليلات مستقرة ل isotopes الأكسجين والكربون على الفورامينيفيرا القاعية. تم تجفيف الرواسب الكلية بالتجميد ثم غسلها بالماء المقطر.منخل شبكي لإزالة المواد الدقيقة مثل الطين والطفلة. تم تجفيف الكسور الخشنة من الرواسب لاحقًا في فرن عند حوالي. من الكسر الخشن الأكبر من تم اختيار من عينة واحدة إلى خمس عينات من الفورامينيfera القاعية Cibicidoides spp. باستخدام فرشاة مبللة تحت المجهر الضوئي لفحص قياسات نظائر الأكسجين والكربون المستقرة. ثم تم تحليل العينات لنظائر الأكسجين والكربون المستقرة (المبلغ عنها فيالتدوين بالنسبة للمعيار الدولي فيينا بي دي بي (VPDB)، أي، و ، على التوالي) في مرصد لامونت-دوهرتي للأرض باستخدام جهاز ثيرمو دلتا V+ مع كيل IV. تم تحليل المعيار الدولي NBS-19 تقريبًا كل عشرة عينات والانحرافات المعيارية طويلة الأجل لـ و معيار NBS-19 هو و ، على التوالي.
الجيولوجيا الكيميائية ومعلمات الرواسب الكلية. تم الحصول على البيانات الجيولوجية الكيميائية من خلال مسح XRF (في AWI، ألمانيا وIODP، جامعة تكساس A&M، كوليج ستيشن، تكساس، الولايات المتحدة الأمريكية) باستخدام جهاز مسح نوى XRF من Avaatech (غير تدميري). تم مسح أسطح النوى المقسمة عند أو القرار خلال المتتالية و تشغيل، للحصول على كثافات موثوقة (عدد المناطق) للعناصر الرئيسية والعناصر الثانوية. استخدمنا كثافات Zr و Rb منقم بتشغيل لحساب النسب اللوغاريتمية لكلا العنصرين ( ) المستخدمة في حساب الطين القابل للفرز وقوة ACC (الشكل البياني الممتد 5).
نقوم بتقييم قوة وموقع نظام الجبهة ACC من خلال إعادة بناء التغيرات في حزام الأوبال في المحيط الجنوبي، الذي يقع حاليًا في منطقة الصيد المحظورة (بين SAF و PF).نستخدم بيانات الخصائص الفيزيائية عالية الدقة (الكثافة) وعدد الكالسيوم المستمد من تحليل الأشعة السينية المشتتة (XRF) والمعايرة بواسطة قياسات محتوى الأوبال البيولوجي والكربونات الكالسيومية المنفصلة (الطرق).
لتحديد محتويات الأوبال البيوجيني لعينات الرواسب PS75/56 و PS75/76 و PS75/79 و PS75/83 وفي الموقع U1541، استخدمنا طريقة غسل آلية في AWI، بدقة تحليلية نسبية تبلغ (المرجع 58). تم الحصول على سجلات محتوى الأوبال عالي الدقة في الموقع U1540 والموقع U1541 من الانحدارات متعددة الحدود بين كثافة GRA وقياسات الأوبال البيولوجي المنفصلة. في الموقع U1540، استخدمنا الانحدار من اللب PS75/56 من نفس الموقع.
بالنسبة لسجلات SAZ من الموقع U1540 والموقع U1541،تم استخدام المحتويات لحساب أوبالنسب. استخدمنا منفصلبيانات المحتوى من الموقع U1541 تم قياسها على متن السفينة وبيانات من النواة الأساسية PS75/56 (المرجع 28). في الموقع U1540، استخدمنا النواة المعايرة PS75/56 من نفس الموقع. حصلنا على سجلات كربونات عالية الدقة لـ U1540 و U1541 من بيانات عدد Sr المستندة إلى XRF والمعايرة مع قياسات المحتوى.
تحديد حجم الحبوب وحساب قوة تدفق ACC
نستنتج التغيرات في قوة المياه القاعية في منطقة ACC من تقديرات حجم الحبيبات للرواسب البحرية العميقة والرواسب على حواف القارات.
تقليديًا، تم تحقيق ذلك من خلال قياسات حجم الحبوب الكمية للجزء الأرضي باستخدام متوسط حجم الحبة من الطين القابل للفرز.في الهوامش القارية وإعدادات المحيطات العميقة مع تيارات القاع. وقد حددت الاكتشافات الأحدث تغييرات في تركيبات العناصر في الرواسب الدقيقة كبديل موثوق لتحديد أحجام الحبوب في نطاق الطين القابل للفرز، والذي يمكن استخدامه لتقدير سرعات تيارات القاع.. وو وآخرونأظهر أن نسبة العد اللوغاريتمي للزركونيوم إلى الروبيديوم )، كما تم اشتقاقه من سجلات العناصر عالية الدقة باستخدام بيانات ماسح النواة XRF، مناسب لتقدير تغييرات سرعة التيارات القاعية. نحن نطبق وكيل لحساب قيم الطين القابل للفرز ومتوسط سرعات التيارات القاعية للتيار الأنتارتيكي الدائري (ACC) يعود إلى حوالي 5.3 مليون سنة، باستخدام معايرة إقليمية لقياسات الطين القابل للفرز من العينات المنفصلة إلى القياسات المستمدة من ماسح الأشعة السينية.النسب (انظر أدناه) وحساب السرعات الحالية بعد المعايرات في المرجع 27 (السرعة الحالية (متوسط الطين القابل للفرز/0.59) – (12.23/0.59)) (البيانات الموسعة الأشكال 5-8).
نستخدم الانحراف النسبي عن متوسط سرعة التيار في الهولوسين (باستثناء المقطع العرضي عبر الجبهة والأشكال البيانية للبيانات الموسعة التي تظهر أيضًا سرعات التيار). يختلف الطول والدقة ومتوسط الطين القابل للفرز عبر الأقسام الفردية للهولوسين بين السجلات: U1540: حوالي; U1541: ; PS75/76: 0-11.5 كا، ; PS75/79: 0-11.5 كا، ; و PS75/83: .
تم الحصول على توزيعات حجم الحبوب باستخدام جهاز قياس تشتت الليزر من بيكمان كولتر LS13 320، المزود بوحدة سائلة دقيقة في مركز علوم البيئة البحرية (ماروم، جامعة بريمن، ألمانيا). تم عزل الجزء الليثوجيني منمن الرواسب المجففة بالتجميد بالجملة عن طريق معالجة العينات بـ و أثناء التسخين، لإزالة المواد العضوية، الكربونات والأوبال البيوجيني، على التوالي. تم شطف العينات وطردها مركزيًا حتى أصبح الرقم الهيدروجيني محايدًا بين هذه الخطوات. مباشرة قبل القياسات، تم إضافة بضع قطرات من (بيكربونات الصوديوم) تمت إضافتها وتم تسخين العينات وتطبيق الموجات فوق الصوتية لتفكيك الجسيمات. تم استخدام ماء منزوع الغاز أثناء التحليل لتقليل تأثير فقاعات الغاز، وقام محرك مغناطيسي بخلط العينة أثناء التحليل. تتراوح توزيعات حجم الجسيمات الناتجة من 0.375 إلىمقسمة إلى 92 فئة حجمية.
يتم تعريف الطين القابل للفرز على أنه متوسط حجم الحبيبات لجزء الطين القابل للفرز. ). حصلنا على ارتباط خطي بين متوسط الطين القابل للفرز ونسب مستندة إلى 220 عينة في الموقع U1541 (متوسط الطين القابل للفرز (الشكل 10 من البيانات الموسعة). تدعم ملاءمة بيانات الطين القابل للفرز لدينا لإعادة بناء تيارات القاع الارتباط الإيجابي بين متوسط الطين القابل للفرز ونسبة الطين القابل للفرز (الشكل 10 من البيانات الموسعة). استبعدنا العينات من MIS 11 ذات القيم العالية جدًا التي تقع خارج الانحدار الخطي. نلاحظ أن لدينا ارتباطًا خطيًا إيجابيًا بين تتمتع النسب ومتوسط الطين القابل للفرز بانحدار أقل مقارنة بالدراسات من جنوب شرق المحيط الهادئيمكن تفسير ذلك بتكوين مختلف من المواد السيليكلستية فيFraction الطين القابل للفرز في المواقع القريبة من الهوامش القارية مقارنة بمواقعنا في المحيط الهادئ العميق.
نحن على علم بأن عوامل أخرى، مثل التجوية القارية، قد تؤثر علىنسبة كبديل للطفلة القابلة للفرز وسرعة التيارات القاعية. ومع ذلك، نظرًا للموقع البليجي لمواقعنا، نستنتج أنه إذا كان هناك تأثير للتجوية يؤثر على سجلاتنا في وسط المحيط الهادئ الجنوبي، فإن هذا التأثير سيكون ضئيلاً، نظرًا للمسافة الكبيرة إلى أي قارة بها تجوية كيميائية كبيرة (على عكس، على سبيل المثال، المحيط الهندي). يأتي المزيد من الدعم من السجلات المذكورة أعلاه من المحيط الهادئ الجنوبي قبالة تشيلي.و مضيق دريك، التي توفر ارتباطات ممتازة لـإلى الطين القابل للفرز المتوسط.
على الرغم من أن الخطأ التحليلي القياسي لتحليلات حجم الحبوب للحصول على قيم الطين القابل للفرز يقع في النطاق (في ، انظر أدناه)، من الصعب تقييم الخطأ الدقيق في حسابات سرعة التيار من بيانات مقياس التيار، حيث تتوفر فقط بيانات قليلة عن مقياس التيار وحجم الحبيبات. مككيف وآخرون.قدّر الخطأ المعياري ليكون في النطاق.
