Более

2.6: Цикл Вильсона - Науки о Земле

2.6: Цикл Вильсона - Науки о Земле


Цикл Вильсона назван в честь Дж. Тузо Вильсона, который впервые описал его в 1966 году [24], и он описывает продолжающееся происхождение и распад суперконтинентов, таких как Пангея и Родиния [77]. Ученые определили, что этот цикл существует не менее трех миллиардов лет, а возможно, и раньше.

Существует ряд гипотез о том, как работает цикл Вильсона. Один из механизмов предполагает, что рифтинг происходит потому, что континентальные плиты отражают тепло намного лучше, чем океанические плиты [78]. Когда континенты собираются вместе, они отражают больше тепла Земли обратно в мантию, создавая более сильные конвекционные потоки, которые затем запускают процесс континентального рифтинга [79].

Некоторые геологи полагают, что мантийные плюмы являются остатками этих периодов повышения температуры мантии и конвекционного апвеллинга, и изучают их, чтобы понять происхождение континентального рифтогенеза. Механизм создания суперконтинентов до сих пор остается загадкой. Существуют три школы мысли о том, что продолжает разъединять континенты и в конечном итоге объединять их. Гипотеза о выталкивании гребней предполагает, что после начального рифтинга плиты продолжают раздвигаться центрами спрединга в центре океана и лежащими под ними конвекционными потоками. Slab-pull предполагает, что плиты разрываются нисходящими плитами в зонах субдукции океано-континентальных окраин [80]. Третья идея, гравитационное скольжение, приписывает движение гравитационным силам, тянущим литосферные плиты вниз с возвышенных срединно-океанических хребтов и через нижележащую астеносферу [81]. Текущие данные, кажется, подтверждают, что тяга плиты больше, чем толкание гребня или гравитационное скольжение.

Использованная литература


Тронд Хельге Торсвик

Северо-восточная Атлантика - это архетипические примеры вулканических границ. Спустя двадцать пять лет после последнего этапа ODP (Ocean Drilling Program) на этих вулканических окраинах причины чрезмерного таяния все еще оспариваются, по крайней мере, обсуждаются три конкурирующие гипотезы. Мы предлагаем новую кампанию по бурению, которая ограничит время, скорость вулканизма и вертикальные перемещения рифленых уступов. Это позволит нам параметризовать геодинамические модели, которые смогут различать гипотезы. Кроме того, полученные данные бурения помогут нам понять роль магматизма распада как потенциального двигателя палеоцен-эоценового теплового максимума (ПЭТМ) и его влияние на океанографическую циркуляцию на самой ранней фазе формирования северо-восточной части Атлантического океана. Решение этих вопросов с помощью новой буровой кампании в северо-восточной части Атлантического океана улучшит наше понимание долгосрочных взаимодействий между тектоникой, вулканизмом, океанографией и климатом, а также функционированием субполярных северных экосистем и климата в периоды экстремального тепла.

Резюме Происхождение крупных магматических провинций (LIP) связано с разделением континентов и реконструкцией континентов старше c. 320 миллионов лет (до Пангеи) являются спорными исследовательскими проблемами. Здесь мы изучаем петрологию дайкового комплекса 615-590 млн лет, который вторгся в рифтовые бассейны богатой магмой окраины Балтики и теперь обнажен в скандинавских каледонидах. Эти дайки являются частью Магматической провинции Центральный Япет (CIMP), LIP, расположенной в Балтике и Лаврентии во время открытия каледонского цикла Вильсона. Дайковый комплекс длиной & gt1000 км демонстрирует латеральную геохимическую зональность от обогащенного до обедненного базальтового состава с юга на север. Геохимическое моделирование основных и редких элементов показывает, что эти составы лучше всего объясняются плавлением горячей мантии на 75–250 ° C над окружающей мантией. Хотя решения по моделированию микроэлементов не уникальны, лучшее объяснение включает плавление латерально зонального мантийного плюма с обогащенной и обедненной литологией перидотита, аналогичного современной Исландии и Североатлантической магматической провинции. Судя по всему, происхождение CIMP связано с несколькими мантийными перьями. Лучше всего это объяснить, если рифтинг и магматизм распада совпадают с зонами генерации плюмов на окраинах Провинции Большой Низкой Скорости поперечных волн (LLSVP) на границе ядра мантии. Если LLSVP являются квазистационарными назад во времени, как предполагается в последних геодинамических моделях, CIMP предоставляет руководство для реконструкции палеогеографии Балтики и Лаврентии 615 миллионов лет назад до LLSVP, теперь расположенной под Тихим океаном. Наши результаты являются стимулом для использования LIP в качестве точек прокола при реконструкции пластин.

После отсутствия> 500 млн лет назад в течение плио-плейстоцена возникли крупные оледенения в Северном полушарии, где Гренландия стала лидером в других северных областях. Здесь мы предполагаем, что три основных процесса, связанных с твердой Землей, лежали в основе создания ледяного покрова Гренландии. Во-первых, мантийно-плюмовый импульс, отвечающий за Североатлантическую магматическую провинцию в

60 млн лет, регионально истончили литосферу. Более молодые импульсы плюма приводили к поднятию, которое ускорялось на

5 млн лет назад, подняв части окраины Восточной Гренландии, наиболее близкие к Исландии, на высоту более 3 км над уровнем моря. Во-вторых, тектоническая реконструкция плит показывает

6 ° северный компонент движения Гренландии относительно мантии, так как

60 млн лет. В-третьих, одновременное вращение на север всей мантии и коры к полюсу, получившее название True Polar Wander (TPW), внесло дополнительный вклад в

Изменение широты на 12 °. Эти глобальные геодинамические процессы подготовили Гренландию к поддержанию долгосрочного оледенения, подчеркнув роль процессов на твердой Земле в обеспечении долгосрочных глобальных климатических изменений.

