2019, Vol.39
2 陕西省灾害监测与机理模拟重点实验室, 陕西 宝鸡 721013;
3 深圳大学深地科学与绿色能源研究院, 广东 深圳 518960;
4 Department of Earth and Environmental Sciences, University of Michigan, Ann Arbor, Michigan 48109-1005, USA;
5 中国科学院地球环境研究所, 黄土与第四纪地质国家重点实验室, 陕西 西安 710061)
世界范围内的气象数据表明，过去100多年以来，地球上的大气和海洋温度普遍增高，全球气候呈现明显的变暖趋势。根据联合国政府间气候变化专门委员会(Intergovernmental Panel on Climate Change，简称IPCC)2013年发布的评估报告AR5[1]，从1880年到2012年，全球海陆表面平均温度升高了0.85 ℃，其中2003年至2012年的平均地表温度比1850年至1900年升高了0.78 ℃；另一方面，自工业革命以来，由于大量化石燃料的燃烧，大气中的温室气体含量持续增加。分布于全球多个地区的观测站数据表明，目前大气中的CO2浓度已经突破410 ppmv(工业革命之前平均约为280 ppmv)[2]。虽然学界普遍认可目前的全球变暖和大气CO2浓度上升，但是关于两者之间是否存在因果联系仍然存在较大的争议，尤其是关于全球变暖的原因是以人为还是自然因素为主，以及由此带来的减排与能源问题，更是关乎人类社会未来的发展模式和走向[3~4]。
人类历史上对气候变化的科学观测始于19世纪后期，对大气CO2浓度持续的仪器观测则始于1958年——美国科学家率先在夏威夷的Mauna Loa火山上建造了世界上第一个大气CO2浓度观测站。然而，要想区分人为和自然因素在全球气候变化中的份量，仅依靠这100多年的资料是不够的，还需要对其他能够记录更长时段气候变化历史的载体进行研究。在此过程中，两极冰芯(图 1)由于兼具重建大气CO2浓度和温度变化的潜力而发挥了重要作用[5~7]，特别是南极冰芯的研究清楚地表明，在没有人为活动影响的背景下，大气CO2浓度与温度的变化在过去800 ka间具有密切的关系[8]。但是，由于年代框架存在一定的不确定性，对于二者之间的时序关系(即变化的先后顺序)一直缺乏明确的认识[9~12]，这也限制了对大气CO2浓度的变化究竟是气候变化的驱动因素还是地球系统内部的反馈过程这一问题的认知。本文对两极冰芯记录的轨道及千年尺度上的大气CO2浓度与温度变化的研究历史进行了简要回顾，探讨了二者之间时序关系研究的制约因素及其应对方法，并对近年来基于古气候大数据的区域集成研究所获得的相关结果进行了对比分析。
|
图 1 本文涉及的格陵兰和南极冰芯钻孔位置图 Fig. 1 Sites of the Greenlandic and Antarctic ice cores discussed in this paper |
在对两极冰盖钻取冰芯来开展古气候研究之前，研究者们主要是采取“挖坑”或“开槽”的方式来对冰盖的积雪累积速率等问题进行研究，虽然经过艰苦的工作取得了一批基础性的研究成果[13~16]，但却很少涉及气候变化的领域。20世纪50年代，旋转式机械浅钻(100~200 m)逐渐被用于冰芯的钻取[17~18]，主要的工作包括在南极的Queen Maud Land和阿拉斯加的Taku Glacier分别获取了约100 m的冰芯，以及在格陵兰Camp VI和Station Central分别钻取了126 m和150 m的冰芯[19]。这段时期的主要成就在于对钻探工具的发展。
1.1 千年尺度20世纪60年代，热钻和电动机械钻的发展为冰芯深钻的获取提供了可能。最先取得进展的是格陵兰的Camp Century冰芯——科学家经过6年(1961~1966年)的艰辛工作，先后更换了3种不同的钻探设备，最终完成了1388 m的冰芯钻取[20]。Dansgaard等[21]基于对冰芯氧同位素指标(δ18O)与温度/降水关系的开创性研究[22~23]，率先测量了Camp Century冰芯的δ18O序列，并据此重建了过去约100 ka的气候演变历史。从此，δ18O作为一项可靠的古温度指标被广泛用于冰芯古气候的重建工作中[24~28]。关于冰芯气泡的研究，Oeschger等[24]最早提出基于气泡中CO2的放射性14C定年来确定冰芯年代框架的设想；之后，法国科学家Raynaud开发了冰芯气泡中气体总容量的测量方法，并经过Lorius和Stauffer等的不断改进，到80年代初，科学家终于可以准确地测量出冰芯气泡中的CO2浓度[25]。1981年，格陵兰Dey-3冰芯的成功钻取(2037 m)为利用冰芯气泡重建古大气CO2浓度的变化提供了机会。Stauffer等[26]首次利用Dey-3冰芯建立了过去40 ka至30 ka期间(覆盖部分Dansgaard-Oeschger事件时段)的大气CO2浓度和δ18O变化序列，结果显示，Dey-3冰芯记录的每一次δ18O值的突然正偏(对应气候的快速变暖)或负偏(对应气候的快速变冷)都对应着CO2浓度约50 ppmv的升高或降低。基于GRIP(Greenland Ice Core Project)冰芯重建的过去40 ka至8 ka之间的结果亦显示了类似的情形(图 2)[27]。50 ppmv的变化量接近末次冰期时大气中CO2浓度的30 %，如此大的变幅以及大气CO2浓度与δ18O指标在千年尺度上的这种紧密关系困惑了科学家很长时间[28]。然而，对上述实验结果的两组对比却表明这种变化是一个假象：第一组是南极冰芯的重建结果与格陵兰冰芯的对比。Anklin等[27]在同一篇文章中展示了南极Byrd冰芯中末次冰期的气泡CO2浓度，其结果与格陵兰Dey-3冰芯CO2浓度在190~240 ppmv间的波动变化截然不同，Byrd冰芯CO2浓度均在190 ppmv左右，并没有表现出较大幅度的波动。而且，基于GRIP冰芯重建的CO2浓度结果普遍高于Byrd冰芯20~30 ppmv。例如，Byrd冰芯重建的全新世大气CO2浓度约为280 ppmv，而GRIP冰芯的重建结果则在290~310 ppmv之间[27]。上述差异被解释为由于格陵兰冰芯内的粉尘(CaCO3)与气泡中的酸(HNO3和/或H2SO4)发生化学反应生成了额外的CO2所致[27]；第二组对比的目的是验证基于冰芯气泡的CO2浓度记录与基于冰芯固态冰的δ18O记录之间是否存在预期的时间差——这种时间差是由于冰芯气泡的锁定效应(空气被粒雪封闭形成气泡的时间要晚于周围粒雪的形成时间)所致。经过仔细的对比，Stauffer等[26]发现，利用Dey-3冰芯获得的δ18O记录与CO2记录的序列突变点均位于同一深度(即不存在预期的时间差)，对该现象的解释也认为上述50 ppmv的额外CO2波动是在冰芯气泡形成之后才添加进去的，而不是粒雪包裹进去的初始大气成分。至此，由于重建记录的可信度出现了问题，对格陵兰冰芯记录的千年尺度上的大气CO2浓度与温度变化的关系也就难以辨别。