توفر البيانات
جميع البيانات ذات الصلة في هذه الورقة متاحة في ناشر بيانات PANGAEA (https://doi.org/10.1594/PANGAEA.965443“). الصور الخلفية للشكل 1 مأخوذة من FESOM2 (نموذج الجليد البحري-المحيط ذو الحجم المحدود، مصاغ على شبكة غير منتظمة؛https://fesom.de/). تستخدم البيانات الخلفية في الشكل الإضافي 1 مجموعة بيانات التركيب العالمية للتضاريس متعددة الدقة (GMRT). 54. لامي، ف.، وينكلر، ج.، ألفاريز زاريكيان، ك. أ. وعلماء الحملة 383. وقائع برنامج الاكتشافات المحيطية الدولية المجلد 383https://doi.org/10.14379/iodp. proc.383.2021 (برنامج الاكتشاف الدولي للمحيطات، 2021). 55. أورسي، أ. هـ.، ويتوورث، ت. وناولين، و. د. حول مدى الميريديان والجبهات للتيار القطبي الجنوبي. أبحاث البحر العميق. I أبحاث المحيطات. ورقة 42، 641-673 (1995). 56. أهن، س.، خيدر، د.، ليسيكي، ل. إ. ولورانس، س. إ. مجموعة احتمالية من العصر البليوسيني-البليستوسيني من الكائنات القاعيةباستخدام نموذج ماركوف المخفي. ديناميكا. إحصائيات. أنظمة المناخ 2، dzx002 (2017). 57. لين، ل.، خيدر، د.، ليسيكي، ل. إ. ولورانس، س. إ. المحاذاة الاحتمالية للتسلسل لسجلات الطبقات. باليوسيانوجرافي 29، 976-989 (2014). 58. مولر، ب. ج. وشنايدر، ر. طريقة غسل آلية لتحديد الأوبال في الرواسب والمواد الجزيئية. أبحاث البحر العميق. I أوراق أبحاث المحيطات. 40، 425-444 (1993). 59. وو، ل. وآخرون. تقييمنسبة من مسح XRF كمؤشر على تباينات حجم الحبيبات في الرواسب الجليدية البحرية في المحيط الجنوبي. جيكيم. جيولوجيا. نظم الأرض 21، e2020GC009350 (2020).
الشكر والتقدير نشكر القبطان والطاقم والفريق العلمي على متن RV JOIDES Resolution على دعمهم خلال بعثة برنامج الاكتشافات المحيطية الدولية (IODP) الرحلة 383 ‘ديناميات التيار القطبي الجنوبي في المحيط الهادئ (DYNAPACC)’. قدم J. Chiang وC. D. Hillenbrand وP. Köhler وG. Knorr تعليقات واقتراحات حسنت من جودة الورقة، وقدم U. Böttjer الدعم الفني في مختبر AWI Opal. نعترف بالتمويل من معهد ألفريد فيجنر (AWI) مركز هيلمهولتز للبحوث القطبية والبحرية من خلال برنامج البحث المؤسسي ‘الأرض المتغيرة – الحفاظ على مستقبلنا’ لـ F.L. وL.L.-J. وM.v.d.D. وR.T. وO.M.E. وG.K. وJ.S.S. وM.T.، ومنح برنامج الأولويات DFG 527 SESPOD (AR 367/16-1) وIODP383-DYNAPACC (La1273/10-1) لـ H.W.A. وF.L. وL.L.-J. نعترف ببرنامج الدعم العلمي الأمريكي IODP لتمويل إضافي للأنشطة بعد البعثة لـ G.W. وJ.L.M. وJ.G. وJ.R.F. يشكر G.W. مؤسسة فيتلسن على الدعم. ويعترف G.W. وJ.L.M. بالدعم من منحة NSF 2305426.
مساهمات المؤلفين: صمم F.L. و G.W. الدراسة وقادا البحث. كانت الحملة الاستكشافية IODP 383 مشتركة بين F.L. و G.W.، مع وجود C.A.Z. كعالم موظف في الحملة. قام H.W.A. و C.M.M. بتنسيق فرق السديم. قاد J.R.F. و J.G. وصف النوى، بينما جمع S.I. و L.L. و I.S. و S.Wa. بيانات السديم التكميلية. جمع E.Mi. و L.L.-J. و V.J.L. بيانات الخصائص الفيزيائية. جمع C.B. و L.C.H. و S.M. و R.A.S. بيانات كيميائية. تم توفير التحليل القائم على الفيرمينيفيرا البيوستراتيغرافي من قبل A.B. و R.K.S. و I.M.V.P.d.O. O.M.E.إي.ما.، جمع كل من C.R.R. وM.S.-P. وA.L.S. معلومات بيولوجية طبقية استنادًا إلى النانوفوسيلات والدياتوميات والراديولاريا. جمع J.S.S. وX.Z. بيانات مغناطيسية طبقية قديمة. أشرف J.L.M. وA.C.R. على التوافق الطبقي للمواقع U1540 وU1541. ساهم جميع أعضاء فريق العلوم في الحملة 383 في جمع العينات. تم إجراء مسح نوى XRF في جامعة تكساس A&M وAWI بواسطة علماء على متن السفينة بدعم من S.Wu. وL.D. تم إجراء تحليلات حجم الحبيبات بواسطة M.v.d.D. وL.D. وM.T. قدم R.T. وH.S. وG.K. وA.M.-G. خبرة في علم المحيطات القديمة في المحيط الجنوبي وضبط المدارات. كتب F.L. وG.W. المخطوطة، مع مساهمات من H.W.A. وJ.R.F. وJ.G. وL.L.-J. وJ.L.M.
تمويل تمويل الوصول المفتوح المقدم من معهد ألفريد فيجنر.
المصالح المتنافسة يعلن المؤلفون عدم وجود مصالح متنافسة.
معلومات إضافية
معلومات إضافية النسخة الإلكترونية تحتوي على مواد إضافية متاحة علىhttps://doi.org/10.1038/s41586-024-07143-3. يجب توجيه المراسلات والطلبات للحصول على المواد إلى فرانك لامي. تُعرب مجلة Nature عن شكرها لديمتريس إيفانجلينوس والمراجعين الآخرين المجهولين على مساهمتهم في مراجعة هذه العمل. تقارير المراجعين متاحة. معلومات إعادة الطبع والتصاريح متاحة علىhttp://www.nature.com/reprints.
الشكل البياني الموسع 1 | خرائط عمق البحر. أ، نظرة عامة على المحيط الهادئ الجنوبي مع موقع جميع مواقع الدراسة،تفاصيل وسط المحيط الهادئ الجنوبي مع مواقع IODP.
الشكل البياني الموسع 2 | الخلفية الطبقية لموقع IODP U1541.
أ، رسم بياني للعمر والعمق لتسلسل الرواسب من العصر البليوسيني والبلستوسيني في موقع IODP U1541 مقارنة مع نقاط الربط البيوستراتغرافية والمغناطيسية القديمةتمثل القضبان الرأسية للخطأ نطاق العمق لكل علامة طبقية (على سبيل المثال، تم تحديد الأعمار البيوستراتغرافية على قواطع اللب خلال الحملة). تمثل القضبان الأفقية للخطأ عدم اليقين في الأعمار المعتمدة من ناتج أفضل فترة ملائمة للقيود. تحليل تحسين مجموعات البيانات البيوستراتيغرافية في نصف الكرة الجنوبي. تعتمد الأعمار الباليومغناطيسية على المقياس الزمني الجيومغناطيسي GTS2012. يتم مناقشة المزيد من التفاصيل في قسم الطرق في المرجع 54.b، القاعيات.سجل من موقع IODP U1541 مضبوط على بروب-ستاك، موضحة هنا بالمقارنة مع مجموعة LR04. ج، سجل معدل الترسيب في الموقع U1541. د، سجل قوة التيار الجنوبي الغربي في موقع IODP U1541.
الشكل البياني الممتد 3 | الطبقات الجيولوجية للعصر البليوسيني لموقع IODP U1541 بناءً على ضبط المدارات. أ، سجل كثافة GRA. ب، الميل (حوالي 40 ألف سنة) المفلتر لـ GRA
الشكل البياني الممتد 4 | الخلفية الطبقية لموقع IODP U1540. رسم بياني للعمر والعمق لتسلسل الرواسب من العصر البليوسيني والعصر الجليدي في الموقع U1540 مقارنةً بالنقاط المرجعية البيوستراتغرافية والمغناطيسية القديمة.تمثل القضبان الرأسية للخطأ نطاق العمق لكل علامة طبقية (على سبيل المثال، تم تحديد الأعمار البيوستراتغرافية على حاملي النوى خلال الحملة). تمثل القضبان الأفقية للخطأ عدم اليقين في الأعمار المعتمدة. من مخرجات فترة الملاءمة الأفضل لتحليل تحسين القيود لمجموعات البيانات البيوستراتغرافية في نصف الكرة الجنوبي. تعتمد الأعمار الباليومغناطيسية على المقياس الزمني الجيومغناطيسي GTS2012. يتم مناقشة المزيد من التفاصيل في قسم الطرق في المرجع 54. ب، سجلات قوة ACC لموقع IODP U1540 المعدلة لتناسب موقع U1541. ج، نقاط التعديل. د، سجل معدل الترسيب في موقع IODP U1540 وموقع U1541.
الشكل البياني الممتد | البيانات الخام المستخدمة لحساب قوة ACC في موقع IODP U1540 وموقع U1541. أ، سجلات قوة ACC بالنسبة إلى
متوسط الهولوسين. ب، سجل قوة ACC المطلقة المحسوبة من بيانات الطين القابل للفرز باستخدام صيغة من بحر سكوتيا في المرجع 27 (انظر الطرق). ج، الطين القابل للفرز سجل محسوب منباستخدام المعايرة الخاصة بنا من قياس حجم الحبيبات المنفصلة (الشكل 10 من البيانات الموسعة؛ انظر الطرق). د،سجل (مُعَدل إلى 0.5 كيلومتر وبتوسيع متوسط تسع نقاط مجاورة).
الشكل البياني الموسع 6 | البيانات الخام المستخدمة لحساب قوة ACC مع الأوبال والسجلات من اللب. أ، سجلات قوة ACC بالنسبة لمتوسط الهولوسين. ب، سجل قوة ACC المطلقة المحسوبة من بيانات الطين القابل للفرز باستخدام صيغة من بحر سكوتيا في المرجع 27
(انظر الطرق). ج، سجل الطين القابل للفرز المحسوب من (الشكل البياني الموسع 10). د، السجل (مُعادل إلى 0.5 كيلومتر وبتسع نقاط متجاورة متوسطة). هـ، محتوى الأوبال. و،.
الشكل البياني الموسع 7 | البيانات الخام المستخدمة لحساب قوة ACC مع الأوبال والسجلات من اللب. أ، سجلات قوة ACC بالنسبة لمتوسط الهولوسين. ب، سجل قوة ACC المطلقة المحسوبة من بيانات الطين القابل للفرز باستخدام صيغة من بحر سكوتيا في المرجع 27
(انظر الطرق). ج، سجل الطين القابل للفرز المحسوب من (الشكل البياني الموسع 10). د، السجل (مُعادل إلى 0.5 كيلومتر وبتسع نقاط متجاورة متوسطة). هـ، محتوى الأوبال. و،.
الشكل البياني الموسع 8 | البيانات الخام المستخدمة لحساب قوة ACC مع الأوبال والسجلات من اللب. أ، سجلات قوة ACC بالنسبة لمتوسط الهولوسين. ب، سجل قوة ACC المطلقة المحسوبة من بيانات الطين القابل للفرز باستخدام صيغة من بحر سكوتيا في المرجع 27
(انظر الطرق). ج، سجل الطين القابل للفرز المحسوب من (الشكل البياني الموسع 10). د، السجل (مُعادل إلى 0.5 كيلومتر وبتسع نقاط متجاورة متوسطة). هـ، محتوى الأوبال. و،.