Магматическая активность (0–16 млн лет) в Исландии связана с глубоким мантийным плюмом, который был активен последние 62 млн лет. Базальты Исландии и северо-востока Атлантики содержат различные пропорции двух обогащенных компонентов, интерпретируемых как переработанная океаническая кора, поставляемая плюмом, и субконтинентальная литосферная мантия, образованная близлежащими континентальными окраинами. Ограниченная зона на юго-востоке Исландии - и особенно вулкан Орфайёкюдль - характеризуется уникальным компонентом обогащенной мантии (подобным EM2) с повышенным содержанием 87Sr / 86Sr и 207Pb / 204Pb. Здесь мы демонстрируем посредством моделирования содержаний Sr – Nd – Pb и соотношений изотопов, что примитивные расплавы Örfajökull могли ассимилировать 2–6% подстилающей континентальной коры, прежде чем дифференцироваться в более развитые расплавы. На основе инверсии данных гравитационных аномалий (толщина земной коры), анализа региональных магнитных данных и реконструкций плит мы предполагаем, что континентальная кора под юго-востоком Исландии является частью протяженности микроконтинента Ян-Майен протяженностью около 350 км и шириной 70 км. (JMM). Расширенная JMM была маргинальной по отношению к Восточной Гренландии, но отделилась в раннем эоцене (между 52 и 47 млн ​​лет назад) к олигоцену (27 млн ​​лет назад), все части JMM навсегда стали частью Евразийской плиты после скачка гребня на запад в направлении Исландский шлейф.

  • Торсвик, Тронд Хельге & amp Cocks, Робин (2017). История Земли и палеогеография. Издательство Кембриджского университета. ISBN 978-1-107-10532-4. 317 с.
  • Тегнер, Кристиан Андерсен, Торгейр Бьорге Кьёлль, Ханс Йорген Браун, Эрик Л. Хаген-Питер, Грэм Корфу, Фернандо Планке, Сверре и Торсвик, Тронд Хельге (2021 г.). Происхождение мантийного плюма для скандинавского дайкового комплекса: «точка прорыва» для реконструкции плиты Балтики 615 млн лет назад. Показать сводку

Происхождение больших магматических провинций (LIP) связано с разделением континентов и реконструкцией континентов старше c. 320 миллионов лет (до Пангеи) являются спорными исследовательскими проблемами. Здесь мы изучаем петрологию дайкового комплекса 615-590 млн лет, который вторгся в рифтовые бассейны богатой магмой окраины Балтики и теперь обнажен в скандинавских каледонидах. Эти дайки являются частью Магматической провинции Центральный Япет (CIMP), LIP, расположенной в Балтике и Лаврентии во время открытия каледонского цикла Вильсона. Дайковый комплекс длиной & gt1000 км демонстрирует латеральную геохимическую зональность от обогащенного до обедненного базальтового состава с юга на север. Геохимическое моделирование основных и редких элементов показывает, что эти составы лучше всего объясняются плавлением горячей мантии на 75–250 ° C над окружающей мантией. Хотя решения по моделированию микроэлементов не уникальны, лучшее объяснение заключается в плавлении латерально зонального мантийного плюма с обогащенной и истощенной литологией перидотита, аналогичного современной Исландии и Североатлантической магматической провинции. Судя по всему, происхождение CIMP связано с несколькими мантийными перьями. Лучше всего это объяснить, если рифтинг и магматизм распада совпадают с зонами генерации плюмов на окраинах Провинции Большой Низкой Скорости поперечных волн (LLSVP) на границе ядра мантии. Если LLSVP являются квазистационарными назад во времени, как предполагается в последних геодинамических моделях, CIMP предоставляет руководство для реконструкции палеогеографии Балтики и Лаврентии 615 миллионов лет назад до LLSVP, теперь расположенной под Тихим океаном. Наши результаты являются стимулом для использования LIP в качестве точек прокола при реконструкции пластин.

Гиперэкстензия в бедных магмой и богатых магмой областях вдоль докаледонской пассивной окраины Балтики Торгейр Б. Андерсен, Йоханнес Якоб, Ханс-Йорген Кьёлль, Орландо Квинтела, Фернандо Корфу, Тронд Х. Торсвик, 1) Кристиан Тегнер, 2) Лоик Лабрусс и 3) Жоффрой Мон CEED, Univ. Осло 1) Århus Univ. 2) Sorbonne Univ, ISTeP-Paris 3) Univ. Cergy-Pontoise Электронная почта: [email protected] Предкаледонская балтийская рифтовая окраина была очерчена как сужающийся клин с возрастающим магматизмом по направлению к переходу океан-континент (OCT) и с в основном похожей структурой по всей длине. Однако хорошо известно, что пассивные окраины могут быть сложными, с разными и диахронными сегментами эволюции вдоль и поперек простирания. Покровы Балтийского моря в Скандах сохраняют сложность, схожую с современными окраинами, включая ОКТ, микроконтинент и континентальные осколки, гиперэкстенсивные и зародышевые океанические бассейны, а также крупный сегмент, богатый магмой. Граница составляла несколько сотен, вероятно, до 1500 км в ширину, прежде чем в ее дистальных частях произошла конвергенция между ними.