|
图 2 GRIP冰芯重建的大气CO2浓度[27]与NGRIP冰芯重建的温度指标[29]的比较 虚线所示为重建结果中5个突变现象的对应位置 Fig. 2 Comparison between atmospheric CO2 concentration reconstructed from the GRIP ice core[27] and temperature proxy derived from the NGRIP ice core[29]. The dashed lines depict the corresponding positions of five abrupt changes on the reconstructed curves |
由于承受着巨大的压力和底部基岩的起伏，冰盖深部的冰层往往会受到明显的扰乱[20, 26]。20世纪90年代，在格陵兰中部钻取的GRIP(3027 m)和GISP2 (3053 m)冰芯深部的扰乱程度相对较小，从而使得重建的古气候记录时间范围延伸到了末次间冰期123 ka[29]，但是利用这些冰芯重建的大气CO2浓度记录分辨率较低[27]。目前，格陵兰冰芯最长的重建记录为NEEM(North Greenland Eemian Ice Drilling Project)冰芯的135 ka，也延伸到了末次间冰期，但是不连续[30]，而且大气CO2浓度的重建结果分辨率依然较低，因此对于这些记录很难进行详细的比较。近年来，科学家致力于寻找能够覆盖整个末次间冰期的连续的格陵兰冰芯记录，原本寄予厚望的NEEM冰芯(于2008~2012年在格陵兰中部钻取)虽然深度达到了2540 m，但从钻取的结果来看，2206 m以下的冰层已经受到了很大程度的扰乱[30]。现在，NEEM冰芯的钻井设备正被用于EGRIP(East Greenland Ice Core Project)冰芯的钻取，其目标是到2020年钻穿整个格陵兰东部冰盖，但从NEEM冰芯的结果来看，想要获取完整而不受干扰并覆盖整个末次间冰期的冰芯的挑战非常大[25]。
2 南极冰芯记录由于格陵兰冰芯重建的大气CO2浓度序列的不确定性较大，所以关于大气CO2浓度与温度变化的时序关系研究主要来自南极冰芯，但是经过30多年的努力这一问题仍然没能得到很好的解决，主要是存在一些难以克服的制约因素。
2.1 冰芯冰层的年代框架解决时序关系问题的根本是建立可靠的年代标尺。对于冰层而言，其年代标尺的确定首先是基于年层数层(特别是对于积雪累积速率较高的冰芯，如格陵兰冰芯和南极西部的冰芯)[31~34]，但是随着深度的增加(年代增加)，冰川的结构会发生扭曲和变形，使得年层的分辨变的困难，因而需要借助冰流模型和冰川累积模型[35~36]的校正。此外，还可以采用一些标志层(如火山灰层、10 Be等)的界定和与其他古气候记录的对比，以及天文轨道调谐的方法，在综合应用这些方法的基础上逐渐会形成一些侧重点不同而又具有一定代表性的冰芯年代标尺。Vostok冰芯年代标尺GT4(Glaciological Timescale 4)的确定，就是由于积雪累积速率太低而采用冰流模型校正建立的[37](图 3)。Mudelsee[38]采用最小二乘拟合的方法对其进行的时序关系研究表明，大气CO2浓度的变化在过去420 ka平均落后于温度的变化1300±1000年；Zhang和Huang[39]采用小波和交叉小波分析的方法对其进行的相位分析也表明大气CO2浓度的变化落后于温度的变化至少1000年；后来，Ruddiman和Raymo[40]基于冰芯气泡中的甲烷(CH4)数据和天文轨道调谐的方法对GT4年代标尺进行了修订；Parrenin等[41~42]采用逆推定年法(Inverse Dating Method)和10 Be数据作为控制点对GT4年代标尺进行了细化，虽然对于新的年代标尺他们没有进行明确的时序关系分析，但两者修改后的冰层年代均比修改前(即GT4)偏老，即依据修改后的年代标尺其温度领先大气CO2浓度的变化时间差更大；结合Vostok和Dome Concordia冰芯的重建结果，Siegenthaler等[43]和Lüthi等[8]先后将南极冰芯的年代拓展到过去650 ka和800 ka(这也是目前最长的冰芯记录)；拓展后的800 ka冰芯记录采用的是EDC3年代标尺[8, 44]，该年代标尺综合应用了多种冰川模型和年代控制点，并结合了大量古地磁数据，其时序关系的分析结果与Vostok冰芯接近，也显示温度领先于大气CO2浓度的变化。
|
图 3 Vostok冰芯记录的过去420 ka大气CO2浓度与温度替代性指标变化结果[37] Fig. 3 Atmospheric CO2 concentration and temperature proxy records of Vostok ice core over the past 420 ka[37] |
除上述冰层年代标尺之外，近年来发展的LD2010(Lemieux-Dudon 2010)年代标尺是Lemieux-Dudon等[45]采用改进后的逆推定年法Datice，并基于多种冰川模型(包括冰流模型、粒雪压实模型、冰川累积模型)和标志层(包括了CH4数据、火山硫酸盐和火山灰、10 Be数据等)建立的年代标尺，但其年代范围仅限于末次冰期以来。AICC2012(Antarctic Ice Core Chronology 2012)年代标尺是在LD2010年代标尺的基础上，采用Datice和蒙特卡洛随机数方法对其进行的细化和延伸，其先后分为两个时间段发表：一个是Veres等[46]建立的过去120 ka的年代标尺，另一个为Bazin等[47]建立的过去800 ka至120 ka区间的年代标尺。此外，GICC05(Greenland Ice Core Chronology 2005)年代标尺[48]虽然是基于格陵兰冰芯建立的，但是通过重建序列间的对比也被视作南极冰芯的代表性年代框架之一。图 4a展示的是基于GICC05年代标尺的南极Byrd冰芯δ18O记录[48]与基于AICC2012年代标尺的EDML冰芯δ18O记录[46]之间的比较；图 4b展示的是分别基于AICC2012[46]和LD2010[45]年代标尺的EDML冰芯其深度和年代关系之间的对比。总体来看，目前建立的这些冰层年代标尺之间的偏差相对较小，特别是末次冰期以来的各年代标尺，互相之间能够重合的很好。
|