الشكل البياني الموسع 9 | التغيرات طويلة الأمد في ACC على مقاييس زمنية تقارب 400 كيلومتر. أ، تكدس نظائر الأكسجين للforaminifera القاعية LR04 (المرجع 10). ب، تغيرات قوة ACC النسبية (الخط المنقط يحدد مستوى الهولوسين) في موقع IODP U1540 وموقع U1541. ج، سجل ACC المصفى في موقع U1541. يتمركز مرشح النطاق الغاوسي عند كأهم
فترة عدم الانتظام طويلة الأمد. د، سجل الحجم المصفى عند 413 كيلومتر. هـ، سجل المونسون الآسيوي المصفى عند 413 كيلومتر. و، سجل المحيطات العالمية المصفى تكدس يوثق تغييرات خزانات الكربون البحرية العالمية. ز، معامل عدم الانتظام المصفى.
المقالة
الشكل البياني الموسع 10 | البيانات الخام المستخدمة لحساب متوسط الطين القابل للفرز من وارتباطه بنسب الطين القابل للفرز. أ، قياسات متوسط الطين القابل للفرز المنفصلة مقارنة بالسجل المحسوب من
باستخدام الصيغة الموضحة في ب. ب، الارتباط الرسومي لقيم متوسط الطين القابل للفرز إلى. ج، الارتباط الإيجابي بين متوسط الطين القابل للفرز ونسبة الطين القابل للفرز.
Frank Lamy , Gisela Winckler , Helge W. Arz , Jesse R. Farmer , Julia Gottschalk , Lester Lembke-Jene , Jennifer L. Middleton , Michèlle van der Does , Ralf Tiedemann , Carlos Alvarez Zarikian , Chandranath Basak , Anieke Brombacher , Levin Dumm , Oliver M. Esper , Lisa C. Herbert , Shinya Iwasaki , Gaston Kreps , Vera J. Lawson , Li Lo , Elisa Malinverno , Alfredo Martinez-Garcia , Elisabeth Michel , Simone Moretti , Christopher M. Moy , Ana Christina Ravelo , Christina R. Riesselman , Mariem Saavedra-Pellitero , Henrik Sadatzki , Inah Seo , Raj K. Singh , Rebecca A. Smith , Alexandre L. Souza , Joseph S. Stoner , Maria Toyos , Igor M. Venancio P. de Oliveira , Sui Wan , Shuzhuang Wu & Xiangyu Zhao
Abstract
The Antarctic Circumpolar Current (ACC) represents the world’s largest ocean-current system and affects global ocean circulation, climate and Antarctic ice-sheet stability . Today, ACC dynamics are controlled by atmospheric forcing, oceanic density gradients and eddy activity . Whereas palaeoceanographic reconstructions exhibit regional heterogeneity in ACC position and strength over Pleistocene glacial-interglacial cycles , the long-term evolution of the ACC is poorly known. Here we document changes in ACC strength from sediment cores in the Pacific Southern Ocean. We find no linear long-term trend in ACC flow since 5.3 million years ago (Ma), in contrast to global cooling and increasing global ice volume . Instead, we observe a reversal on a million-year timescale, from increasing ACC strength during Pliocene global cooling to a subsequent decrease with further Early Pleistocene cooling. This shift in the ACC regime coincided with a Southern Ocean reconfiguration that altered the sensitivity of the ACC to atmospheric and oceanic forcings . We find ACC strength changes to be closely linked to 400,000-year eccentricity cycles, probably originating from modulation of precessional changes in the South Pacific jet stream linked to tropical Pacific temperature variability . A persistent link between weaker ACC flow, equatorward-shifted opal deposition and reduced atmospheric during glacial periods first emerged during the Mid-Pleistocene Transition (MPT). The strongest ACC flow occurred during warmer-than-present intervals of the Plio-Pleistocene, providing evidence of potentially increasing ACC flow with future climate warming.
The strong eastward flow of the ACC represents the world’s largest current system. It connects all three main basins of the global ocean and therefore integrates, and responds to, climate signals around the world . The ACC reaches abyssal water depths and connects deep, intermediate and shallow ocean circulation . The system of oceanic fronts across the ACC is associated with upward shoaling of density surfaces towards the south, upwelling of deep waters, the formation of intermediate water masses and steep upper-ocean gradients . Through this linkage of the shallow and deep ocean, the ACC plays a critical role in the Southern Ocean carbon cycle and changes in atmospheric (ref. 4). The strength and position of the ACC and its associated oceanic fronts are controlled by wind stress, interaction of flow with the deep-ocean bathymetry and buoyancy forcing . The Southern Westerly Winds (SWW), as the integrated wind stress across the entire circumpolar belt, drive northward transport of surface water in the Ekman layer, producing downwelling to the north and upwelling south of the wind belt. The SWW produce eastward
geostrophic flow and form a vigorous eddy field interacting with rough bottom topography along the path of the ACC, thereby partly balancing the forcing at the sea surface . Buoyancy forcing is controlled by heat and freshwater inputs that affect the density structure of the ACC and is thought to be equally important for ACC strength as the winds .
During the past decades, warming around Antarctica (that is, south of the ACC) has been shown to be delayed compared with global atmospheric warming, yet a speed-up of the subantarctic ACC is observed in response to greenhouse-gas forcing . This contributes to build-up of heat in the subtropics, north of the ACC, connected to poleward-shifting large-scale ocean gyres that are critical for anthropogenic heat uptake and transport . Atmosphere-ocean interactions across the ACC also affect the extent and stability of the Antarctic cryosphere by altering the advection of comparably warm water masses, such as Circumpolar Deep Water, towards marine-based ice-sheet sections that are sensitive to subglacial melting .
Sediment records of Pleistocene ACC strength in the Southeast Pacific sector of the Southern Ocean and the Drake Passage document a common pattern of reduced ACC flow during glacials , including millennial-scale variations in phase with Antarctic palaeotemperature records . On the other hand, small opposite variations in ACC strength are documented in sediment records across the southern ACC east of the Drake Passage in the Scotia Sea , whereas stronger glacial ACC flow is reconstructed in the Indian Ocean sector and within the deep western boundary current east of New Zealand . These observations highlight potential regional and meridional heterogeneity of ACC flow over Pleistocene glacial-interglacial cycles. Thus, an explicit northsouth transect across the ACC zones in the pelagic Southern Ocean is important to assess overall ACC fluctuations.
Existing ACC strength records during the Pliocene are fragmentary . Reconstructions of Southern Hemisphere meridional sea surface temperature (SST) gradients indicate an overall strengthening of the atmospheric circulation and plausibly imply an enhancement of the largely wind-driven ACC over the Pliocene and Early Pleistocene . Moreover, Pliocene changes in tropical palaeoclimates (for example, the Asian monsoon ) and tropical Pacific zonal SST trends might affect Pliocene SWW intensity and thereby the atmospheric forcing of ACC strength. The Plio-Pleistocene evolution of these ACC drivers highlights the need for continuous ACC proxy records extending into the Pliocene to better understand the variability of ACC strength and associated ocean-atmosphere processes during warmer-than-present time periods.
To reconstruct the strength of the ACC and shifts of the frontal system over the past roughly 5.3 Myr, we use sediment records from the pelagic central South Pacific, the region farthest away from land in the global ocean (Fig. 1). Our study is primarily based on International Ocean Discovery Program (IODP) Expedition 383 Site U1540 and Site U1541, both drilled at about water depth within the Subantarctic Zone (SAZ, north of the Subantarctic Front (SAF)) (Extended Data Fig.1). IODP Site U1541 provides a continuous benthic foraminiferal stable oxygen-isotope stratigraphy back to around 3.5 Ma (ref. 26), with orbital tuning of sediment density to obliquity cycles between 3.5 and 5.3 Ma supported by shipboard biostratigraphic and palaeomagnetic time markers (Extended Data Figs. 2 and 3). The sedimentary record of IODP Site U1540 can be correlated to that of Site U1541 using X-ray fluorescence (XRF) core-scanner data (see Methods; Extended Data Fig. 4). To test the representativeness of ACC reconstructions at the IODP sites, we present further Pleistocene records along a meridional latitude transect (cores PS75/76, PS75/79 and PS75/83; Fig. 1).
We infer changes in ACC strength from sortable silt as proxy for near-bottom water-velocity variations . Such records were previously used for reconstructing ACC strength changes at abyssal water depths in the vicinity of the Drake Passage . Modern ACC studies suggest that eddy-field variations are important for short-term ACC variability and could compensate wind forcing completely when eddy saturation is reached . However, averaging over centuries or more, the sortable-silt proxy represents a scalar mean water-column-integrated current speed . Therefore, on longer timescales, the sortable-silt signal integrates the total water transport, including wind, baroclinic and eddy-induced contributions.
To reconstruct ACC strength, we infer sortable-silt records from high-resolution XRF core-scanner Zr and Rb data, calibrated with discrete grain-size measurements. Subsequently, we transfer the high-resolution records to absolute current strength using the sortable silt-flow speed correlation from the Scotia Sea (see Methods).
Pleistocene ACC strength changes
Modern ACC flow between its northern and southern boundary fronts is not equally distributed across the Southern Ocean (Fig.1). Most of the ACC transport occurs in the vicinity of the SAF, and less prominently at
Fig. 1|Visualization of the modern ACC. Shown is the simulated ocean velocity at water depth (blue = weak; white = strong). Model: FESOM2 (Finite-volumE Sea ice-Ocean Model, formulated on unstructured mesh; https://fesom.de/); setup: ROSSBY4.2; simulations: Dmitry Sein (AWI); visualization: Nikolay Koldunov (AWI). ACC fronts as derived from satellite altimetry . From north to south: NB, north boundary;SAF, Subantarctic Front; PF, polar front; SACCF, southern ACC front; SB, southern boundary. Core and drilling locations are marked by white stars.
the northern boundary and the polar front (PF) . To assess large-scale ACC strength changes and potential links to latitudinal shifts of the frontal system, we compare down-core records north-south across the ACC over the past three glacial cycles ( ) (Fig. 2). All records along the transect document similar absolute ACC strength (about ) during glacial periods such as Marine Isotope Stage (MIS) 2-4 and 6, indicating homogeneously reduced glacial ACC flow across a broad latitudinal band. By contrast, during interglacials, we observe overall stronger and more variable ACC flow (about ), with stronger flow in the SAZ compared with the Polar Frontal Zone (PFZ, between the SAF and the PF) (cores PS75/76 and PS75/79) (Fig. 2). Compared with the northern records, the Antarctic Zone (AZ) record (core PS75/83) shows lower-amplitude ACC changes with comparatively higher glacial values (about ) and lower interglacial values (about ) than the sites north of the PF (Fig. 2c). Relative to the Holocene mean, glacial ACC strength was reduced by about in the SAZ, about in the PFZ and at the PF and about in the AZ, whereas ACC strength during interglacials MIS 5 and MIS 7 slightly exceeded the Holocene levels (Fig. 2d).