480 и 450 млн лет. Его остатки, наложенные скандинавскими и более ранними тканями, а также поздние / посторогенные расширения, теперь встречаются на низких и средних структурных уровнях в горном поясе. Ближайшие части включают континентальные и морские рифтовые бассейны с син- и пост-рифтовыми отложениями позднекриогенного, эдиакарского и нижнепалеозойского возраста. Его остатки также включают континентальные осколки, крупнозернистые и мелкозернистые отложения, а также глубоководные отложения. Существенное изменение покровной структуры происходит в поперечной зоне с северо-запада на юго-восток, параллельной фундаментальной структуре фундамента в Балтике, на Свеконорвежском фронте. Наиболее заметными изменениями в этом линеаменте являются: 1) совпадение с северо-восточной оконечностью покровного комплекса Йотун-Линдас-Дальсфьорд, интерпретируемого как микроконтинент Йотун-Линдас-Дальсфьорд (JMC), и 2) переход от богатой магмой от сегмента на северо-востоке до гиперэкстенсивного, бедного магмой сегмента на юго-западе. Последний имеет многочисленные (& gt100) одиночные метаперидотиты и обломочные серпентиниты (некоторые из них имеют окаменелости). Обломки мантии с офикальцитовой брекчией образовались тектонически и покрыты в основном осадочными отложениями глубоководных бассейнов, а также местными брекчиями и конгломератами. Эта «смешанная» (меланж) единица была локально затронута докаледонским метасоматозом и была нарушена габбро и гранитоидами (на

От 487 ± 1 до 471 ± 2 млн лет) этот магматизм также отражается обломочными цирконами (> 468 млн лет), присутствующими в отложениях. Другими важными особенностями являются щепки балтийского фундамента (до 40 х 1,5 км). Бедный магмой юго-западный сегмент перекрывается огромным комплексом покровного слоя фундамента, который после рифтогенеза, но до скандинавского столкновения, был расположен за пределами гиперэкстенсивного домена как микроконтинент Йотун-Линдос-Далс-фьорд (JMC). Дистальные части JMC в Атлёй, имеют основные дайки и лавы в Грейвик Хёйвик, и были затронуты раннекаледонскими событиями. Сегмент маржи SW был

400 км в длину, гиперэкстенсивный - и бедный магмой, и получил отложения уже в среднем ордовике (и, возможно, до начала скандинавского складчатости среднего силура?). Северо-восточный сегмент, богатый магмой, также имеет мантийные перидотиты и обломочные серпентиниты (местами с окаменелостями), но его наиболее характерной особенностью является скандинавский дайковый комплекс (SDC), образующий части

615-595 млн лет назад Большая магматическая провинция, которая, вероятно, способствовала открытию океана Япетус. В юго-западном сегменте пока нет свидетельств позднепротерозойского магматизма, но балтийский фундамент был локально усечен мафическими дайками.

От 850 до 830 млн лет и 615 млн лет назад. Бедный магмой юго-западный сегмент, расположенный на борту JMC, сформировал бассейн с переходной корой, открывающийся в океанический бассейн, подобный современной североатлантической рифтовой системе между Ирландией и лентами Хаттона-Роколла. У окраины Балтики, вероятно, есть лучший современный аналог на окраинах Северо-Атлантического и Норвежско-Гренландского морей.

Впечатляющий комплекс дамб удивительно хорошо сохранился вдоль c. 1000 км в каледонском покрове центральной и северной Скандинавии. Этот дайковый комплекс был первоначально заложен в континентальных осадочных бассейнах вдоль рифленой окраины Балтики, он является частью Магматической провинции Центрального Япета (CIMP), и его возраст U-Pb составляет 615-590 млн лет. Чтобы ограничить его происхождение и потенциально направить реконструкцию плит Балтики, мы: (1) повторно посетили дайковые комплексы гор Оттфьеллет, Сарек, Кебнекайсе, Торнетраск и Индре-Тромс в Швеции и Норвегии (2) подготовили новые и скомпилировали опубликованные геохимические данные. (3) смоделированные мантийные источники и динамика плавления и (4) расширенные реконструкции палеоположения Балтики до 600 млн лет назад. Скомпилированный набор данных включает c. 600 анализов, которые образуют связную свиту с преобладанием толеитового ферробазальта, но с включением щелочных базальтов в центральной части. Толеитовые дайки демонстрируют латеральные вариации геохимического обогащения (например, изотопы дельта-Nb, La / Sm (N) и Sr) в южной и центральной частях, переходящие в более обедненный состав на севере. Наше петрологическое моделирование предполагает плавление астеносферной мантии с участием по крайней мере двух составов источников при температурах, превышающих примерно 100 ° C над окружающей мантией, что соответствует плавлению зонального мантийного плюма, происходящего из зоны генерации плюма на границе ядро-мантия. Если положение нынешней зоны генерации плюмов в Тихом океане можно рассматривать как стационарное до 600 млн лет назад, мы придерживаемся идеи, что скандинавский дайковый комплекс может быть использован для проведения реконструкций плит.

Каледонская окраина Балтики образована континентальным распадом Родинии в позднем протерозое до Эдиакарана. За исключением роя дамб около Эгерсунда на юго-западе Норвегии, фенноскандинавский фундамент, включая автохтонные окна фундамента вдоль оси горного пояса, мало пострадал от магматизма, связанного с разрушением. Дистальные части, однако, были сильно аттенуированы, гипер-вытянуты и составляли 1000-километровый сегмент, интенсивно нарушенный Большой магматической провинцией (LIP), докаледонской LIP (PC-LIP). Здесь мы предлагаем краткие сведения о нашей незавершенной работе с остатков маржи. Более подробно некоторые аспекты эволюции маржи представлены соавторами. Здесь мы представляем региональную модель докаледонской окраины, предполагая, что она была очень сложной и включала микроконтинентальную полосу (и), а также гиперэкстенсивный, бедный магмой домен с переходом (ами) к ослабленным зародышевым океаническим и богатым магмой краевым доменам. . Связанный с распадом магматизм PC-LIP длился примерно от 615 до 570 млн лет назад, но наиболее интенсивная активность, по-видимому, была в районе

600 млн лет. Наша текущая работа предполагает, что падение мантийного плюма на эдиакарскую континентальную литосферу было связано с температурной аномалией

100oC, вызывая повсеместное таяние астеносферы и дайковую интрузию континентальной коры и отложений окраины. Мы предполагаем, что докаледонская окраина Япета, сохранившаяся в Скандах, включает большинство элементов пассивных континентальных окраин и, вероятно, представляет собой один из лучших обнаженных полевых аналогов для более глубоких и наименее известных частей пассивных окраин.