图 4 (a) 基于GICC05时标的Byrd冰芯δ18O记录[48]与基于AICC2012时标的EDML冰芯δ18O记录[46]间的对比；(b)基于AICC2012[46]和LD2010[45]时标的EDML冰芯深度-年代关系间的对比 Fig. 4 (a)Comparison of the δ18O records between Byrd ice core based on GICC05 timescale[48] and EDML ice core based on AICC2012 timescale[46]; (b)Comparison of the depth-age profiles for the EDML ice core based on AICC2012[46] and LD2010[45] timescales, respectively |
冰芯中气泡年代标尺的确定相对于冰层年代标尺要困难得多，如前所述，在冰盖的形成过程中，粒雪在转化为冰川的时候会将当时的空气包裹封闭起来形成气泡，但是由于气泡被包裹锁定需要一定的时间来累积足够的粒雪/积雪覆盖深度，所以导致同一层位的气泡比周围冰层的形成时间要晚(图 5)，而不同的冰芯其所处地区的积雪累积速率差别很大，同一冰芯不同的沉积时段差异也比较大(如冰期和间冰期之间的差异)，因此，对这一时间差(锁定时间)的估计在不同的冰芯以及不同的冰芯段均不相同[49~51]。一直以来对冰芯气泡锁定时间的估算手段主要是基于冰川形成模型的计算，误差相对较大，从而导致了最终建立的气泡年代标尺存在较大的不确定性，这也是多年来大气CO2浓度与温度变化之间的时序关系问题难以解决的最主要制约因素。20世纪80年代，最先开展的南极西部Byrd冰芯的研究中[52]估算的气泡锁定时间为600年，据此重建的温度变化序列(δ18O)领先于大气CO2浓度序列200~1200年；90年代对Taylor Dome冰芯重建的过去3个冰期-间冰期旋回的研究中[53]估算的气泡锁定时间在间冰期约为2000年，在冰期约为6000年，分析的结果表明温度的变化领先于大气CO2浓度的变化600±400年；进入21世纪，对南极东部Dome Concordia冰芯的研究[54]估算的气泡锁定时间在间冰期约为2000年，在冰期约为5500年，据此重建的结果显示温度的变化领先于大气CO2浓度的变化800±600年。近年来，Parrenin等[51, 55]根据空气在被粒雪包裹形成气泡的过程中，氮气(N2)中的重同位素δ15N由于重力分异作用会随扩散深度成比例变化的原理，对锁定时间的估算方法进行了量化改进，并得到了广泛的应用。Parrenin等[55]将该方法应用到Dome Concordia冰芯重建的末次冰消期大气CO2浓度序列的校正中，修订了Monnin等[54]建立的大气CO2浓度年代标尺，并通过与区域集成的南极地区温度变化序列进行对比，认为二者之间的变化时间差不会超过200年，基本是同步的。
|
图 5 冰芯气泡形成示意图及利用δ15N数据估计锁定深度的主要原理[49~51] Fig. 5 Scheme illustrating the formations of ice bubbles and the main principles of δ15N-based estimates of lock-in depth[49~51] |
通常情况下将冰层表面的粒雪层细分为对流层、扩散层和非扩散层3层。
对流层的深度(hconv)与当地的风速、地形、风压应力等因素有关，一般较浅，在实际研究中，可以通过实地观测和模拟计算来确定。
在对流层之下，粒雪中的空气是以扩散的形式向下缓慢交换，称为扩散层。在该层，受重力沉降的作用，空气中N2的重同位素δ15N会随扩散深度(hdiff)的增加成比例地富集，其分布规律可以用图 5中的公式(1)来描述，其中，Δm为不同同位素种类间的摩尔质量差(单位为kg/mol)；g为重力加速度；R为普适气体常数(8.314 J/mol·K)；T为粒雪中的平均温度。在实际应用中，公式(1)可以被简化为公式(2)的形式。除了重力分馏外，粒雪中的气体还存在热分馏，其规律可以用图 5中的公式(3)来描述，其中Ω(T)为扩散系数(单位为‰ /K)，具体可以通过实验测量；ΔTdiff为所计算的扩散界面间的温度差。由公式(2)和(3)可以推导出公式(4)来计算粒雪中的空气被封闭形成气泡所需的深度，即锁定深度(h)[51]。在上述计算过程中，存在两个基本的假设条件：一是假定历史时期空气中的δ15N数值不随时间变化；二是假定空气中所有气体的扩散底界一致，即在扩散层下边界处，所有的气体均停止扩散[50]。
2.4 南极西部冰盖(WAIS)冰芯如2.2节所述，由于南极东部的积雪累积速率较小(相对于西部地区)，导致东部地区的冰芯气泡被锁定所需的时间可达5500~6000年，难以进行较为准确的估算。因此，科学家于2011年在南极西部地区钻取了南极西部冰盖(West Antarctic Ice Sheet，简称WAIS)冰芯(79.467° S，112.085° W)。该钻孔所处地区现代的积雪累积速率平均可达22 cm/a，这种高沉积速率使得利用数层(layer-counting)的方式来确定冰层年代框架的范围可以达到过去30 ka，基于δ15N数据估算的冰芯气泡的锁定时间在间冰期为205±10年，在末次冰盛期为525±100年[56~57]。这种高积雪累积速率和精确的年代约束使得利用WAIS冰芯重建的大气CO2浓度记录可达亚百年时间分辨率(sub-centennial resolution)。根据WAIS冰芯的重建结果分析的南极温度与大气CO2浓度的时序关系在末次冰消期亦接近于同步变化[57]，与上述Parrenin等[55]取得的研究结果类似。
2.5 千年尺度Byrd冰芯位于南极西部，拥有较高的积雪累积速率和足够的钻探深度，可以很好地重建末次冰期的气候突变事件。Blunier和Brook[58]最早基于Byrd冰芯重建了过去90 ka至10 ka之间的高分辨率δ18O记录，并从中识别出A1~A7共7次明显的千年尺度变暖事件；然后，Grootes等[59]又以冰芯气泡中的CH4记录作为参照，将Byrd冰芯δ18O记录与格陵兰GISP2冰芯的δ18O记录进行了对比，发现这7次变暖事件与格陵兰冰芯记录的Dansgaard-Oeschger旋回事件(DO事件)呈有规律的对应关系，A1~A7事件的每一次发生均领先相对应的DO事件1500~3000年(也可以理解为二者之间具有反相位变化关系)，这种关系为南北半球之间的千年尺度气候变化具有“跷跷板”模式提供了关键的证据；之后，Ahn和Brook[60]进一步利用Byrd冰芯中的气泡重建了过去90 ka至20 ka区间的大气CO2浓度，且从中发现了8次变幅在10~20 ppmv的浓度上升事件，而且这8次事件分别与格陵兰冰芯记录的DO 4、DO 8、DO 12、DO 14、DO 17、DO 19、DO 20以及DO 21事件呈负相关关系，与Byrd冰芯A1~A7事件呈正相关关系(图 6)，且落后于A1~A7事件的发生，这种复杂的关系一方面验证了与南极气候密切相关的南大洋确实在全球碳循环过程中起到了重要的作用，另一方面也说明了北半球高纬地区的气候变化可以通过改变大洋环流的强度(主要为大西洋径向翻转环流的强度)来影响大气中的CO2浓度。