The largest decrease in glacial ACC flow occurred in the SAZ, the zone of strongest current transport under modern conditions . Within the SAZ, we observe a similar magnitude of ACC strength reduction both to the west (Site U1541) and to the east (Site U1540) of the East Pacific Rise (EPR) (Fig. 1), excluding a strong effect of the topographic barrier of this mid-ocean ridge on ACC variability. This is also supported by consistently matching carbon isotope records from benthic foraminifera over the past three glacial cycles at these two locations (Fig. 2e). Therefore, we conclude that ACC strength records from Site U1540 and Site U1541, within the SAZ, are well suited to documenting the large-scale flow changes across the pelagic ACC in the Pacific Southern Ocean. Together, our records document a strong glacial ACC reduction spatially coherent across nearly the entire latitudinal range of the ACC in the central South Pacific during the past three glacial cycles. Conversely, during
Fig. 2 | ACC strength changes over the past three glacial cycles (records along north-south transects from the SAZ to the AZ and west-east across the EPR in the SAZ) compared with Antarctic ice-core temperature and atmospheric records. a, Antarctic temperature record (EPICA Dome C (EDC) ice core) . b, Atmospheric record (composite Antarctic ice cores) . c, Reconstructed absolute ACC strength variations ( ) from a cross-ACC transect, including the SAZ (Site U1540 and Site U1541), PFZ (cores PS75/76 and
PS75/79) and AZ (core PS75/83) and across the EPR (eastern Site U1540 and western Site U1541). d, Reconstructed relative ACC strength variations (compared with Holocene mean values (dashed line)). e, Benthic foraminiferal records from core PS75/56 (same location as Site U1540) and core PS75/59 (same location as Site U1541). All sediment records were recovered from water depths bathed in Lower Circumpolar Deep Water masses at present. Numbers at top indicate MIS according to ref. 10.
interglacials, we find an overall enhanced ACC that, at times, exceeded Holocene average flow, particularly in the SAZ.
Across the Middle and Late Pleistocene, our central South Pacific records document large-amplitude changes with strong ACC flow during interglacials between MIS 11 and MIS 21. Exceptionally strong ACC flow occurred during MIS 11 (150-180%), the highest values of the entire Plio-Pleistocene record, whereas ACC strength during interglacials MIS 13 to MIS 21 reached of the Holocene ACC strength (Fig. 3). As for the three most recent glacial-interglacial cycles, glacials were characterized by reductions in ACC strength to similar levels at all sites, translating to roughly 50-70% of the Holocene estimates (Fig.3). By comparison, the eastern South Pacific ACC strength record from the entrance of the Drake Passage (core PS97/93) revealed less pronounced glacial reductions (65-75%) and strongly attenuated interglacial
maxima, with Holocene strength levels only slightly exceeded during relatively few warm intervals (Fig. 3c).
Pleistocene glacial-interglacial changes in opal content across our ACC transect document a clear opposite pattern in the SAF/PFZ compared with the AZ (south of the PF and north of the southern ACC front) (Fig. 3 and Extended Data Figs. 6-8), consistent with Atlantic Southern Ocean records . These fluctuations are characterized by strongly increased opal contents across the SAF and the PF and reduced opal deposition in the AZ during glacials compared with interglacials. Ultimately, the opal records imply a relocation of Southern Ocean fronts that altered nutrient supply, stratification and iron fertilization in these surface ocean regions . The glacial northward shift of the opal belt is accompanied by the overall homogeneous decrease of ACC strength across the entire latitudinal transect. During warmer
Fig. 3 | ACC development over the past , Benthic foraminifera oxygen isotope stack . b, Atmospheric record (composite Antarctic ice cores) .c, Relative ACC strength variations at core PS97/93, entrance of the Drake Passage . d, Relative ACC strength variations at Site U1540, Site U1541 and core PS75/76. Dashed lines indicate different long-term interglacial ACC
strength levels, with numbers marking MIS with outstanding interglacial ACC strength maxima. Black arrow indicates strengthening of the ACC during the early MPT. e, Absolute ACC strength variations at Site U1540, Site U1541 and core PS75/76.f, Opal-content changes at Site U1540, Site U1541 and core PS75/76.
Pleistocene interglacials, such as MIS 5, we observe a similar anticorrelation between opal deposition and ACC strength. Reduced interglacial opal deposition occurs in the SAZ, in which the strongest ACC flow is reconstructed. Conversely, enhanced interglacials opal deposition in the AZ occurs with only weak or modest enhancement of ACC flow compared with glacials, suggesting a clearer differentiation across the SAF and the PF (Fig. 2). Together, our ACC strength and opal-content records imply that both reduced overall current strength and latitudinal shifts of the fronts characterize glacial-interglacial Pleistocene ACC changes.
The MPT was a fundamental reorganization of Earth’s global climate system between about 1,250 and about 700 ka, when glacialinterglacial cycles changed from circa 41-kyr periods to circa 100-kyr periods and increased in amplitude . Our ACC reconstructions exhibit a transition between around 1,300 and around 1,000 ka, with gradually increasing glacial and interglacial ACC strength coinciding with
the early part of the MPT. This interval culminates in a pronounced ACC maximum during MIS 31, reaching about 160% of Holocene mean values. The increase in ACC flow strength in the SAZ during the initial part of the MPT is accompanied by the emergence of stronger orbital-scale fluctuations in opal contents at Sites U1540 and U1541 in the SAZ and in core PS75/76 located in the PFZ (Fig. 3). These fluctuations are characterized by strongly increased opal contents during glacials compared with interglacials, indicating a strengthening of the opal belts across the SAZ and the PFZ and/or a relocation of Southern Ocean fronts .
Long-term ACC development
Over the past 5.3 Myr, our sediment records document large variations in ACC strength, between roughly 50% and 180% of the mean Holocene
ACC flow (around to around (Fig. 4 and Extended Data Fig. 5). Notably, we do not observe a linear, multimillion-year trend in ACC strength over the entire record, synchronous with the global cooling during this time period . This is unexpected because, particularly in the Pacific Ocean, the multimillion-year cooling in global temperatures across the Plio-Pleistocene was accompanied by gradually increasing zonal and meridional SST gradients . Taken at face value, increasing SST and atmospheric temperature gradients would strengthen the SWW and thus enforce the ACC . Our ACC record documents this gradual increase in strength throughout the Pliocene ( ; Fig. 4). However, after an ACC strength maximum in the Late Pliocene (about 3.0 Ma ), ACC strength broadly declines, in opposition to expectations from continued Early Pleistocene cooling and ice-volume expansion (Fig. 4). These contrasting trends indicate that the ACC responded to fundamentally different forcings in the Pliocene versus the Early Pleistocene (Fig. 5). The shift in the ACC regime coincided with the marked climate reorganization associated with the intensification of the Northern Hemisphereglaciation (iNHG) that included global atmosphere-ocean circulation changes and increasing Antarctic ice-volume and sea-ice extent .
During the Early Pliocene, the absence of a large marine-based Antarctic ice sheet strongly reduced sea-ice cover and weaker Southern Ocean density gradients would have resulted in weakly developed oceanic fronts (Fig. 5a). This setting would have enhanced the sensitivity of the ACC to atmospheric forcings, as oceanic forcings controlled by density gradients were plausibly weaker. The overall increasing trend in ACC strength during the Pliocene can thus be explained by overall increasing atmospheric forcing through the progressive equatorward movement and intensification of the SWW in response to decreasing global temperatures, increasing meridional temperature gradients and a progressive development of meridional Southern Ocean density gradients (Fig. 5a,b). The Pliocene changes parallel the beginning development of zonal gradients across the tropical Pacific and increasing East Asian Summer Monsoon (EASM) strength as recorded at the Chinese Loess Plateau (Fig. 4e). Proxy evidence for Pliocene EASM changes is heterogeneous across East Asia but modelling studies suggest that an expanded western Pacific warm pool and weakened zonal and meridional temperature gradients during the Early Pliocene reduced the EASM strength, superimposed on climatic consequences connected to the uplift of the Tibetan Plateau . These changes in the Pliocene EASM, connected to large-scale zonal and meridional Pacific SST pattern, have a strong influence on tropical and subtropical atmospheric circulation, increasing the strength of both the Hadley and the Walker circulations. These changes plausibly enhanced the strength of the SWW and altered the latitudinal position of the SWW, including the high-altitude jet configuration (Fig. 5a,b).
In contrast to the Pliocene trend, we observe a weakening of ACC strength during the Early Pleistocene (until about 1.5 Ma ; Fig. 4d). We propose that the processes driving meridional surface Southern Ocean density gradients during the Pleistocene were fundamentally different. During the Late Pliocene, global cooling associated with the iNHG and growth of Antarctic ice sheets would have cooled ocean temperatures in the AZ, intensifying the meridional temperature gradient until AZ waters reached the freezing point. Subsequently, further cooling would not have been possible in the AZ and instead cooling would have been concentrated north of the AZ. Thus, further Early Pleistocene cooling would instead decrease meridional temperature gradients in the mid-latitudes, the opposite sense as during the Pliocene (Fig.5).A modelling study focusing on the effect of West Antarctic Ice Sheet (WAIS) growth across the iNHG simulates an increase of ACC strength in the Pacific sector, opposite to our proxy-based decreasing trend across this time period. This comparison suggests that either the advance of Antarctic ice sheets alone cannot explain the palaeo-ACC proxy records or likely relevant mechanisms and feedbacks are not represented in the climate model.
Fig. 4 | ACC development since the Pliocene. a, Benthic foraminifera oxygen isotope stack . Black line shows the 1-million-year smoothed isotope record. b, Modelled Antarctic ice volume compared with the ANDRILL (AND-1B) ice-extent reconstruction (blue = advance; red = retreat; based on ref. 12), together with modelled sediment facies in the Ross Sea, close to AND-1B (yellow = open ocean; blue = floating ice; green = grounded ice) .c, Pliocene to Pleistocene changes in meridional and zonal SST gradients. Negative values indicate gradient increase from the Pliocene to the Holocene . d, Relative ACC strength variations (dashed line marks Holocene level) at Site U1540 and Site U1541. Black line shows the 1-million-year smoothed ACC strength record. Plio1, Plio2 and Plio3 mark long-term ACC maxima in the Pliocene. e, Magnetic susceptibility record from a loess-palaeosol sequence at the Chinese Loess Plateau , indicating changes in the strength of the Asian monsoon.f, North Pacific record of carbonate mass accumulation rate (MAR) at Ocean Drilling Program (ODP) Site 882, indicating changes in the strength of the PMOC . g, Changes in the ratio of biogenic opal to at Site U1540 and Site U1541. h, Changes in opal MAR at ODP Site 1096, indicating sea-ice extent and AZ ocean stratification .