Докаледонская окраина Балтики образовалась в результате рифтинга и, в конечном итоге, континентального распада Родинии в позднем протерозое до Эдиакарана. За исключением ок. 615 Дайк-рой Ma dolerite около Эгерсунда на юго-западе Норвегии, фенноскандинавский фундамент, включая в основном автохтонные окна фундамента в западной Скандинавии (Лофотенские острова, регион Западных Гнейсов и т. Д.), На удивление мало пострадал от рифтогенеза и последующего магматизма, связанного с прорывом. вверх. Дистальные части окраины, однако, были сильно аттенуированы, гипер-вытянуты и на участке длиной более 1000 км интенсивно нарушены связанной с распадом Большой магматической провинцией (LIP), здесь называемой докаледонской LIP (ПК-LIP). В этой презентации мы кратко познакомимся с новыми результатами и наблюдениями, а также о незавершенной работе по большей части покровного слоя скандинавских каледонид, содержащих остатки докаледонской окраины. Более подробная информация о некоторых аспектах эволюции докаледонской окраины представлена ​​коллегами во время этой встречи. Основываясь на нашей недавней и некоторой предыдущей работе, мы предлагаем региональную палеогеографическую модель для докаледонской пассивной окраины, когда она развивалась от эдиакарского периода до позднего кембрия и раннего ордовика, когда океан Япета начал закрываться. Мы предполагаем, что архитектура дистальной окраины была очень сложной и включала микроконтинентальную полосу (и) и гиперэкстенсивный, бедный магмой домен с переходом (ами) в сильно ослабленные зародышевые океанические и богатые магмой пассивные краевые домены. Связанный с распадом магматизм PC-LIP длился приблизительно от 615 до 570 млн лет, но наиболее интенсивное внедрение даек, по-видимому, произошло около 600 млн лет назад. Наши текущие структурные и метаморфические петрологические исследования в сочетании с геохронологией, геохимическим анализом и петрологическим моделированием показывают, что падение мантийного плюма на континентальную литосферу Эдиакарского архипелага могло быть связано с температурной аномалией до 100 ° C, что привело к повсеместному таянию астеносферы, а именно: а также частичное расплавление в сильно ослабленных и сильно прорванных дайками частях континентальной коры и отложениях окраины. По нашему мнению, докаледонские породы дистальной окраины Япета, сохранившиеся в покровах скандинавских каледонид, сохраняют большинство элементов широких пассивных окраин, и что они, вероятно, представляют собой один из лучших обнаженных полевых аналогов для более глубоких и наименее известных. части пассивных полей.

Мы представляем новые палеомагнитные данные от позднего миоцена до недавних лав острова Маврикий в юго-западной части Индийского океана (20,3 ° ю.ш., 57,6 ° в.д.). Остров представляет собой щитовой вулкан, образовавшийся над горячей точкой Реюньона и состоящий из трех различающихся во времени серий базальтовых лав: более древней серии (4,7-8,9 млн лет), средней серии (1,7-3,5 млн лет) и младшей серии ( 0-1 млн лет). Ориентированные образцы керна были собраны в 36 точках отбора проб, охватывающих все три серии лав. Магнитный анализ горных пород показывает, что носителями остаточной намагниченности в этих базальтах являются псевдооднодоменные титаномагнетиты с различной степенью высокотемпературного окисления. Почти на половине участков имелись повсеместные магнитные отпечатки, оставленные ударами молнии. Тем не менее, почти во всех случаях (35 участков) мы смогли выделить характерные (первичные) направления остаточной намагниченности с помощью детальных экспериментов по тепловому и переменному размагничиванию, используя анализ главных компонент данных размагничивания и анализ кругов перемагничивания. Наблюдались направления как нормальной, так и обратной полярности, при этом среднее направление обратно намагниченных лав (15 участков, D = 189,2 °, I = 44 °, a95 = 5,3 °) было круче и ок. 9 ° антипараллельности среднему направлению потоков нормальной полярности (20 точек, D = 1,1 °, I = -37,3 °, a95 = 6,9 °). Среднее нормальное и обратное направления дают отрицательный тест разворота, который является значимым только на уровне вероятности 5% (P = 4,5%). Однако, когда наш новый набор данных объединяется с ранее опубликованными палеомагнитными результатами, полученными на Маврикии, разница между нормальным средним направлением и антиподом обратного среднего не является значимой на уровне 5%, что дает положительный результат теста на разворот. Палеомагнитный полюс, соответствующий объединенному набору данных полярности без учета переходных направлений (86,7 ° с.ш., 186,2 ° в.д., A95 = 3,5 °, n = 32), немного удален, но разница между его положением и географическим полюсом не является статистической. значительный. Оценки палеосекулярной изменчивости (PSV) и аномалии наклона (Sb = 11 °, DI = -2 °) хорошо согласуются с результатами PSV-исследований недавних лав, изверженных на низких широтах. Будут обсуждаться последствия наших новых результатов для структуры усредненного по времени геомагнитного поля и зависимости PSV от широты.