|
图 6 过去90 ka至20 ka期间的南极Byrd冰芯δ18O[58]和大气CO2浓度[60]记录与格陵兰GISP2冰芯δ18O记录[59]的比较 Fig. 6 The records of δ18O[58] and atmospheric CO2 concentration[60] of the Antarctic Byrd ice core with comparison to the δ18O record of the Greenlandic GISP2 ice core[59] over 90 ka B.P. to 20 ka B.P. |
阻碍认识温度变化与大气CO2浓度之间时序关系的另一个因素是古气候重建结果的代表性问题[9~10, 12]。考虑到大气自身的扩散性以及冰芯气泡作为目前最好的古大气记录载体，利用南极冰芯重建的大气CO2浓度通常被视为全球性的平均水平。但是，利用冰芯的同位素比值(δ18O和/或δD)重建的温度变化过程却往往是局域性的，而且单独的冰芯记录可能还包含一些非气候变化的信号，因此其能否代表更大空间尺度上的温度变化信号是存在争议的。比如，南极东部的Law Dome、Siple Dome、Talos Dome、EDML、Dome Concordia、Vostok和Dome Fuji冰芯重建的δ18O记录显示末次冰消期的开始时间均在18 ka左右，但是南极西部的Byrd冰芯和最新的WAIS冰芯的重建记录却显示在22 ka[56]，二者相差了约4000年。冰消期开始时间点的判定对于时序关系的分析是至为关键的，因为一旦整个地球系统开始向间冰期过渡，大量的响应-反馈过程会使得时序关系的分析变得更加困难。目前，对于古气候记录信号之间差异的处理方法主要是基于多条古气候记录的交叉验证和区域数据集成，这也是近年来的一个研究热点。例如，以5条沿海地区的南极冰芯记录(Law Dome、Byrd、Siple Dome、EDML和Talos Dome)为基础，Pedro等[61]以大气中变化较为快速的CH4浓度序列作为年代控制点，校正并集成了南极地区末次冰消期的温度变化过程(图 7)；通过与Byrd冰芯和Siple Dome冰芯重建的大气CO2浓度序列分别进行量化时滞分析，Pedro等[62]进一步得出结论认为，大气CO2浓度的变化总体落后于温度的变化，但落后的时间差不超过400年，可能反映了二者之间一种更为快速的耦合关系。另一个例子是前面所述的Parrenin等[55]不仅通过Dome Concordia冰芯气泡中的δ15N数据对Monnin等[54]重建的末次冰消期大气CO2浓度年代标尺进行了修订[51]，而且同样基于南极地区的5条冰芯记录(Dome Concordia、Vostok、Dome Fuji、TALDICE和EDML)集成了末次冰消期的南极温度变化过程(图 7)，其分析结果表明南极温度与大气CO2浓度的变化基本是同步的，二者之间的变化时间差不超过200年。
|
图 7 Pedro等[61]和Parrenin等[55]基于多条冰芯记录集成的南极地区末次冰消期温度变化与WAIS冰芯重建的百年分辨率大气CO2浓度[57]之间的比较 Fig. 7 Comparisons of the Antarctic temperature stacks composited respectively by Pedro et al.[61] and Parrenin et al.[55] based on multiple ice core records with the centennial-scale atmospheric CO2 concentration derived from WAIS ice core[57] |
在更大的空间尺度上，Shakun等[63]收集整理了包含有Mg/Ca、U37K′、冰芯、TEX86、微体化石、孢粉、MBT/CBT(四醚膜类脂物，被视为黄土记录中的一种古温度代用指标)7种指标在内的共80条末次冰消期古气候记录，利用线性插值和面积加权平均的方法对这些记录进行了全球和半球尺度上的古气候集成研究(图 8a)，其最终的时序关系分析显示，在整个末次冰消期，大气CO2浓度的变化领先于全球温度的变化460±340年，领先于北半球温度的变化720±330年，落后于南半球温度的变化620±660年[62]，并据此认为大气CO2浓度的升高是末次冰消期全球升温的主要驱动因素；然而，通过大量的对比计算，Liu等[64]认为这种传统的插值-面积加权数据集成方法对于分布零散且方法各异、气候变化信息量各异的古气候记录并不是最佳的选择。基于一种更为简单直接的数据集成方法——归一化移动平均法，Liu等[64]重新对上述80条古气候记录进行了计算，结果展示了一些不同于Shakun等[63]的集成结果的特点。比如，Shakun等[63]将位于17.2±0.03 ka的气候突变点视为末次冰消期全球升温的初始时刻，但是Liu等[64]的计算结果并没有表现出这一突变点。同时，在Shakun等[63]研究的基础上，Liu等[64]以高分辨率的两极冰芯记录、海洋沉积记录、洞穴石笋记录作为数据源，收集整理了全球范围内的88条具有良好年代标尺的末次冰消期古气候记录作为研究的基础数据库[65]，进而采用数据归一化移动平均的集成方法重建了过去22~9 ka期间全球和半球尺度上的气候变化过程(图 8b)，并以WAIS冰芯大气CO2浓度序列作为全球大气CO2浓度变化的代表，采用Rampfit[66]和Breakfit[67]突变点检验方法，对集成结果与大气CO2浓度之间的时序关系进行了识别对比，结果表明，无论在全球还是半球尺度上，气候的初始变化时间均领先于大气CO2浓度的初始上升时间，说明大气CO2浓度的变化是地球系统内部的反馈环节，而不是初始的驱动因素。在Bølling-Allerød间冰阶和Younger Dryas时期，二者之间则表现出同步变化的趋势。导致插值-面积加权平均与归一化移动平均结果之间差异的根本原因在于采用的数据处理方法：Shakun等[63]首先对所有参与集成的记录按照100年的时间间隔进行了线性插值，这种处理方法对于数据密度较高的记录没有太大的影响(比如两极冰芯记录)，但是对于密度较小的海洋记录则影响较大，会导致在最终的集成结果中引入大量的人造数据，将海洋记录的信号放大；而Shakun等[63]所选的80条古气候记录中有58条为海洋记录，所以对集成结果的影响是不能忽视的。之后，Shakun等[63]按照5°×5°的经纬度网格对所有记录按照面积大小进行了加权平均集成，这种按面积大小赋予权重的方法会导致高纬地区的记录被赋予的权重变小，而低纬地区的记录被赋予的权重变大(从地图投影的角度来看，纬度越高，5°×5°的经纬度网格所代表的面积越小)。而且，众多的研究表明，冰期-间冰期尺度上的气候变化，往往是高纬地区的反应更为敏感，其变幅也要比低纬地区大得多[64]，因此按照面积大小进行加权集成就会抑制高纬地区的气候变化信号，这与事实是不相符的。