Fig. 5|Schematic illustrating key atmospheric and oceanic processes influencing million-year trends in ACC strength. The schematics depict an idealized north-south transect from Antarctica across the Pacific (at about ; north of out of scale). We illustrate the main atmosphere-ocean mechanisms influencing long-term changes in the ACC relative to the Early Pliocene. The Early Pliocene (a), the Late Pliocene before the iNHG (b) and the Early Pleistocene ( 1.5 Ma ) situation following the Southern Ocean reconfiguration connected to the iNHG (c). U1540/U1541 = location of IODP sites; AIS, Antarctic ice sheet; NB, north boundary; temperature gradients as in Fig. 4c; SWW, Southern Westerly Winds.
Superimposed on the Early Pleistocene enhanced high-latitude forcings, the decreasing ACC strength trend remains affected by zonal and meridional (sub)tropical SST gradients and the strength of the EASM (Fig. 4). In contrast to the Pliocene long-term trend, further increasing zonal temperature gradients across the tropical Pacific and overall decreasing EASM strength during the Early Pleistocene resulted in a decreasing long-term trend in ACC strength (Figs. 4 and 5c). These linkages are opposite to the Pliocene trends and strongly support our view of marked climate reorganization associated with the iNHG affecting the and the southern high latitudes, including the ACC.
As well as ACC strength, the main changes across the iNHG are also evident in the biogenic sediment deposition at our sites (Fig. 4g). Whereas enhanced opal deposition occurs in the SAZ during intervals
of reduced ACC strength throughout the Plio-Pleistocene, the opal content of SAZ sediments notably increases relative to carbonate at the iNHG. This shift in SAZ biogenic sediment deposition parallels coeval high-latitude changes, including increased opal burial in the Atlantic sector of the , decreased opal deposition in the AZ owing to increasing stratification and extended sea ice , and notably decreased opal deposition in the subarctic North Pacific after about 2.75 Ma (refs. 38,42). These observations suggest that the Late Pliocene decrease in Pacific Meridional Overturning Circulation (PMOC), as indicated by stronger North Pacific carbonate deposition and/or preservation (Figs. 4f and 5b), led to a meridional redistribution of Pacific nutrient availability away from the North Pacific and AZ and towards the SAZ.
Orbital forcing of ACC variability
On orbital timescales, the Plio-Pleistocene ACC strength records and changes in opal deposition are dominated by glacial-interglacial cycles and, notably, strong variations with an approximately 400 -kyr period (Extended Data Fig. 9). These 400 -kyr fluctuations of ACC strength are particularly strong during the Pliocene and Early Pleistocene, with large amplitudes of approximately (Extended Data Fig. 5). Prominent intervals with above-modern (Holocene) ACC strength occur at around (Plio1), around (Plio2) and around (Plio3) (Fig. 4d). These Pliocene records are characterized by generally opposite variations in ACC strength and opal/carbonate ratios, with higher opal/carbonate ratios during times of reduced ACC strength (and vice versa; Fig. 4d,g). This pattern is consistent with the Pleistocene glacial-interglacial cycles and implies a strengthening and/ or northward extension of the Pliocene opal belt during intervals with reduced ACC strength , probably related to changes in upwelling of nutrients and ocean stratification. These changes are probably related to overall ACC strength changes and/or latitudinal shifts of the most likely weaker developed Pliocene ACC fronts (Fig. 5a).
The roughly cycles are evident in several Pliocene palaeoclimatic records, including marine oxygen isotope data and Asian monsoon records , and are also present in simulations of Plio-Pleistocene Antarctic ice volume (Extended Data Fig. 9). They are thought to be an expression of long-term variations in the eccentricity of Earth’s orbit with the characteristic period of 400 kyr . A plausible mechanistic link to ACC changes could be through modulating atmospheric changes on precessional timescales . For the past roughly 1 Myr , precessional forcing has been invoked to explain variations of the South Pacific jet stream related to the EASM and affecting the strength of the SWW and hence the flow strength of the . These model simulations and proxy results indicate a unique response of the jet-stream configuration in the SWW over the South Pacific to orbital forcing. During precession maxima, the split jet is strengthened, resulting in a reduced midlatitude jet and subantarctic SWW in the Pacific sector and thus reduced wind forcing of the . As for the Early Pleistocene million-year trend, the precessional changes are characterized by in-phase variations of zonal temperature gradients in the tropical Pacific and the EASM. By contrast, at the approximately band, the strengths of the EASM and the ACC are mostly antiphased (Extended Data Fig. 9). We suggest that EASM-ACC linkages might have operated differently because of the strong austral winter seasonal expression of the split jet changes , its modulation by long-term eccentricity changes, as well as million-year timescale reconfigurations of low-latitude and high-latitude climate fluctuations affecting the ACC (Fig. 5).
A variety of palaeoproxy data point to a critical role of the Southern Ocean in influencing atmospheric content by affecting deep-water upwelling, the formation of new water masses and the Southern Ocean biological pump . During the Middle and Late Pleistocene, glacial minima in ACC strength correspond to low global atmospheric . This supports substantially reduced upwelling and stronger stratification,
enhancing storage in the SAZ and PFZ, as previously shown for the last glacial cycle . In contrast to the homogeneous decrease during glacials, enhanced ACC strength during individual interglacials was largely variable and not strictly linked to Antarctic temperature and the global atmospheric level (Fig. 3). Whereas continuous, orbitally resolved atmospheric reconstructions are not available for the Pliocene, we note a close covariance between maxima in marine carbon isotope ( ) records and eccentricity minima on the roughly timescale during the Pliocene and Early Pleistocene (Extended Data Fig. 9). The changes have been related to changes in the Southern Ocean carbon reservoir, involving deep and intermediate water stratification and marine productivity . A connection (with changing phasing) of our reconstructed ACC strength changes to the approximately cycles in the global supports an important role for the ACC in shaping physical conditions for the marine carbon cycle, for time intervals before ice-core records.
ACC strength and Antarctic ice sheets
ACC strength records are relevant for assessing the role of oceanic forcing for Antarctic ice-sheet development during the Pliocene. We observe that phases of ACC weakening paralleled advances of the WAIS as reconstructed from the Antarctic Drilling Project (ANDRILL) , with ACC strengthening corresponding to WAIS retreat (Fig. 4). The first evidence for an advance of the WAIS in the Early Pliocene corresponds to an interval of reduced ACC strength following Plio3. Open marine conditions at the ANDRILL site (indicating WAIS retreat) occur after ACC maximum Plio2. A strong WAIS advance during the iNHG is paralleled by a decrease in ACC strength (Fig. 4). Moreover, approximately band-pass filters of ACC strength and modelled Antarctic ice-volume record are mostly antiphased over the Pliocene and Early Pleistocene (Extended Data Fig. 9), consistent with the expected relationship between a stronger ACC and ice-sheet retreat driven by enhanced southward advection and upwelling of Circumpolar Deep Water, together with southward-shifted oceanic fronts . Conversely, Pleistocene interglacials (not covered by ANDRILL) with strong ACC circulation probably affected the stability of the WAIS. This comprises several super-interglacials during and after the MPT, notably including MIS 31 and MIS 11, which may have encompassed substantial WAIS retreat or even collapse . Our reconstructions of strong ACC flow during these super-interglacials indicate that WAIS retreat or collapse may be mechanistically linked to substantially enhanced ACC flow. Our Plio-Pleistocene ACC reconstructions support the simulated roughly cyclicity of the Antarctic ice sheet with decreasing amplitudes after about 1.5 Ma . After MIS 31, strong glacial-interglacial cycles emerge and might be the consequence of dominating Northern-Hemisphere-paced climate cycles with the beginning of the MPT.
The ACC plays a crucial role in heat uptake and transfer to lower latitudes and ocean circulation on a global scale . In this context, our palaeo reconstructions provide insights for global climate simulations that face substantial challenges in projecting future ACC and Southern Ocean changes and impacts on the carboncycle . Strong ACC flow, exceeding that of the preindustrial Holocene, mainly occurred during warmer-than-present time intervals during the Pliocene and Pleistocene interglacials. Observed ACC acceleration under anthropogenic warming (for example, intensified warming in the central South Pacific compared with the Drake Passage ) seem to match the patterns documented in our records of ACC strength maxima during interglacial warm intervals (Fig. 3c,d). These findings provide geological evidence in support of further increasing ACC flow with continued global warming. If true, a future increase in ACC flow with warming climate would mark a continuation of the pattern observed in instrumental records , with probable negative consequences for the future Southern Ocean uptake of anthropogenic .
Online content
Any methods, additional references, Nature Portfolio reporting summaries, source data, extended data, supplementary information, acknowledgements, peer review information; details of author contributions and competing interests; and statements of data and code availability are available at https://doi.org/10.1038/s41586-024-07143-3.
Pollard, D. & DeConto, R. M. Modelling West Antarctic ice sheet growth and collapse through the past five million years. Nature 458, 329-332 (2009).
Sigman, D. M. et al. The Southern Ocean during the ice ages: a review of the Antarctic surface isolation hypothesis, with comparison to the North Pacific. Quat. Sci. Rev. 254, 106732 (2021).
Talley, L. D. Closure of the global overturning circulation through the Indian, Pacific, and Southern Oceans: schematics and transports. Oceanography 26, 80-97 (2013).
Rintoul, S. R. The global influence of localized dynamics in the Southern Ocean. Nature 558, 209-218 (2018).
Wu, S. et al. Orbital- and millennial-scale Antarctic Circumpolar Current variability in Drake Passage over the past 140,000 years. Nat. Commun. 12, 3948 (2021).
Mazaud, A., Michel, E., Dewilde, F. & Turon, J. L. Variations of the Antarctic Circumpolar Current intensity during the past 500 ka. Geochem. Geophys. Geosyst. 11, Q08007 (2010).
McCave, I. N., Crowhurst, S. J., Kuhn, G., Hillenbrand, C.-D. & Meredith, M. P. Minimal change in Antarctic Circumpolar Current flow speed between the last glacial and Holocene. Nat. Geosci. 7, 113-116 (2014).
Toyos, M. H. et al. Antarctic Circumpolar Current dynamics at the Pacific entrance to the Drake Passage over the past 1.3 million years. Paleoceanogr. Paleoclimatol. 35, e2019PA003773 (2020).