Что означают аномальные результаты

Высокий уровень ФСГ у женщин может присутствовать:

  • Во время или после менопаузы, включая преждевременную менопаузу
  • При приеме гормональной терапии
  • Из-за определенных типов опухолей гипофиза.
  • Из-за синдрома Тернера

Низкий уровень ФСГ у женщин может быть вызван:

  • Очень низкий вес или недавняя быстрая потеря веса
  • Не производит яиц (не овулирует)
  • Части мозга (гипофиз или гипоталамус) не производят нормальное количество некоторых или всех своих гормонов.
  • Беременность

Высокий уровень ФСГ у мужчин может означать, что яички не функционируют должным образом из-за:

  • Пожилой возраст (мужская менопауза)
  • Повреждение яичек, вызванное злоупотреблением алкоголем, химиотерапией или облучением
  • Проблемы с генами, такие как синдром Клайнфельтера.
  • Лечение гормонами
  • Определенные опухоли гипофиза

Низкий уровень ФСГ у мужчин может означать, что части мозга (гипофиз или гипоталамус) не производят нормальное количество некоторых или всех своих гормонов.

Высокий уровень ФСГ у мальчиков или девочек может означать начало полового созревания.


Материалы и методы

Материал и обработка образца.

Всего было использовано 340 проб с участка IODP U1313 [41 ° 0′N, 32 ° 57′W, глубина воды 3426 м (34)], взятых вдоль основного стыка судна с глубины 131,06 до 114,12 м (мкд), покрывающий интервал от 2,76 до 2,41 млн лет (MIS G7 до 95) в соответствии с возрастной моделью исх. 30. Наше базовое разрешение было достигнуто с использованием образцов с интервалом 8 см (временное разрешение ~ 1500 лет), но измерения проводились с более высоким разрешением по окончанию ледников (расстояние 4 см, ~ 750 лет), межледниковьям MIS G7, G1 , и 101 (расстояние от 4 до 2 см, ∼750–375 лет) и ледниковая MIS 100 (расстояние 2 см, ∼375 лет). Кроме того, семь образцов из самой верхней части участка IODP U1313 [«самые последние образцы» от 0 до 0,25 мкд, соответствующие ∼0–7 тыс. Лет назад (62)] и девять образцов из верхней части керна (∼33 ° 5′N – 41 ° 2′N, 28 ° 1′W – 36 ° 1′W, ∼2,600-3500 м глубиной воды) из круиза «Мария С. Мериан» MSM58 (63) были исследованы, чтобы убедиться в общей валидности нашего подхода, поскольку бентосный карбонат, извлеченный из этих образцов, должен отражать современные глубоководные условия (SI Приложение, раздел S4.2). Эти пробы были обработаны с использованием точно такой же методологии (как указано ниже), примененной к MIS G7, до 95 проб с участка IODP U1313 (наилучшие оценки уровня моря [sl-conIG]) если не указано иное.

В среднем 12 экз. Донных фораминифер O. umbonatus отбирали из фракции высушенного осадка размером & gt150 мкм каждого образца. Для комбинированного анализа δ 18 O и Mg / Ca тесты были вскрыты, и из этого единого пула лиц были взяты два разделения (примерно одна треть пула была использована для δ 18 O и две трети для анализа Mg / Ca) . Мы выбрали вид O. umbonatus для нашего исследования по четырем причинам. Во-первых, он защищен от воздействия изменений карбонат-ионов в морской воде (64) (т. Е. Глубоководного pH). Во-вторых, он показывает низкую чувствительность к временным изменениям Mg / Ca.sw (35). В-третьих, его большие камеры легче очищать для анализа Mg / Ca, чем другие таксоны, и, в-четвертых, он постоянно присутствует во всех изученных разрезах керна.

Сохранение фораминифер.

Сохранение O. umbonatus Тесты в наших образцах были исследованы с помощью сканирующего электронного микроскопа (SEM) и бинокулярного микроскопа. Мы изучили репрезентативные образцы как из ледникового, так и из межледникового периода. Снимки крупным планом были получены с помощью микроскопа Zeiss Sigma SEM в Институте наук о Земле Университета Гете во Франкфурте, Германия, и микроскопа Zeiss SteREO Discovery.V8 в Институте наук о Земле Гейдельбергского университета, Германия. Результаты указывают на отличную сохранность теста (SI Приложение, раздел S4.2.1).

Анализ изотопов кислорода и Mg / Ca.

Изотопно-кислородный состав O. umbonatus для всех образцов, исследованных в этом исследовании, был проанализирован с использованием масс-спектрометра с газовым источником ThermoFinnigan MAT253, оборудованного газовым стендом II в Институте наук о Земле, Франкфуртский университет им. Гете, Германия. Значения указаны относительно Венского Пи Ди Белемнита (VPDB). Внешняя точность, определенная на основе повторных измерений внутреннего стандарта карбоната (каррарский мрамор), составляет 0,06 ‰ (на уровне 1σ).