|
图 8 基于替代性指标记录集成的全球和半球尺度上的末次冰消期气候变化历史及其与WAIS冰芯CO2[57]的比较 所有的误差线均代表 1倍标准误差(a)Shakun等[63]采用线性插值和面积加权平均方法对80条古气候记录的集成结果；(b)Liu等[64]采用归一化移动平均方法对88条古气候记录[65]的集成结果 Fig. 8 Global and hemispheric stacks of the last deglacial climate history with comparison to atmospheric CO2 concentrations from WAIS ice core[57]. All the error bars indicate 1σ errors. (a)Area-weighted average of linearly interpolated temperature deviations from early Holocene mean by Shakun et al. [63] on the basis of 80 proxy records. (b)Moving average of normalized measurements by Liu et al. [64] based on 88 proxy records[65] |
解释冰期-间冰期尺度上的大气CO2浓度与温度变化的时序关系，其实就是理解二者在冰期-间冰期气候转变过程中的响应-反馈机制。末次冰消期是距离现代最近的一次全球性气候由冰期向间冰期转暖的过程，发生在距今约20~10 ka期间，研究资料比较丰富[68~70]，因此这里主要以末次冰消期为例来探讨。
米兰科维奇理论认为地球轨道参数变化引起的北半球高纬地区夏季太阳辐射的变化驱动着第四纪冰期-间冰期旋回[71~72]。Denton等[73]提出假说认为，在地球系统内部，以北半球巨大冰盖的存在为前提[74]，其消融通过大洋环流的跷跷板模式控制着南北半球的热量分配和气候演变过程[75~76]，以及南大洋海水的通风强度[77]和储藏在南大洋深部的CO2释放[78]。该假说的主要逻辑关系为：地球轨道参数变化引起的太阳辐射变化首先会导致北半球高纬地区逐渐变暖，进而引起高纬地区冰盖的大量消融，冰川融水通过地表水流系统注入到北大西洋，使得北大西洋深层水的形成受阻，大西洋径向翻转环流的强度减弱，从而使得低纬地区的热量无法通过表层洋流传送到高纬地区，北半球高纬地区的变暖进程就会减缓甚至变冷。与此同时，跷跷板模式[75]的作用会使得南半球开始升温，与北半球形成反相位关系，这种现象在Bølling-Allerød间冰阶和Younger Dryas时期表现的非常明显。另外，北半球冰盖的消融会产生大量的海冰，并携带冰漂碎屑向南漂进，随着纬度的降低，这些海冰会逐渐融化，冰漂碎屑就会在海洋沉积中形成碎屑层[79~80]。而且，海冰的南进，会将热带辐合带和南半球西风带的位置向南挤压[81]，使得南大洋海水的通风强度增加[77, 82]，大气和海洋之间的交换作用增强，储藏在南大洋深部大量的CO2释放到大气之中[78]，引起大气CO2浓度的上升。这一系列的响应-反馈过程是目前对于温度领先于大气CO2浓度的变化最普遍的解释，也得到了大量研究的证实。不过近年来，随着南极冰芯研究的深入，科学家发现南极地区的冰消期开始时间可能还要早于北半球高纬地区，因此认为其驱动因素并不一定来自北半球高纬地区，也可能是受当地太阳辐射变化的驱动[56]。但在百年尺度上，Marcott等[57]在WAIS冰芯重建的大气CO2浓度序列中发现了3次变幅达10~15 ppmv的快速变化事件，分别处于16.3 ka、14.8 ka和11.7 ka处，并且发现这3次快速变化事件与格陵兰冰芯记录有很好的对应关系，受到大西洋径向翻转环流强度的影响。无论南北半球的气候变化之间具有何种关系，大气CO2浓度的变化与南大洋之间存在密切的关系这一观点目前得到了绝大多数科学家的认可[57, 62, 77~78, 82]。而对于近年来的研究所反映出的大气CO2浓度与温度的变化之间具有同步变化的特点，Pedro等[62]提出二者之间可能具有超过之前研究所认为的更为快速的耦合关系。这种耦合关系可能与南大洋在释放储藏在大洋深部的CO2进入大气时，也将海洋中的大量潜热交换至大气中有关[77, 83]。
5 总结两极冰芯由于兼具重建大气CO2浓度和温度变化的潜力而在研究二者之间时序关系的进程中发挥了重要的作用。最早利用冰芯来重建过去的气候和大气CO2浓度的变化历史始于格陵兰地区，但是截止目前，重建的结果时间跨度较短，最长的记录为NEEM冰芯的135 ka，未能跨越末次间冰期。而且，格陵兰冰芯内沉积了大量的碳酸盐粉尘，它们会与冰芯气泡内的酸发生化学反应生成额外的CO2，从而导致格陵兰冰芯重建的气泡CO2浓度不能真实地反映当时的大气CO2水平。南极冰芯是关于大气CO2浓度与温度变化时序关系研究的主要载体，目前利用不同冰芯建立的冰层年代标尺已能进行很好的对比，且精确度和分辨率均较高，但是由于冰芯气泡的锁定深度还较难得到精确的估算，使得重建的大气CO2浓度的年代标尺还存在较大的不确定性，这是二者之间的时序关系问题难以解决的最主要因素。近年来发展的基于冰芯气泡中的δ15N数据来估算锁定深度的方法有望在该方面取得突破。此外，随着越来越多的高质量古气候记录的积累，人们认识到CO2对温度的影响应该是全球性而非局域性的，因此，更大空间范围(不再局限于南极地区)内的温度变化集成，及其与大气CO2浓度的时序关系研究在近年来得以开展，但其分析结果受数据集成方法的影响较大，还需要进行更多的对比探索来验证。总体来看，随着研究的深入和新技术方法的应用，对于大气CO2浓度与温度变化的时序关系认识已经从最初在冰芯研究中所认为的温度变化明显领先于大气CO2浓度的变化，发展到认为它们之间的变化时间差较小，甚至接近于同步变化的阶段，但对于二者之间这种更为快速的耦合关系的机理认知还有待进一步的研究。
致谢: 审稿专家和编辑部杨美芳主任对论文初稿提出了宝贵的修改意见，在此表示衷心感谢。
| [1] |
IPCC. Climate Change 2014: Synthesis Report[R]//Core Writing Team, Pachauri R K, Meyer L A eds. Contribution of Working Groups Ⅰ, Ⅱ and Ⅲ to the Fifth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change. IPCC, Geneva, Switzerland, 2014.