Fedorov, A. V., Burls, N. J., Lawrence, K. T. & Peterson, L. C. Tightly linked zonal and meridional sea surface temperature gradients over the past five million years. Nat. Geosci. 8, 975-980 (2015).
Lisiecki, L. E. & Raymo, M. E. A Pliocene-Pleistocene stack of 57 globally distributed benthic O records. Paleoceanography 20, PA1003 (2005).
McKay, R. et al. Antarctic and Southern Ocean influences on Late Pliocene global cooling. Proc. Natl Acad. Sci. USA 109, 6423-6428 (2012).
Naish, T. et al. Obliquity-paced Pliocene West Antarctic ice sheet oscillations. Nature 458, 322-328 (2009).
Sigman, D. M., Jaccard, S. L. & Haug, G. H. Polar ocean stratification in a cold climate. Nature 428, 59-63 (2004).
Lamy, F. et al. Precession modulation of the South Pacific westerly wind belt over the past million years. Proc. Natl Acad. Sci. USA 116, 23455-23460 (2019).
Orsi, A. H., Johnson, G. C. & Bullister, J. L. Circulation, mixing, and production of Antarctic Bottom Water. Prog. Oceanogr. 43, 55-109 (1999).
Park, Y. H. et al. Observations of the Antarctic Circumpolar Current over the Udintsev Fracture Zone, the narrowest choke point in the Southern Ocean. J. Geophys. Res. Oceans 124, 4511-4528 (2019).
Shi, J. R., Talley, L. D., Xie, S. P., Peng, Q. H. & Liu, W. Ocean warming and accelerating Southern Ocean zonal flow. Nat. Clim. Change 11, 1090-1097 (2021).
Armour, K. C., Marshall, J., Scott, J. R., Donohoe, A. & Newsom, E. R. Southern Ocean warming delayed by circumpolar upwelling and equatorward transport. Nat. Geosci. 9, 549-554 (2016).
Noble, T. L. et al. The sensitivity of the Antarctic Ice Sheet to a changing climate: past, present, and future. Rev. Geophys. 58, e2019RG000663 (2020).
Lamy, F. et al. Glacial reduction and millennial-scale variations in Drake Passage throughflow. Proc. Natl Acad. Sci. USA 112, 13496-13501 (2015).
Hall, I. R., McCave, I. N., Shackleton, N. J., Weedon, G. P. & Harris, S. E. Intensified deep Pacific inflow and ventilation in Pleistocene glacial times. Nature 412, 809-812 (2001).
Nie, J. S. et al. Pacific freshening drives Pliocene cooling and Asian monsoon intensification. Sci. Rep. 4, 5474 (2014).
Liu, J. J. et al. Eastern equatorial Pacific cold tongue evolution since the late Miocene linked to extratropical climate. Sci. Adv. 5, eaau6060 (2019).
Winckler, G. et al. in Proceedings of the International Ocean Discovery Program Vol. 383 (eds Lamy F., Winckler, G., Alvarez Zarikian, C. A. & the Expedition 383 Scientists) https:// doi.org/10.14379/iodp.proc.383.104.2021 (International Ocean Discovery Program, 2021).
Winckler, G. et al. in Proceedings of the International Ocean Discovery Program Vol. 383 (eds Lamy F., Winckler, G., Alvarez Zarikian, C. A. & the Expedition 383 Scientists) https:// doi.org/10.14379/iodp.proc.383.105.2021 (International Ocean Discovery Program, 2021).
Middleton, J. L. et al. Evaluating manual versus automated benthic foraminiferal alignment techniques for developing chronostratigraphies in marine sediment records. Preprint at EGUsphere https://doi.org/10.5194/egusphere-2023-2906 (2023).
McCave, I. N., Thornalley, D. J. R. & Hall, I. R. Relation of sortable silt grain-size to deep-sea current speeds: calibration of the ‘Mud Current Meter’. Deep Sea Res. I Oceanogr. Res. Pap. 127, 1-12 (2017).
Ullermann, J. et al. Pacific-Atlantic Circumpolar Deep Water coupling during the last 500 ka. Paleoceanography 31, 639-650 (2016).
Anderson, R. F., Chase, Z., Fleisher, M. Q. & Sachs, J. The Southern Ocean’s biological pump during the Last Glacial Maximum. Deep Sea Res. II Top. Stud. Oceanogr. 49, 1909-1938 (2002).
Chase, Z., Kohfeld, K. E. & Matsumoto, K. Controls on biogenic silica burial in the Southern Ocean. Glob. Biogeochem. Cycles 29, 1599-1616 (2015).
Köhler, P. Atmospheric concentration based on boron isotopes versus simulations of the global carbon cycle during the Plio-Pleistocene. Paleoceanogr. Paleoclimatol. 38, e2022PA004439 (2023).
Lamy, F. et al. Increased dust deposition in the Pacific Southern Ocean during glacial periods. Science 343, 403-407 (2014).
Clark, P. U. et al. The middle Pleistocene transition: characteristics. mechanisms, and implications for long-term changes in atmospheric . Quat. Sci. Rev. 25, 3150-3184 (2006).
Herbert, T. D. et al. Late Miocene global cooling and the rise of modern ecosystems. Nat. Geosci. 9, 843-847 (2016).
Abell, J. T., Winckler, G., Anderson, R. F. & Herbert, T. D. Poleward and weakened westerlies during Pliocene warmth. Nature 589, 70-75 (2021).
Sun, Y. B., An, Z. S., Clemens, S. C., Bloemendal, J. & Vandenberghe, J. Seven million years of wind and precipitation variability on the Chinese Loess Plateau. Earth Planet. Sci. Lett. 297, 525-535 (2010).
Lu, J. et al. Asian monsoon evolution linked to Pacific temperature gradients since the Late Miocene. Earth Planet. Sci. Lett. 563, 116882 (2021).
Burls, N. J. et al. Active Pacific meridional overturning circulation (PMOC) during the warm Pliocene. Sci. Adv. 3, e1700156 (2017).
Hill, D. J., Bolton, K. P. & Haywood, A. M. Modelled ocean changes at the Plio-Pleistocene transition driven by Antarctic ice advance. Nat. Commun. 8, 14376 (2017).
Lawrence, K. T. et al. Time-transgressive North Atlantic productivity changes upon Northern Hemisphere glaciation. Paleoceanography 28, 740-751 (2013).
Hillenbrand, C. D. & Cortese, G. Polar stratification: a critical view from the Southern Ocean. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 242, 240-252 (2006).
Haug, G. H., Sigman, D. M., Tiedemann, R., Pedersen, T. F. & Sarnthein, M. Onset of permanent stratification in the subarctic Pacific Ocean. Nature 401, 779-782 (1999).
Clemens, S. C. & Tiedemann, R. Eccentricity forcing of Pliocene-early Pleistocene climate revealed in a marine oxygen-isotope record. Nature 385, 801-804 (1997).
Stuut, J. B. W. et al. A 5.3-million-year history of monsoonal precipitation in northwestern Australia. Geophys. Res. Lett. 46, 6946-6954 (2019).
Wang, P.-X. et al. Long-term cycles in the carbon reservoir of the Quaternary ocean: a perspective from the South China Sea. Natl Sci. Rev. 1, 119-143 (2014).
de Boer, B., Lourens, L. J. & van de Wal, R. S. W. Persistent 400,000-year variability of Antarctic ice volume and the carbon cycle is revealed throughout the Plio-Pleistocene. Nat. Commun. 5, 2999 (2014).
Chiang, J. C. H., Tokos, K. S., Lee, S. Y. & Matsumoto, K. Contrasting impacts of the South Pacific Split Jet and the Southern Annular Mode modulation on Southern Ocean circulation and biogeochemistry. Paleoceanogr. Paleoclimatol. 33, 2-20 (2018).
Du, J. H., Haley, B. A. & Mix, A. C. Evolution of the Global Overturning Circulation since the Last Glacial Maximum based on marine authigenic neodymium isotopes. Quat. Sci. Rev. 241, 106396 (2020).
Ronge, T. A. et al. Radiocarbon constraints on the extent and evolution of the South Pacific glacial carbon pool. Nat. Commun. 7, 11487 (2016).
Westerhold, T. et al. An astronomically dated record of Earth’s climate and its predictability over the last 66 million years. Science 369, 1383-1387 (2020).
Meijers, A. J. S. The Southern Ocean in the Coupled Model Intercomparison Project phase 5. Philos. Trans. R. Soc. A 372, 20130296 (2014).
Jouzel, J. et al. Orbital and millennial Antarctic climate variability over the past 800,000 years. Science 317, 793-796 (2007).
Bereiter, B. et al. Revision of the EPICA Dome record from 800 to 600 kyr before present. Geophys. Res. Lett. 42, 542-549 (2015).
Publisher’s note Springer Nature remains neutral with regard to jurisdictional claims in published maps and institutional affiliations.
Open Access This article is licensed under a Creative Commons Attribution 4.0 International License, which permits use, sharing, adaptation, distribution and reproduction in any medium or format, as long as you give appropriate credit to the original author(s) and the source, provide a link to the Creative Commons licence, and indicate if changes were made. The images or other third party material in this article are included in the article’s Creative Commons licence, unless indicated otherwise in a credit line to the material. If material is not included in the article’s Creative Commons licence and your intended use is not permitted by statutory regulation or exceeds the permitted use, you will need to obtain permission directly from the copyright holder. To view a copy of this licence, visit http://creativecommons.org/licenses/by/4.0/.