Все образцы O. umbonatus для анализа Mg / Ca были очищены в соответствии с протоколом очистки исх. 65. Сначала измельченный тестовый материал промывали несколько раз MilliQ и метанолом для удаления глинистых минералов или любого другого мелкозернистого осадочного материала. Затем органический материал был удален путем окислительной очистки с использованием перекиси водорода, забуференной гидроксидом натрия. После окислительной очистки часто применяется стадия восстановительной очистки (смесь гидразина, гидроксида аммония и цитрата аммония) для удаления покрытий с испытуемых поверхностей. Однако мы пропустили восстановительную очистку, потому что 1) она удаляет Mg из тестов фораминифер и, следовательно, снижает их отношения Mg / Ca (65, 66) и 2) после тестирования пилотной серии образцов и их реакции на процедуру очистки без восстановительной очистки. обнаружили, что покрытия, если они существуют, не влияют на измеренное содержание Mg / Ca. Наконец, для удаления загрязнений, которые могли адсорбироваться на поверхностях тестовых фрагментов во время очистки, использовали полироль с слабой кислотой (0,001 M азотная кислота). Затем образцы растворяли в 0,075 М азотной кислоте для анализа. Для контроля качества мы проверили соотношения Al / Ca, Fe / Ca и Mn / Ca во время анализа Mg / Ca, чтобы проверить наличие Mg-содержащих загрязняющих фаз, таких как глины или покрытия, не удаленные во время очистки, которые влияют на отношения Mg / Ca фораминифер (65). (SI Приложение, раздел S4.2.2).

Образцы для анализа Mg / Ca были измерены с использованием масс-спектрометра с индуктивно связанной плазмой высокого разрешения Thermo Fischer Element, за исключением образцов, покрывающих MIS 100, которые были проанализированы с использованием оптико-эмиссионного спектрометра с индуктивно связанной плазмой Perkin-Elmer Optima 4300DV для всех анализов Mg / Ca были проведены в Национальном океанографическом центре Саутгемптонского университета. Исключение составляют соотношения Mg / Ca в образцах верхней части керна из MSM58, которые были проанализированы в Институте наук о Земле Гейдельбергского университета с использованием оптико-эмиссионного спектрометра с индуктивно связанной плазмой Agilent 720. Указанные значения были нормализованы относительно стандарта EURONORM Certified Reference Material (ECRM) 752-1 [соотношение Mg / Ca 3,762 ммоль / моль (67)] для учета смещения машины. Для обеспечения инструментальной точности контролировался внутренний стандарт согласованности. Повторные измерения дали погрешность для Mg / Ca лучше, чем ± 1,31%.

Палеотемпература и реконструкции уровня моря.

В нашей статье мы проводим различие между нашими лучшими (sl-conIG) и наиболее консервативные (т. е. те расчеты, которые минимизируют абсолютные уровни моря и амплитуды изменений) оценки уровня моря. Они были реконструированы следующим образом.

Для наших наилучших оценок отношения Mg / Ca были преобразованы в BWT с использованием видоспецифического уравнения для O. umbonatus получено из калибровок по верху активной зоны (36) (BWT = /0,114). Эта калибровка основана на данных, полученных с использованием процедуры очистки, которая включает в себя как окислительную, так и восстановительную очистку тестов фораминифер, в то время как наши образцы требовали только окислительной очистки (обсуждалось выше), таким образом, согласно ссылкам. 65, 68 измеренных значений Mg / Ca были скорректированы путем уменьшения каждого значения на 10% перед расчетом BWT. Кроме того, значения Mg / Ca, используемые для нашей реконструкции BWT, были скорректированы с учетом прошлых изменений в Mg / Ca.sw. Это было сделано с использованием уравнения 3 ссылки. 36 и самые последние оценки (39) прошлых значений Mg / Casw (минимум и максимум Mg / Casw значения 4,25 и 4,4 моль / моль соответственно). Отметим, что такая поправка основана на предположении, что чувствительность включения Mg в раковинах фораминифер к температуре остается неизменной при изменении Mg / Casw. Для образцов с верхним слоем ядра MSM58, а также для «самых последних образцов» с сайта U1313, Mg / Casw поправка не применялась, поскольку тесты на известковые фораминиферы из этих образцов испытали современные Mg / Casw условия. Изотопный состав кислорода морской воды (относительно стандарта стандартной средней океанической воды [SMOW]) был затем рассчитан (37, 69) с использованием O. umbonatusоценки δ 18 O и BWT (δ 18 Osw, SMOW = [(BWT - 16.9) /4.0] + δ 18 Oб + 0,27). Наконец, δ 18 Osw был преобразован в уровень моря (27) в предположении, что изменение δ 18 O на 0,11 ‰sw эквивалентно 10-метровому изменению уровня моря. Наши самые консервативные оценки уровня моря были рассчитаны, как описано для наших лучших оценок, но δ 18 Osw был преобразован в уровень моря (27) после нелинейного δ 18 Osw- морская конверсия исх. 11 (коричневая линия на рис. 2), чтобы минимизировать абсолютные уровни моря.

Поскольку наши записи поступают из Северной Атлантики, применение подхода бентоса δ 18 O-Mg / Ca к реконструкции уровня моря требует корректировки для изменения глубоководных масс с различными местными геохимическими признаками, которые омывают морское дно в ледниково-межледниковых временных масштабах ( 40). Воды южных источников дают значительно более легкие δ 18 Osw значения по сравнению с водами северных источников (41, 70). During glacials (interglacials) of our study interval, southern-sourced (northern-sourced) waters were dominating at Site U1313 (40), thus biasing δ 18 Osw toward lower (higher) values. To account for this water-mass difference in δ 18 Osw, we applied a normalization factor to the foraminifer-derived δ 18 Osw values used for sea-level reconstruction. Following ref. 41, this normalization factor was calculated using a linear regression (BWT = 5 × δ 18 Osw + 2.6) between modern (70) North Atlantic Deep Water (2.6 °C and 0.1‰) and Antarctic Bottom Water (0 °C and −0.5‰) temperature and δ 18 Osw endmembers. This adjustment was carried out to calculate both our best estimates and our most conservative estimates. For the calculation of modern δ 18 Osw values from our “most recent” samples of Site U1313 and the core-top samples of MSM58, however, a water-mass adjustment is not required.