|
| [2] |
刘植, 黄少鹏. 不同时间尺度下的大气CO2浓度与气候变化[J]. 第四纪研究, 2015, 35(6): 1458-1470. Liu Zhi, Huang Shaopeng. Multiple time scales of variations of atmospheric CO2 concentration and global climate[J]. Quaternary Sciences, 2015, 35(6): 1458-1470. |
| [3] |
Ding Z L, Duan X N, Ge Q S, et al. On the major proposals for carbon emission reduction and some related issues[J]. Science China:Earth Sciences, 2010, 53(2): 159-172. DOI:10.1007/s11430-010-0012-4 |
| [4] |
Ding Z L, Duan X N, Ge Q S, et al. Control of atmospheric CO2 concentrations by 2050:A calculation on the emission rights of different countries[J]. Science in China(Series D:Earth Sciences), 2009, 52(10): 1447-1469. DOI:10.1007/s11430-009-0155-3 |
| [5] |
徐柏青, 姚檀栋, Chappellaz J. 过去2000年大气甲烷含量与气候变化的冰芯记录[J]. 第四纪研究, 2006, 26(2): 173-184. Xu Baiqing, Yao Tandong, Chappellaz J. Atmospheric methane concentration and climate change recorded in ice cores over the past 2000 years[J]. Quaternary Sciences, 2006, 26(2): 173-184. DOI:10.3321/j.issn:1001-7410.2006.02.004 |
| [6] |
王宁练, Thompson L G, Davis M E. 近1000年来青藏高原南部和北部大气尘埃载荷变化的冰芯记录[J]. 第四纪研究, 2006, 26(5): 752-761. Wang Ninglian, Thompson L G, Davis M E. Variations of atmospheric dust loading in the southern and northern Tibetan Plateau over the last millennium recorded in ice cores[J]. Quaternary Sciences, 2006, 26(5): 752-761. DOI:10.3321/j.issn:1001-7410.2006.05.010 |
| [7] |
王宁练, 姚檀栋, Thompson L G, 等. 近500年来喜马拉雅山达索普冰芯中尘埃含量变化与西、南亚及北非干旱化趋势[J]. 第四纪研究, 2012, 32(1): 53-58. Wang Ninglian, Yao Tandong, Thompson L G, et al. Increase in dust concentration in the Dasuopu ice core from the middle Himalayas and drying trend in South and West Asia and North Africa over the last 500 year[J]. Quaternary Sciences, 2012, 32(1): 53-58. DOI:10.3969/j.issn.1001-7410.2012.01.06 |
| [8] |
Lüthi D, Le Floch M, Bereiter B, et al. High-resolution carbon dioxide concentration record 650, 000-800, 000 years before present[J]. Nature, 2008, 453(7193): 379-382. DOI:10.1038/nature06949 |
| [9] |
Brook E. The ice age carbon puzzle[J]. Science, 2012, 336(6082): 682-683. DOI:10.1126/science.1219710 |
| [10] |
Brook E J. Leads and lags at the end of the last ice age[J]. Science, 2013, 339(6123): 1042-1043. DOI:10.1126/science.1234239 |
| [11] |
Wolff E W. Climate change:A tale of two hemispheres[J]. Nature, 2012, 484(7392): 41-42. DOI:10.1038/484041a |
| [12] |
Wolff E W. Palaeoclimate:Climate in phase[J]. Nature Geoscience, 2014, 7(6): 397-398. DOI:10.1038/ngeo2165 |
| [13] |
Ahlmann H W S. Glaciology, scientific results of the Swedish-Norwegian Arctic Expedition, 1931[J]. Geografiska Annaler, 1933, 15(1): 1-68. DOI:10.1080/20014422.1933.11880557 |
| [14] |
Ahlmann H W S. The Stratification of the Snow and Firn on Isachsen's Plateau, Scientific Results of the Norwegian and Swedish Spitzbergen Expedition, 1934[R]. 1935.
|
| [15] |
Bader H. Sorge's law of densification of snow on high polar glaciers[J]. Journal of Glaciology, 1953, 2(15): 319-323. |
| [16] |
Sorge E. The scientific results of the Wegener expeditions to Greenland[J]. Geographical Journal, 1933, 81(4): 333-344. DOI:10.2307/1785439 |
| [17] |
Field W O, Miller M M. The Juneau ice field research project[J]. Geographical Review, 1950, 40(2): 179-190. DOI:10.2307/211279 |
| [18] |
Robin G D Q. Norwegian-British-Swedish Antarctic expedition, 1949-52[J]. Polar Record, 1953, 6(45): 608-616. DOI:10.1017/S0032247400047665 |
| [19] |
Langway C C. The history of early polar ice cores[J]. Cold Regions Science and Technology, 2008, 52(2): 101-117. DOI:10.1016/j.coldregions.2008.01.001 |
| [20] |
Hansen B L, Langway C C. Deep core drilling and core analysis at Camp Century, Greenland, 1961-1966[J]. Antarctic Journal of the US, 1966, 1(1): 207-208. |
| [21] |
Dansgaard W, Johnsen S J, Møller J, et al. One thousand centuries of climatic record from Camp Century on the Greenland Ice Sheet[J]. Science, 1969, 166(3903): 377-381. DOI:10.1126/science.166.3903.377 |
| [22] |
Dansgaard W, Nief G, Roth E. Isotopic distribution in a Greenland iceberg[J]. Nature, 1960, 185(4708): 232-232. DOI:10.1038/185232a0 |
| [23] |
Dansgaard W. Stable isotopes in precipitation[J]. Tellus, 1964, 16(4): 436-468. DOI:10.3402/tellusa.v16i4.8993 |
| [24] |
Oeschger H, Alder B, Loosli H, et al. Radiocarbon dating of ice[J]. Earth and Planetary Science Letters, 1966, 1(2): 49-54. DOI:10.1016/0012-821X(66)90104-X |
| [25] |
Jouzel J. A brief history of ice core science over the last 50 yr[J]. Climate of the Past, 2013, 9(6): 2525-2547. DOI:10.5194/cp-9-2525-2013 |
| [26] |
Stauffer B, Hofer H, Oeschger H, et al. Atmospheric CO2 concentration during the last glaciation[J]. Annals of Glaciology, 1984, 5(3): 160-164. |
| [27] |
Anklin M, Schwer J, Stauffer B, et al. CO2 record between 40 and 8 kyr B. P. from the Greenland Ice Core Project ice core[J]. Journal of Geophysical Research:Oceans, 1997, 102(C12): 26539-26545. DOI:10.1029/97JC00182 |
| [28] |
Broecker W. The Great Ocean Conveyor:Discovering the Trigger for Abrupt Climate Change[M]. New Jersey: Princeton University Press, 2010: 18.
|
| [29] |
Andersen K K, Azuma Z, Barnola J M, et al. High-resolution record of Northern Hemisphere climate extending into the last interglacial period[J]. Nature, 2004, 431(7005): 147-151. DOI:10.1038/nature02805 |
| [30] |
Dahl-Jensen D, Albert M R, Aldahan A, et al. Eemian interglacial reconstructed from a Greenland folded ice core[J]. Nature, 2013, 493(7433): 489-494. DOI:10.1038/nature11789 |
| [31] |
康世昌, 秦大河, 任贾文, 等. 青藏高原南部冰芯记录与大气环流的关系[J]. 第四纪研究, 2006, 26(02): 153-164. Kang Shichang, Qin Dahe, Ren Jiawen, et al. Relationships between an ice core records from southern Tibetan Plateau and atmospheric circulation over Asia[J]. Quaternary Sciences, 2006, 26(02): 153-164. DOI:10.3321/j.issn:1001-7410.2006.02.002 |
| [32] |
田立德, 姚檀栋, 文蓉, 等. 青藏高原西部纳木那尼冰芯同位素记录的气候意义初探[J]. 第四纪研究, 2012, 32(1): 46-52. Tian Lide, Yao Tandong, Wen Rong, et al. A primary recognition on the climatic significance of ice core isotope record in Naimona'nyi of west Tibetan Plateau[J]. Quaternary Sciences, 2012, 32(1): 46-52. DOI:10.3969/j.issn.1001-7410.2012.01.05 |
| [33] |
姚檀栋. 古里雅冰芯近2000年来气候环境变化记录[J]. 第四纪研究, 1997(1): 52-61. Yao Tandong. Climatic and environmental record in the past about 2000 years from the Guliya ice core[J]. Quaternary Sciences, 1997(1): 52-61. DOI:10.3321/j.issn:1001-7410.1997.01.007 |
| [34] |
赵华标, 徐柏青, 王宁练. 青藏高原冰芯稳定氧同位素记录的温度代用性研究[J]. 第四纪研究, 2014, 34(6): 1215-1226. Zhao Huabiao, Xu Baiqing, Wang Ninglian. Study on the water stable isotopes in Tibetan Plateau ice cores as a proxy of temperature[J]. Quaternary Sciences, 2014, 34(6): 1215-1226. |
| [35] |
Dansgaard W, Johnsen S J. A flow model and a time scale for the ice core from Camp Century, Greenland[J]. Journal of Glaciology, 1969, 8(53): 215-223. DOI:10.1017/S0022143000031208 |
| [36] |
Schwander J, Jouzel J, Hammer C U, et al. A tentative chronology for the EPICA Dome Concordia ice core[J]. Geophysical Research Letters, 2001, 28(22): 4243-4246. DOI:10.1029/2000GL011981 |
| [37] |
Petit J R, Jouzel J, Raynaud D, et al. Climate and atmospheric history of the past 420, 000 years from the Vostok ice core, Antarctica[J]. Nature, 1999, 399(6735): 429-436. DOI:10.1038/20859 |
| [38] |
Mudelsee M. The phase relations among atmospheric CO2 content, temperature and global ice volume over the past 420 ka[J]. Quaternary Science Reviews, 2001, 20(4): 583-589. DOI:10.1016/S0277-3791(00)00167-0 |
| [39] |
Zhang J, Huang S. Wavelet analysis of the periodicity and correlation of the 420-ka temperature, carbon dioxide, and methane time series from the Vostok ice core[C]//Proceedings of the AGU Fall Meeting Abstracts, San Francisco, 2010: 1636.