(c) The Author(s) 2024 Alfred Wegener Institute (AWI) Helmholtz Centre for Polar and Marine Research, Bremerhaven, Germany. MARUM – Center for Marine Environmental Sciences, University of Bremen, Bremen, Germany. Lamont-Doherty Earth Observatory, Climate School, Columbia University, Palisades, NY, USA. Department of Earth and Environmental Sciences, Columbia University, New York, NY, USA. Leibniz Institute for Baltic Sea Research Warnemünde, Rostock, Germany. School for the Environment, University of Massachusetts Boston, Boston, MA, USA. Institute of Geosciences, Kiel University, Kiel, Germany. International Ocean Discovery Program, Texas A&M University, College Station, TX, USA. Department of Earth Sciences, University of Delaware, Newark, DE, USA. Department of Earth & Planetary Sciences, Yale University, New Haven, CT, USA. Berlin, Germany. School of Marine and Atmospheric Sciences, Stony Brook University, Stony Brook, NY, USA. Research and Development Center for Global Change, Japan Agency for Marine-Earth Science and Technology (JAMSTEC), Yokosuka, Japan. Department of Earth and Planetary Sciences, Rutgers, The State University of New Jersey, New Brunswick, NJ, USA. Department of Geosciences, National Taiwan University, Taipei, Taiwan. Department of Earth and Environmental Sciences, University of Milano-Bicocca, Milan, Italy. Climate Geochemistry Department, Max Planck Institute for Chemistry (MPIC), Mainz, Germany. Laboratoire des Sciences du Climat et de l’Environnement (LSCE), Institut Pierre Simon Laplace (IPSL), CNRS-CEA-UVSQ, Gif-sur-Yvette, France. Department of Geology, University of Otago, Dunedin, New Zealand. Ocean Sciences Department, University of California, Santa Cruz, Santa Cruz, CA, USA. School of the Environment, Geography and Geosciences, University of Portsmouth, Portsmouth, UK. Global Ocean Research Center, Korea Institute of Ocean Science and Technology (KIOST), Busan, Republic of Korea. School of Earth, Ocean and Climate Sciences, Indian Institute of Technology Bhubaneswar, Bhubaneswar, India. Department of Geosciences, University of Massachusetts Amherst, Amherst, MA, USA. Department of Geology, Federal University of Rio de Janeiro, Rio de Janeiro, Brazil. College of Earth, Ocean, and Atmospheric Sciences, Oregon State University, Corvallis, OR, USA. Postgraduate Program in Geochemistry, Department of Geochemistry, Institute of Chemistry, Fluminense Federal University, Niterói, Brazil. South China Sea Institute of Oceanology, Chinese Academy of Sciences, Guangzhou, China. Institute of Earth Sciences, University of Lausanne, Lausanne, Switzerland. Geoscience Group, National Institute of Polar Research, Tokyo, Japan. e-mail: Frank.Lamy@awi.de
Methods
Study locations
We analyse two Plio/Pleistocene sediment records recovered during IODP Expedition 383 (IODP Site U1540 and Site U1541) and three Quaternary records from piston cores obtained during RV Polarstern cruise ANT-XXVI/2.
IODP Site U1540 is located in the central South Pacific at , , about 1,600 nautical miles ( nmi ) west of the Magellan Strait at water depth (Extended Data Fig. 1). The site sits at the eastern flank of the southernmost EPR within the Eltanin Fracture Zone, roughly 130 nmi from the modern seafloor spreading axis, and is underlain by oceanic crust formed at the EPR about . The plate tectonic backtrack path of IODP Site U1540 moves the site westward, to an Early Pliocene position about 100 nmi closer to the crest of the EPR at a water depth shallower by several hundred metres. At a smaller scale, the site is located at the northeast end of a ridge that parallels the orientation of the EPR. IODP Site U1540 lies in the pathway of the subantarctic ACC, about 170 nmi north of the modern mean position of the SAF . An approximately 213 m thick continuous sequence of Holocene to Early Pliocene sediments was recovered at IODP Site U1540. The sequence is dominated by carbonate-bearing to carbonate-rich diatom oozes, diatom-rich nannofossil and calcareous oozes.
IODP Site U1541 is located westward, at , at water depth (Extended Data Fig. 1). The site sits on the western flank of the southernmost EPR, around 50 nmi north of the Eltanin-Tharp Fracture Zone and around 160 nmi from the modern seafloor spreading axis. IODP Site U1541 is underlain by oceanic crust formed at the EPR between about 6 and 8 Ma . As with IODP Site U1540, Site U1541 is located an Early Pliocene position roughly 100 nmi closer to the crest of the EPR. At a smaller scale, the site is located in a north-northeast-south-southwest-oriented trough, about 4 nmi wide, that parallels the orientation of the EPR. Site U1541 lies also below the pathway of the subantarctic ACC, about 100 nmi north of the modern mean position of the . An approximately spliced sedimentary sequence of Holocene-Miocene age was recovered at Site U1541. The sedimentary sequence includes four lithofacies: carbonatebearing to carbonate-rich diatom ooze, diatom-bearing to diatom-rich nannofossil/calcareous ooze, nearly pure nannofossil ooze and clay-bearing to clayey biogenic ooze.
RV Polarstern cruise ANT-XXVI/2 cores include core PS75/76-2 ( water depth, core length 20.59 m ) situated in the PFZ (Extended Data Figs. 1 and 6). Sediments are characterized by a cyclic succession of primarily calcareous oozes during interglacials and muddy siliceous oozes during glacials. Core PS75/79-2 ( water depth, length 18.51 m ), located close to the modern PF, is dominated by siliceous oozes with carbonate restricted mainly to peak interglacials (Extended Data Figs. 1 and 7). Core PS75/83-1 ( water depth, length 13.13 m ) was recovered from the AZ. Sediments are strongly dominated by siliceous oozes, with carbonate-bearing oozes appearing during interglacials (Extended Data Fig. 8).
Age models
On the basis of the biostratigraphic and palaeomagnetic shipboard age-control points , we further constrained the age model for Site U1541 from 0 to 3.4 Ma using the benthic foraminiferal oxygen isotope record and probabilistic tuning to Prob-stack (Extended Data Fig. 2). Middleton et al. use the hidden Markov model probabilistic algorithm (HMM-Match) from ref. 57 to align the U1541 benthic oxygen isotope data in three continuous segments with predefined start and end points of CCSF-A ( ), CCSF-A ( ) and CCSF-A ( ), leading to two coring gaps between and CCSF-A (ref. 24). The start and end points for each U1541 data segment
were chosen through trial and error of visually determined alignment points that yielded the lowest uncertainties when run through the HMM-Match algorithm. From 3.4 to 5.3 Ma , we improved the shipboard record through orbital tuning of the GRA density record to obliquity (Extended Data Fig. 3).
The age model of IODP Site U1540 (Extended Data Fig. 4) is based on the biostratigraphic and palaeomagnetic shipboard age-control points . We further improved the stratigraphy by correlating the record to U1541 (Extended Data Fig. 4).
The age models of cores PS75/76, PS75/79 and PS75/83 were taken from ref. 32 . We revised these age models, originally based on correlation of iron-content fluctuations to dust records from Antarctic ice cores, by using the non-continuous benthic foraminifera records available from these cores .
Stable oxygen and carbon isotope analyses on benthic foraminifera Bulk sediments were freeze-dried and then washed with deionized water over a mesh sieve to remove fine-grained material such as clay and silt. The coarse fractions of the sediment were subsequently dried in an oven at about . From the coarse fraction larger than , one to five specimens of the benthic foraminifera Cibicidoides spp. were picked with a wet brush under a stereomicroscope for stable oxygen and carbon isotope measurements. Samples were then analysed for stable oxygen and carbon isotopes (reported in notation with respect to the Vienna PeeDeeBee (VPDB) international standard, that is, and , respectively) at Lamont-Doherty Earth Observatory using a Thermo Delta V+ with Kiel IV. The NBS-19 international standard was analysed roughly every ten samples and the long-term one standard deviations for and of the NBS-19 standard are and , respectively.
Geochemistry and bulk sediment parameters. Geochemical data were obtained through XRF scanning (at AWI, Germany and IODP, Texas A&M University, College Station, TX, USA) with an Avaatech (non-destructive) XRF core scanner. Split core surfaces were scanned at a or resolution during consecutive and runs, to obtain reliable intensities (area counts) of major elements and minor elements. We used the Zr and Rb intensities from the run to calculate logarithmic ratios of both elements ( ) used for the calculation of sortable silt and ACC strength (Extended Data Fig.5).
We assess the strength and position of the ACC frontal system through reconstructing changes in the Southern Ocean opal belt, at present located in the PFZ (between the SAF and the PF) . We use high-resolution physical properties data (density) and XRF-derived Ca counts calibrated by discrete biogenic opal and calcium carbonate content measurements (Methods).
For the determination of biogenic opal contents for sediment cores PS75/56, PS75/76, PS75/79 and PS75/83 and at Site U1541, we applied an automated leaching method at AWI, with a relative analytical precision of (ref. 58 ). The high-resolution opal content records at Site U1540 and Site U1541 were obtained from polynomial regressions between GRA-density and the discrete biogenic opal measurements. At Site U1540, we used the regression from core PS75/56 from the same location.
For the SAZ records from Site U1540 and Site U1541, contents were used to calculate Opal ratios. We used discrete content data from Site U1541 measured shipboard and data from core PS75/56 (ref. 28). At Site U1540, we used the calibration core PS75/56 from the same location. We obtained high-resolution carbonate records for U1540 and U1541 from XRF-based Sr count data calibrated with the discrete content measurements.
Grain-size determinations and calculation of ACC flow strength
We infer changes in ACC bottom-water strength from grain-size estimates of fine-grained deep-sea and continental-margin sediments.
Traditionally, this has been achieved by quantitative grain-size measurements of the terrigenous fraction using the mean grain size of sortable silt at continental margins and deep-ocean settings with bottom currents. More recent findings identified changes in element compositions of fine-grained sediments as a reliable proxy for the determination of grain sizes in the sortable-silt range that can be used to estimate bottom-current velocities . Wu et al. showed that the logarithmic count ratio of zirconium to rubidium ( ), as derived from high-resolution elemental records using XRF core-scanner data, is suitable to estimate bottom-current-speed changes. We apply the proxy to calculate mean sortable-silt values and bottom-current speeds of the ACC back to around 5.3 Ma , using a regional calibration of discrete-sample sortable-silt measurements to XRF-scanner-derived ratios (see below) and calculation of the current speeds following calibrations in ref. 27 (current speed (sortable silt mean/0.59) – (12.23/0.59)) (Extended Data Figs. 5-8).
We use relative deviation from the Holocene mean current speed (except for the cross-frontal transect and Extended Data Figures showing also current speeds). The length, resolution and mean sortable-silt average across the individual Holocene sections vary among the records: U1540: around ; U1541: ; PS75/76: 0-11.5 ka, ; PS75/79: 0-11.5 ka, ; and PS75/83: .
Grain-size distributions were obtained with a Beckman Coulter laser diffraction particle sizer LS13 320, equipped with a Micro Liquid Module at the Center for Marine Environmental Sciences (MARUM, University of Bremen, Germany). The lithogenic fraction was isolated from of the bulk freeze-dried sediments by treating the samples with and while being heated, to remove organics, carbonates and biogenic opals, respectively. The samples were rinsed and centrifuged until the pH was neutral between these steps. Directly before the measurements, a few drops of (sodium pyrophosphate) were added and the samples heated and sonicated to disaggregate the particles. Degassed water was used during analysis to minimise the effect of gas bubbles and a magnetic stirrer homogenised the sample during analysis. The resulting particle-size distributions range from 0.375 to , divided into 92 size classes.