Tests presented in SI Приложение indicate that our major conclusions are not highly sensitive to the assumptions that underpin our calculated best sea-level estimates and also emerge from our most conservative calculations (see, e.g., SI Приложение, sections S4.2.5 and S4.2.6). All assumptions made in our paper to reconstruct sea level are summarized, critically assessed, and evaluated in SI Приложение, section S4.2 in brief, this section contains additional information on the general quality of proxy data, the selection of calibrations to convert proxy data into sea level, and the potential influence of past Mg/Casw and δ 18 Osw variability on our reconstruction.

Uncertainty Band Associated with Sea-Level Reconstructions.

The uncertainty associated with our sea-level reconstruction from Site U1313 (∼2.75 to 2.4 Ma) was determined through Monte Carlo simulations yielding 95% nonparametric probability intervals. The Monte Carlo simulation was carried out using the software R [version 3.4.2 (71)] input data for the simulation were the Mg/Ca and δ 18 O values with their analytical errors and the BWT, δ 18 Osw, and sea-level equations with their calibration errors (27). Thus, our approach relies on the following assumptions. The error in our sea-level record comes mainly from two sources: the uncertainties associated with δ 18 Osw estimation and sea-level calibration. The uncertainty in the δ 18 Osw reconstruction, in turn, mainly derives from errors in the δ 18 Osw calibration, the analytical precision of δ 18 O measurements (±0.06 ‰), and uncertainties in BWT estimates. The uncertainty in BWT estimates (±1.11 °C) itself is based primarily on two factors: analytical precision of Mg/Ca measurements (±1.31%) and error in the BWT calibration (36). Individual data points were randomly sampled 10,000 times within their proxy uncertainties. We then extracted 95% confidence intervals for each time horizon based on the observed variability between the 2.5th and 97.5th percentile of the simulated data, roughly equivalent to 2σ (SD). Propagated uncertainties in individual sea-level estimates range from a minimum of ± 26.7 m to a maximum of ± 29.0 m, with a mean uncertainty of ± 28.0 m (note that the main text refers to mean value). The calculated uncertainty is within the range of uncertainties typically associated with sea-level records reconstructed from paired benthic Mg/Ca and δ 18 O records (±20 to 30 m SI Приложение, section S3).


4 Conclusions

  • The sign and magnitude of drought responses to warming depends heavily on the region, season, and indicators being considered.
  • Robust drying responses in soil moisture and runoff are more widespread compared to precipitation, especially during AMJJAS in the Northern Hemisphere. For runoff, this is mostly likely a consequence of warming effects on snow that cause a redistribution of runoff from the warm to cool season. In the case of soil moisture, it is likely connected to increases in evaporative demand mediated by surface vegetation responses and water use.
  • The spatial extent of robust drying increases under the higher forcing and warming scenarios in most variables, with surface soil moisture showing the strongest response. Compared to the spatial extent of the drying, however, the response в пределах robustly drying regions is much more sensitive, with drying increasing sharply under higher warming scenarios.
  • At the same time, some regions are likely to see reductions in drought, especially areas where total annual precipitation increases, including the high northern latitudes and monsoon regions on all continents. This robust wetting is more intense and widespread in the precipitation and runoff response compared to soil moisture.
  • Beyond changes in the mean state (Figures 2-4), the CMIP6 models also show changes in the risk or likelihood of the historically most extreme drought events (Figures 7 and 8). The risk of these events generally increases in areas of robust mean drying and decreases in regions of robust mean wetting, suggesting that increases in these extreme events are largely driven by shifts in the mean. However, certain regions (e.g., East Africa, eastern Australia) show increased extreme drought risk despite either nonrobust mean moisture responses or even shifts toward wetter average conditions, indicating changes in variability or the shape of the underlying distributions.
  • Results from CMIP6 are broadly consistent with CMIP5, at least in the sign of the response. This suggests that many of the same physical processes and underlying uncertainties will remain important for interpreting the latest model projections. Understanding areas where there is divergence between CMIP5 and CMIP6, however, will require more detailed investigations to determine the most likely reasons (e.g., structural changes in the models, differences in the underlying climate sensitivity, internal variability).
  • Even with differences across drought variables and seasons, major hotspots of consistent drying with warming are apparent in CMIP6, including western North America, Europe and the Mediterranean, Central America, South America (outside of Argentina), southern Africa, and southwestern and southeastern Australia. Encouragingly, because the severity of future drying in most regions is strongly connected to the forcing scenario, there are substantial mitigation benefits to following a lower emissions pathway. Even under SSP1-2.6 and SSP2-4.5, however, robust increases in drought relative to the present day can still be expected for many regions.

Despite major developments in land surface models between CMIP5 and CMIP6 (e.g., Li et al., 2019 ), regional drought responses are remarkably consistent between the two ensembles (Figure 5). At the same time, it remains important to determine whether the increased sophistication in CMIP6 models represents a meaningful improvement over CMIP5, and whether these improvements and the consistency between CMIP5 and CMIP6 offer a case for increased confidence in these results. Preliminary results from the International Land Model Benchmarking Project (ILAMB, https://www.ilamb.org/results/) show that the CMIP6 ensemble improves performance, relative to observations, over CMIP5 in a number of drought-related processes, from ecosystem processes like prognostic leaf area index, to hydrologic processes like runoff, terrestrial water storage, and surface energy partitioning. Relative to observations, however, there is not yet a clear CMIP6 improvement in temperature and precipitation. With these improvements in CMIP6, is it reasonable to expect drought risks to be better constrained, or their uncertainties reduced? Given the critical role of internal variability and other irreducible uncertainties in drought risk assessments (Coats & Mankin, 2016 ), it is unlikely. Model improvements and better representations of drought processes, while important, therefore should not be expected to directly translate to reduced uncertainties in drought risk projections.