|
| [40] |
Ruddiman W F, Raymo M E. A methane-based time scale for Vostok ice[J]. Quaternary Science Reviews, 2003, 22(2): 141-155. |
| [41] |
Parrenin F, Jouzel J, Waelbroeck C, et al. Dating the Vostok ice core by an inverse method[J]. Journal of Geophysical Research:Atmospheres, 2001, 106(D23): 31837-31851. DOI:10.1029/2001JD900245 |
| [42] |
Parrenin F, Rémy F, Ritz C, et al. New modeling of the Vostok ice flow line and implication for the glaciological chronology of the Vostok ice core[J]. Journal of Geophysical Research:Atmospheres, 2004, 109(D20): 1-14. |
| [43] |
Siegenthaler U, Stocker T F, Monnin E, et al. Stable carbon cycle-climate relationship during the Late Pleistocene[J]. Science, 2005, 310(5752): 1313-1317. DOI:10.1126/science.1120130 |
| [44] |
Parrenin F, Barnola J M, Beer J, et al. The EDC3 chronology for the EPICA Dome C ice core[J]. Climate of the Past, 2007, 3(3): 485-497. DOI:10.5194/cp-3-485-2007 |
| [45] |
Lemieux-Dudon B, Blayo E, Petit J R, et al. Consistent dating for Antarctic and Greenland ice cores[J]. Quaternary Science Reviews, 2010, 29(1-2): 8-20. DOI:10.1016/j.quascirev.2009.11.010 |
| [46] |
Veres D, Bazin L, Landais A, et al. The Antarctic ice core chronology(AICC2012):An optimized multi-parameter and multi-site dating approach for the last 120 thousand years[J]. Climate of the Past, 2013, 9(4): 1733-1748. DOI:10.5194/cp-9-1733-2013 |
| [47] |
Bazin L, Landais A, Lemieux-Dudon B, et al. An optimized multi-proxy, multi-site Antarctic ice and gas orbital chronology(AICC2012):120-800 ka[J]. Climate of the Past, 2013, 9(4): 1715-1731. DOI:10.5194/cp-9-1715-2013 |
| [48] |
Svensson A, Andersen K K, Bigler M, et al. A 60000 year Greenland stratigraphic ice core chronology[J]. Climate of the Past, 2008, 4(1): 47-57. DOI:10.5194/cp-4-47-2008 |
| [49] |
Ruddiman W F. Earth's Climate:Past and Future[M]. New York: W. H. Freeman and Company, 2001: 236.
|
| [50] |
Dreyfus G B, Jouzel J, Bender M L, et al. Firn processes and δ15N:potential for a gas-phase climate proxy[J]. Quaternary Science Reviews, 2010, 29(1-2): 28-42. DOI:10.1016/j.quascirev.2009.10.012 |
| [51] |
Parrenin F, Barker S, Blunier T, et al. On the gas-ice depth difference(Δdepth)along the EPICA Dome C ice core[J]. Climate of the Past, 2012, 8(4): 1239-1255. DOI:10.5194/cp-8-1239-2012 |
| [52] |
Neftel A, Oeschger H, Staffelbach T, et al. CO2 record in the Byrd ice core 50, 000-5, 000 years BP[J]. Nature, 1988, 331(6157): 609-611. DOI:10.1038/331609a0 |
| [53] |
Fischer H, Wahlen M, Smith J, et al. Ice core records of atmospheric CO2 around the last three glacial terminations[J]. Science, 1999, 283(5408): 1712-1714. DOI:10.1126/science.283.5408.1712 |
| [54] |
Monnin E, Indermuhle A, Dallenbach A, et al. Atmospheric CO2 concentrations over the last glacial termination[J]. Science, 2001, 291(5501): 112-114. DOI:10.1126/science.291.5501.112 |
| [55] |
Parrenin F, Masson-Delmotte V, Köhler P, et al. Synchronous change of atmospheric CO2 and Antarctic temperature during the last deglacial warming[J]. Science, 2013, 339(6123): 1060-1063. DOI:10.1126/science.1226368 |
| [56] |
Fudge T J, Steig E J, Markle B R, et al. Onset of deglacial warming in West Antarctica driven by local orbital forcing[J]. Nature, 2013, 500(7463): 440-444. DOI:10.1038/nature12376 |
| [57] |
Marcott S A, Bauska T K, Buizert C, et al. Centennial-scale changes in the global carbon cycle during the last deglaciation[J]. Nature, 2014, 514(7524): 616-619. DOI:10.1038/nature13799 |
| [58] |
Blunier T, Brook E J. Timing of millennial-scale climate change in Antarctica and Greenland during the last glacial period[J]. Science, 2001, 291(5501): 109-112. DOI:10.1126/science.291.5501.109 |
| [59] |
Grootes P M, Stuiver M, White J W C, et al. Comparison of oxygen isotope records from the GISP2 and GRIP Greenlandice cores[J]. Nature, 1993, 366(6455): 552-554. DOI:10.1038/366552a0 |
| [60] |
Ahn J, Brook E J. Atmospheric CO2 and climate on millennial time scales during the last glacial period[J]. Science, 2008, 322(5898): 83-85. DOI:10.1126/science.1160832 |
| [61] |
Pedro J B, van Ommen T D, Rasmussen S O, et al. The last deglaciation:timing the bipolar seesaw[J]. Climate of the Past, 2011, 7(2): 671-683. DOI:10.5194/cp-7-671-2011 |
| [62] |
Pedro J B, Rasmussen S O, van Ommen T D. Tightened constraints on the time-lag between Antarctic temperature and CO2 during the last deglaciation[J]. Climate of the Past, 2012, 8(4): 1213-1221. DOI:10.5194/cp-8-1213-2012 |
| [63] |
Shakun J D, Clark P U, He F, et al. Global warming preceded by increasing carbon dioxide concentrations during the last deglaciation[J]. Nature, 2012, 484(7392): 49-54. DOI:10.1038/nature10915 |
| [64] |
Liu Z, Huang S, Jin Z. Breakpoint lead-lag analysis of the last deglacial climate change and atmospheric CO2 concentration on global and hemispheric scales[J]. Quaternary International, 2018, 490(1): 50-59. |
| [65] |
Liu Z, Huang S, Jin Z. A last deglacial climate dataset comprising ice core data, marine data, and stalagmite data[J]. Data in Brief, 2018, 21(1): 1764-1770. |
| [66] |
Mudelsee M. Ramp function regression:A tool for quantifying climate transitions[J]. Computers & Geosciences, 2000, 26(3): 293-307. |
| [67] |
Mudelsee M. Break function regression:A tool for quantifying trend changes in climate time series[J]. The European Physical Journal Special Topics, 2009, 174(1): 49-63. DOI:10.1140/epjst/e2009-01089-3 |
| [68] |