Sortable silt is defined as the mean grain size of the sortable-silt fraction ( ). We obtained a linear correlation between mean sortable silt and ratios based on 220 samples at Site U1541 (sortable-silt mean ) (Extended Data Fig.10). The suitability of our sortable-silt data for bottom-current reconstructions is supported by the positive correlation of mean sortable silt and percentage of sortable silt (Extended Data Fig. 10). We excluded samples from MIS 11 with very high values that are outside the linear regression. We note that our positive linear correlation between ratios and mean sortable silt has a lower slope compared with studies from the Southeast Pacific . This might be explained by a different composition of siliciclastic material in the sortable-silt fraction at sites close to continental margins compared with our sites in the pelagic South Pacific.
We are aware that other factors, such as continental weathering, might affect the ratio as a proxy for sortable silt and bottomcurrent speed. However, given the pelagic location of our sites, we conclude that, if a weathering influence would affect our central South Pacific records, this effect would be minor, given the large distance to any continent with substantial chemical weathering (in contrast, for example, to the Indian Ocean). Further support comes from above-mentioned records from the Southeast Pacific off Chile and
the Drake Passage , which provide excellent correlations of to the mean sortable silt.
Although the standard analytical error of the grain-size analyses to obtain sortable-silt values are in the range (at , see below), the exact error of the current-speed calculations from current-meter data is more difficult to assess, as only a few current-meter and grainsize data are available. McCave et al. estimated the standard error to be in the range .
Data availability
All relevant data in this paper are available at PANGAEA Data Publisher (https://doi.org/10.1594/PANGAEA.965443). Background images for Fig. 1 are from FESOM2 (Finite-volumE Sea ice-Ocean Model, formulated on unstructured mesh; https://fesom.de/). Extended Data Fig. 1 uses the Global Multi-Resolution Topography (GMRT) synthesis dataset as background data.
54. Lamy, F., Winckler, G., Alvarez Zarikian, C. A. & the Expedition 383 Scientists. Proceedings of the International Ocean Discovery Program Vol. 383 https://doi.org/10.14379/iodp. proc.383.2021 (International Ocean Discovery Program, 2021).
55. Orsi, A. H., Whitworth, T. & Nowlin, W. D. On the meridional extent and fronts of the Antarctic Circumpolar Current. Deep Sea Res. I Oceanogr. Res. Pap. 42, 641-673 (1995).
56. Ahn, S., Khider, D., Lisiecki, L. E. & Lawrence, C. E. A probabilistic Pliocene-Pleistocene stack of benthic using a profile hidden Markov model. Dyn. Stat. Clim. Syst. 2, dzx002 (2017).
57. Lin, L., Khider, D., Lisiecki, L. E. & Lawrence, C. E. Probabilistic sequence alignment of stratigraphic records. Paleoceanography 29, 976-989 (2014).
58. Muller, P. J. & Schneider, R. An automated leaching method for the determination of opal in sediments and particulate matter. Deep Sea Res. I Oceanogr. Res. Pap. 40, 425-444 (1993).
59. Wu, L. et al. Evaluating ratio from XRF scanning as an indicator of grain-size variations of glaciomarine sediments in the Southern Ocean. Geochem. Geophys. Geosyst. 21, e2020GC009350 (2020).
Acknowledgements We thank the captain, crew and scientific party of RV JOIDES Resolution for their support during International Ocean Discovery Program (IODP) Expedition 383 ‘Dynamics of Pacific Antarctic Circumpolar Current (DYNAPACC)’. J. Chiang, C. D. Hillenbrand, P. Köhler and G. Knorr provided comments and suggestions that improved the paper, and U. Böttjer provided technical support at the AWI Opal Lab. We acknowledge funding by the Alfred Wegener Institute (AWI) Helmholtz Centre for Polar and Marine Research through institutional research programme ‘Changing Earth – Sustaining Our Future’ to F.L., L.L.-J., M.v.d.D., R.T., O.M.E., G.K., J.S.S. and M.T., and DFG Priority Programme 527 grants SESPOD (AR 367/16-1) and IODP383-DYNAPACC (La1273/10-1) to H.W.A., F.L. and L.L.-J. We acknowledge the IODP U.S. Science Support Program for supplemental funding of post-expedition activities to G.W., J.L.M., J.G. and J.R.F. G.W. thanks the Vetlesen Foundation for support. G.W. and J.L.M. acknowledge support from NSF grant 2305426.
Author contributions F.L. and G.W. designed the study and led the research. IODP Expedition 383 was co-led by F.L. and G.W., with C.A.Z. serving as the expedition staff scientist. H.W.A. and C.M.M. coordinated the sedimentology teams. J.R.F. and J.G. led the core description and S.I., L.L., I.S. and S.Wa. collected complementary sedimentological data. E.Mi., L.L.-J. and V.J.L. collected physical properties data. C.B., L.C.H., S.M. and R.A.S. collected chemical data. The biostratigraphic foraminifera-based analysis was provided by A.B., R.K.S. and I.M.V.P.d.O. O.M.E., E.Ma., C.R.R., M.S.-P. and A.L.S. collected biostratigraphic information based on nannofossils, diatoms and radiolaria. J.S.S. and X.Z. collected palaeomagnetostratigraphic data. J.L.M. and A.C.R. oversaw the stratigraphic correlation of sites U1540 and U1541. All Expedition 383 science party members contributed to sample collection. XRF core scanning at Texas A&M University and AWI was performed by shipboard scientists supported by S.Wu. and L.D. Grain-size analyses were done by M.v.d.D., L.D. and M.T. R.T., H.S., G.K. and A.M.-G. provided expertise in Southern Ocean palaeoceanography and orbital tuning. F.L. and G.W. wrote the manuscript, with contributions from H.W.A., J.R.F., J.G., L.L.-J. and J.L.M.
Funding Open access funding provided by Alfred-Wegener-Institut.
Competing interests The authors declare no competing interests.
Additional information
Supplementary information The online version contains supplementary material available at https://doi.org/10.1038/s41586-024-07143-3.
Correspondence and requests for materials should be addressed to Frank Lamy.
Peer review information Nature thanks Dimitris Evangelinos and the other, anonymous, reviewer(s) for their contribution to the peer review of this work. Peer reviewer reports are available. Reprints and permissions information is available at http://www.nature.com/reprints.
Extended Data Fig. 1 | Bathymetric maps. a, South Pacific overview with location of all study sites, , Detail of the central South Pacific with IODP sites.
Extended Data Fig. 2 | Stratigraphic background for IODP Site U1541.
a, Age-depth plot for the Pliocene and Pleistocene sedimentary sequence at IODP Site U1541 compared with biostratigraphic and palaeomagnetic tie points . Vertical error bars represent the depth range of each stratigraphic marker (for example, the biostratigraphic ages were determined on core catchers during the expedition). Horizontal error bars represent age uncertainties adopted from the best-fit-interval output of the constrained
optimization analysis of Southern Hemisphere biostratigraphic datasets. Palaeomagnetic ages are based on the geomagnetic timescale GTS2012. Further details are discussed in the methods section of ref. 54.b, Benthic record from IODP Site U1541 tuned to the Prob-stack , shown here in comparison with the LR04 stack . c, Sedimentation-rate record at Site U1541. d, ACC strength record at IODP Site U1541.
Extended Data Fig. 3 | Pliocene stratigraphy for IODP Site U1541 based on orbital tuning. a, GRA density record. b, Obliquity (about 40 kyr) filtered GRA
Extended Data Fig. 4 | Stratigraphic background for IODP Site U1540.
a, Age-depth plot for the Pliocene and Pleistocene sedimentary sequence at Site U1540 compared with biostratigraphic and palaeomagnetic tie points . Vertical error bars represent the depth range of each stratigraphic marker (for example, the biostratigraphic ages were determined on core catchers during the expedition). Horizontal error bars represent age uncertainties adopted
from the best-fit-interval output of the constrained optimization analysis of Southern Hemisphere biostratigraphic datasets. Palaeomagnetic ages are based on the geomagnetic timescale GTS2012. Further details are discussed in the methods section of ref. 54.b, ACC strength records of IODP Site U1540 tuned to Site U1541.c, Tuning points. d, Sedimentation-rate record at IODP Site U1540 and Site U1541.
Extended Data Fig. | Raw data used for calculation of ACC strength at IODP Site U1540 and Site U1541. a, ACC strength records relative to the
Holocene mean.b, Absolute ACC strength record calculated from sortable-silt data using a formula from the Scotia Sea in ref. 27 (see Methods). c, Sortable-silt
record calculated from using our calibration from discrete grain-size measurement (Extended Data Fig.10; see Methods). d, record (interpolated to 0.5 kyr and nine-point adjacent averaged).
Extended Data Fig. 6 | Raw data used for calculation of ACC strength together with opal and records from core . a, ACC strength records relative to the Holocene mean.b, Absolute ACC strength record calculated from sortable-silt data using a formula from the Scotia Sea in ref. 27
(see Methods). c, Sortable-silt record calculated from (Extended Data Fig.10). d, record (interpolated to 0.5 kyr and nine-point adjacent averaged).e, Opal content.f, .
Extended Data Fig. 7| Raw data used for calculation of ACC strength together with opal and records from core . a, ACC strength records relative to the Holocene mean.b, Absolute ACC strength record calculated from sortable-silt data using a formula from the Scotia Sea in ref. 27
(see Methods). c, Sortable-silt record calculated from (Extended Data Fig.10). d, record (interpolated to 0.5 kyr and nine-point adjacent averaged). e, Opal content. f, .
Extended Data Fig. 8 | Raw data used for calculation of ACC strength together with opal and records from core . a, ACC strength records relative to the Holocene mean.b, Absolute ACC strength record calculated from sortable-silt data using a formula from the Scotia Sea in ref. 27
(see Methods). c, Sortable-silt record calculated from (Extended Data Fig.10). d, record (interpolated to 0.5 kyr and nine-point adjacent averaged). e, Opal content. f, .
Extended Data Fig. 9 | Long-term ACC changes on approximately 400-kyr timescales. a, Benthic foraminifera oxygen isotope stack LR04 (ref. 10). b, Relative ACC strength variations (dashed line marks Holocene level) at IODP Site U1540 and Site U1541. c, Filtered ACC record at Site U1541. Gaussian band-pass filter is centred at as the main
long-term eccentricity period . d, Filtered volume record at 413 kyr . e, Filtered Asian Monsoon record at 413 kyr.f, Filtered global marine stack documenting global marine carbon reservoir changes. g, Filtered eccentricity parameter.
Article
Extended Data Fig. 10 | Raw data used for calculating mean sortable silt from and correlation to sortable-silt percentages. a, Discrete sortable-silt mean measurements compared with the calculated record from
using the formula shown in b.b, Graphical correlation of sortable-silt mean values to . c, Positive correlation of sortable-silt mean and sortable silt percentage.