Due to the consistency between the two model generations, our CMIP6 analysis largely reaffirms conclusions from studies using CMIP5 (as reviewed in Cook et al., 2018 ), highlighting many of the same regions likely to be most at risk for increased drought in a warmer future and areas where hydroclimate responses are either nonrobust or shift toward wetter conditions. Our results underline the importance of considering both the seasonality of drought responses and the differences in sign, magnitude, and robustness of changes across different drought variables. Such details are especially important when trying to connect drought in the hydrologic cycle to the actual effect of these moisture deficits on people and ecosystems. Runoff, for example, encompasses the main sphere of active human water resources management, the primary source for reservoirs, hydropower, and irrigation. Conversely, soil moisture is the most critical variable for supplying ecosystems and rainfed agriculture. As is apparent in the SSP projections, however, soil moisture and runoff show substantially different responses to climate change. These variables therefore cannot substitute as proxies for each other, underscoring the necessity of considering the full hydrologic cycle response to warming.

Confidence in drought projections requires validating drought dynamics, variability, and trends within climate models, an often difficult task. One major limitation is the lack of long-term, high-quality instrumental drought observations. Precipitation data are often only sparsely available for many regions outside of Europe and the United States, especially prior to 1950, and other variables (e.g., soil moisture, runoff) are typically unavailable at scales comparable to the typical resolution of climate model grid cells. Additionally, many of the important processes affecting drought variability and trends in climate models are only weakly constrained. This includes evapotranspiration (Lian et al., 2018 Zhang et al., 2016 ), vegetation responses to drought and climate (Green et al., 2019 Mankin et al., 2019 ), the fidelity of simulated precipitation and associated teleconnections (Allen & Anderson, 2018 Coats et al., 2013 Tierney et al., 2015 Zhang & Soden, 2019 ), and regional feedbacks and interactions that may amplify or ameliorate drought responses (Berg et al., 2016 Zhou et al., 2019 ). In part because of these important uncertainties, numerous studies have highlighted the limitations of climate models in their ability to adequately simulate drought and raised concerns regarding their utility for climate change applications (Huang et al., 2016 Lehner et al., 2019 Nasrollahi et al., 2015 Orlowsky & Seneviratne, 2013 Padrón et al., 2019 Ukkola et al., 2016 2018 ).

Despite these weaknesses, there is evidence that observed drought trends and events, and the associated climate change mechanisms, are consistent with the trends and mechanisms simulated within climate models. In terms of precipitation, the most robust drying in the CMIP6 projections occurs in Mediterranean-type climate regions around the world, the same regions where long-term precipitation declines and increases in meteorological drought have been observed (Seager et al., 2019 ). This includes the Mediterranean and southern Europe (Gudmundsson & Seneviratne, 2016 Hoerling et al., 2012 Kelley et al., 2015 ), southern Africa (Otto et al., 2018 ), Chile (Garreaud et al., 2020 ), and southwest Australia (Delworth & Zeng, 2014 ). Despite strong drying over Central America and the Caribbean in CMIP6, however, recent precipitation trends in this region cannot be currently separated from natural variability (Anderson et al., 2019 Jones et al., 2016 ), even as warming may be amplifying soil moisture drought over the Caribbean (Herrera et al., 2018 ). Similarly, there is strong evidence for the western United States that warming temperatures and increased atmospheric evaporative demand have contributed to soil moisture and runoff drying (Griffin & Anchukaitis, 2014 Hoell et al., 2019 McCabe et al., 2017 Williams et al., 2015 Xiao et al., 2018 ) and declining snowpacks (Barnett et al., 2008 Berg & Hall, 2017 Mote et al., 2016 2018 ), even as the recent precipitation declines have been attributed primarily to natural variability (Delworth et al., 2015 Lehner et al., 2018 Seager et al., 2015 ). Model responses indicating that warming will increase vegetation water use and help drive surface drying (Mankin et al., 2019 ) are also broadly supported by observations (Trancoso et al., 2017 Ukkola et al., 2016 ). Further, concurrent wetting and drying trends in soil moisture across regions are also consistent between climate models and observations at the near-global scale, and in line with the expected responses to warming over the 20th century (Gu et al., 2019 Marvel et al., 2019 ). Thus, despite the documented weaknesses and uncertainties in the climate models, the broad consistency between models and observations over many regions provides some increased confidence in their value for investigating drought and climate change.

Finally, the clear increase in the magnitude and extent of drying as the forcing and warming increases across the SSPs demonstrates the clear benefits of greenhouse gas mitigation for reducing climate change forced increases in drought risk and severity, a result also demonstrated in CMIP5 (Ault et al., 2016 ). However, we find that robust and large-magnitude drying is not isolated to the higher-end scenarios of SSP3-7.0 and SSP5-8.5, but exists even under the more aggressive SSP1-2.6 and SSP2-4.5 mitigation pathways, similar to results found by Lehner et al. ( 2017 ) using CMIP5. This includes regions like western North America, the Mediterranean, southern Africa, and the Amazon (Figures 11 and 12). Furthermore, even though the SSP1-2.6 drying in the MME mean may appear modest, these relatively small changes in the mean state still translate to large shifts in tail risks. For example, over much of western North America under SSP1-2.6, the frequency of extreme soil moisture and surface runoff droughts during the warm season (AMJJAS) increases by 100–200% (a factor of 2 to 3 times) (Figures 7 and 8). Thus, even in the scenario that limits the end of the 21st century warming to +2 K above preindustrial, these mitigation efforts will still result in substantial increases in drought risk and severity, indicating that adaptation measures will still be required to ensure adequate resiliency in the future.


Смотреть видео: दहव गणत . सरवसच भग . SSC Math Part 1