沈吉, 肖霞云. 2万年来南亚季风演化历史[J]. 第四纪研究, 2018, 38(4): 799-820. Shen Ji, Xiao Xiayun. Evolution of the South Asian monsoon during the last 20 ka recorded in lacustrine sediments from Southwestern China[J]. Quaternary Sciences, 2018, 38(4): 799-820. |
| [69] |
吴吉春, 盛煜, 赵林, 等. 柴达木盆地中的砂楔及其意义[J]. 第四纪研究, 2018, 38(1): 86-96. Wu Jichun, Sheng Yu, Zhao Lin, et al. Characteristics and implication of sand-wedges in Qaidam Basin, northeast Qinghai-Tibetan Plateau[J]. Quaternary Sciences, 2018, 38(1): 86-96. |
| [70] |
崔梦月, 洪晖, 孙晓双, 等. 福建仙云洞石笋记录的新仙女木突变事件结束时的缓变特征[J]. 第四纪研究, 2018, 38(3): 711-719. Cui Mengyue, Hong Hui, Sun Xiaoshuang, et al. The gradual change characteristics at the end of the Younger Dryas event inferred from a speleothem record from Xianyun cave, Fujian Province[J]. Quaternary Sciences, 2018, 38(3): 711-719. |
| [71] |
Milankovic M. Canon of Insolation of the Earth and Its Application to the Problem of the Ice Ages[M]. Cemian: Royal Serbian Academy Press, 1941: 1-626.
|
| [72] |
Hays J D, Imbrie J, Shackleton N J. Variations in the Earth's orbit:Pacemaker of the ice ages[J]. Science, 1976, 194(4270): 1121-1132. DOI:10.1126/science.194.4270.1121 |
| [73] |
Denton G H, Anderson R F, Toggweiler J R, et al. The last glacial termination[J]. Science, 2010, 328(5986): 1652-1656. DOI:10.1126/science.1184119 |
| [74] |
Raymo M E, Oppo D W, Curry W. The mid-Pleistocene climate transition:A deep sea carbon isotopic perspective[J]. Paleoceanography, 1997, 12(4): 546-559. DOI:10.1029/97PA01019 |
| [75] |
Broecker W S. Paleocean circulation during the last deglaciation:A bipolar seesaw?[J]. Paleoceanography, 1998, 13(2): 119-121. DOI:10.1029/97PA03707 |
| [76] |
Stocker T F, Johnsen S J. A minimum thermodynamic model for the bipolar seesaw[J]. Paleoceanography, 2003, 18(4): 1087. |
| [77] |
Anderson R F, Ali S, Bradtmiller L I, et al. Wind-driven upwelling in the Southern Ocean and the deglacial rise in atmospheric CO2[J]. Science, 2009, 323(5920): 1443-1448. DOI:10.1126/science.1167441 |
| [78] |
Sigman D M, Hain M P, Haug G H. The polar ocean and glacial cycles in atmospheric CO2 concentration[J]. Nature, 2010, 466(7302): 47-55. DOI:10.1038/nature09149 |
| [79] |
Heinrich H. Origin and consequences of cyclic ice rafting in the Northeast Atlantic Ocean during the past 130, 000 years[J]. Quaternary Research, 1988, 29(2): 142-152. DOI:10.1016/0033-5894(88)90057-9 |
| [80] |
Stern J V, Lisiecki L E. North Atlantic circulation and reservoir age changes over the past 41, 000 years[J]. Geophysical Research Letters, 2013, 40(14): 3693-3697. DOI:10.1002/grl.50679 |
| [81] |
Chiang J C H, Bitz C M. Influence of high latitude ice cover on the marine Intertropical Convergence Zone[J]. Climate Dynamics, 2005, 25(5): 477-496. DOI:10.1007/s00382-005-0040-5 |
| [82] |
Fischer H, Schmitt J, Lüthi D, et al. The role of Southern Ocean processes in orbital and millennial CO2 variations-A synthesis[J]. Quaternary Science Reviews, 2010, 29(1-2): 193-205. DOI:10.1016/j.quascirev.2009.06.007 |
| [83] |
Skinner L C, Fallon S, Waelbroeck C, et al. Ventilation of the deep Southern Ocean and deglacial CO2 rise[J]. Science, 2010, 328(5982): 1147-1151. DOI:10.1126/science.1183627 |
2 Key Laboratory of Disaster Monitoring and Mechanism Simulation of Shaanxi Province, Baoji 721013, Shaanxi;
3 Institute of Deep Earth Science and Green Energy, Shenzhen University, Shenzhen 518960, Guangdong;
4 Department of Earth and Environmental Sciences, University of Michigan, Ann Arbor, Michigan 48109-1005, USA;
5 State Key Laboratory of Loess and Quaternary Geology, Institute of Earth Environment, Chinese Academy of Sciences, Xi'an 710061, Shaanxi)
Abstract
The sequential relationship between atmospheric CO2 concentration (aCO2) and surface air temperature (SAT) is one of the fundamental questions in the paleoclimatic studies of Quaternary. A good understanding of this relationship is relevant to understanding the issues of climate change that the human beings are facing at the present-day. The ice sheets in the Polar Regions have produced important data to the sequential relationship studies. However, ice sheet records are not without pitfalls. The earliest reconstructions of past climate and aCO2 histories using ice core were carried out in Greenland, of which temporal ranges of the reconstructed results were generally short, with the longest record shorter than the last interglaciation. Moreover, carbonate dust and some other mineral particles included in the ice during the formation of the Greenlandic ice sheet, might have caused some chemical reactions with CO2 as their by-product. These processes ultimately led to the CO2 records reconstructed from the ice bubbles unfaithfully reflecting the aCO2 back then. Although the existing chronological timescales of ice layers are of considerable high precision, the uncertainties in the chronological timescales of aCO2 records are still biggish due to the lock-in depths of ice bubbles not being estimated accurately in some ice cores. This is a major obstacle in resolving the problem of SAT-aCO2 sequential relationship. With the accumulation of more and more high-quality paleoclimatic records, there have been several high profile reports on the integration of multiple proxy records on larger spatial scales (no longer limited to Antarctic region) for SAT-aCO2 sequential relationship analysis over the past few years. However, the results of these recent studies are data processing methodology dependent. The SAT-aCO2 sequential relationship on orbital and millennial time scales remains an issue of debating.