4. Late Cenozoic global climate tra

4. Late Cenozoic global climate transitions
During the period of early human evolution in Africa there are
five major transitions or climate events that would have influenced
African climate: 1) the emergence and expansion of C4 dominated
biomes (~8 Ma onwards), 2) the Messinian Salinity Crisis
(6e5.3 Ma), 3) the intensification of Northern Hemisphere Glaciation
(iNHG, 3.2e2.5 Ma), 4) the development of the Walker Circulation
(DWC, 2.0e1.7 Ma), and 5) the EarlyeMiddle Pleistocene
Transition (EMPT, 1.2e0.8 Ma).
The emergence and expansion of C4 grass-dominated biomes
which took place during the Mid to Late Miocene (Edwards et al.,
6 M.A. Maslin et al. / Quaternary Science Reviews 101 (2014) 1e17
2010; Brown et al., 2011), is thought to have been driven by lower
atmospheric carbon dioxide. This is a global climate event as C4
grass-dominated biomes had long-lasting impacts on continental
biota; including major shifts in vegetation structure, characterised
in Africa by shrinking forests and the emergence of more open
landscapes accompanied by large-scale evolutionary shifts in
faunal communities. A threshold in carbon dioxide concentrations
was breached at ~30 Ma, leading to the development of the C4
photosynthetic pathway (Tipple and Pagani, 2007). Segalen et al.
(2007) dispute this early emergence and suggest, from paedogenic
and biogenic carbonate d13C data, that evidence for C4 plants
before ~8 Ma is weak. These contrasting views suggest differing
patterns of environmental change and their links to faunal shifts,
including those of early hominins. There is clear, undisputed evidence
for the emergence of substantial C4 biomass from 7 to 8 Ma
(Cerling, 2014) while C4 plants appeared later in mid-latitude sites.
The second regional climate event is the Messinian Salinity
Crisis. The tectonic closure of the Strait of Gibraltar led to the
transient isolation of the Mediterranean Sea from the Atlantic
Ocean. During this isolation the Mediterranean Sea desiccated
several times, resulting in vast evaporite deposits. This Messinian
Salinity Crisis removed nearly 6% of all dissolved salts in the oceans,
changing the alkalinity. The onset of the Messinian Salinity Crisis at
5.96 ± 0.02 Ma while full isolation occurred at 5.59 Ma (Krijgsman
et al., 1999; Roveri et al., 2008, in press 2014). Normal marine
conditions were re-established with the Terminal Messinian Flood
at 5.33 Ma (Bickert et al., 2004) and a significant amount of salt was
returned to the world's oceans via the Mediterranean-Atlantic
gateway. At present, little is known concerning the effect of the
Messinian Salinity Crisis on Northern and East African climate.
Climate modelling studies indicate that there was no impact in
Southern Africa with only weak precipitation changes in East Africa
(Murphy et al., 2009; Schneck et al., 2010). The spectral resolution
of the existing studies may lead to uncertainties in their representation
of African topography (Schneck et al., 2010) and further
work is needed (Roveri et al., in press 2014).
The intensification of Northern Hemisphere Glaciation (iNHG)
was the culmination of long-term high latitude cooling, which
began with the Late Miocene glaciation of Greenland and the Arctic,
and continued through to the major increases in global ice volume
around 2.55 Ma (Li et al., 1998; Maslin et al., 1998). This intensifi-
cation of Northern Hemisphere glaciation seems to have occurred
in three key stages: a) the Eurasian Arctic and Northeast Asia were
glaciated at c. 2.75 Ma, b) glaciation of Alaska at 2.70 Ma, and c) the
significant glaciation of the North East American continent at
2.54 Ma (Maslin et al., 2001). The extent of glaciation did not evolve
smoothly after this, but instead was characterised by periodic advances
and retreats of ice sheets on a hemispherical scale e the
‘glacial-interglacial cycles’. Various causes of the iNHG have been
postulated including the uplift and erosion of the TibetanHimalayan
plateau (Ruddiman and Raymo, 1988; Raymo, 1991,
1994), the deepening of the Bering Straits (Einarsson et al., 1967)
and/or the GreenlandeScotland ridge (Wright and Miller, 1996), the
restriction of the Indonesian seaway (Cane and Molnar, 2001), and
the emergence of the Panama Isthmus (Keigwin, 1978, 1982; Keller
et al., 1989; Mann and Corrigan, 1990; Haug and Tiedemann, 1998).
It is also possible that there was no trigger, but that the long-term
decrease in atmospheric CO2 (Fedorov et al., 2013) passed a critical
threshold (Crowley and Hyde, 2008; DeConto et al., 2008; AbeOuchi
et al., 2013).
In terms of the tropics and particularly Africa, there is evidence
for a more extreme climate from 2.7 Ma onwards. deMenocal (1995,
2004) suggests there was significant increase in the amount of dust
coming off the Sahara and Arabia, indicating aridity in the region in
response to the iNHG; though this has been disputed by Trauth
et al. (2009). Meanwhile, there is also evidence for the growth
and decline of large lakes between 2.7 and 2.5 Ma in the BaringoeBogoria
Basin (Deino et al., 2006; Kingston et al., 2007) and
on the eastern shoulder of the Ethiopian Rift and in the Afar Basin
(Williams et al., 1979; Bonnefille, 1983). The presence of large,
ephemeral lakes such as these is indicative of a highly variable and
changing climatic regime.
Until recently, the iNHG and the EMPT were the only two major
climate changes recognized in the last 5 million years. This is
because in terms of global ice volume very little happens between
2.5 Ma and 1 Ma: glacialeinterglacial cycles occur roughly every
41 kyrs and are of a similar magnitude (Lisiecki and Raymo, 2005).
However, a clear shift in long-term records of sea surface temperature
(SST) in the Pacific Ocean is evident at 1.9e1.6 Ma (Ravelo
et al., 2004; McClymont and Rosell-Mele, 2005 ; Brierley et al.,
2010), when a strong eastewest temperature gradient developed
across the tropical Pacific Ocean. This change was also matched by a
significant increase in seasonal upwelling off California (Liu et al.,
2008). Ravelo et al. (2004) suggest this is evidence for the development
of a stronger Walker circulation (DWC), as strong easterly
Trade winds are required to set up the enhanced EeW SST gradients.
They suggest this switch was part of the gradual global cooling
and at about 2 Ma the tropics and sub-tropics switched to the
modern mode of circulation with relatively strong Walker circulation
and cool sub-tropical temperatures. Alternate proxy records of
the equatorial SST gradient do not lead to as distinct a transition
(Fedorov et al., 2013), yet a change in the Walker circulation about
1.9 Ma coincides with numerous changes in the tropics. For
example, Lee-Thorp et al. (2007) use 13C/12C ratios from fossil
mammals to suggest that although there was a general trend towards
more open environments after 3 Ma, the most significant
environmental change to open, grassy landscapes occurred after
2 Ma rather than 2.4e2.6 Ma as earlier suggested. The re-analysis of
terrestrial dust records from the Arabian Sea (deMenocal, 1995,
2004), the eastern Mediterranean Sea (Larrasoana et al., 2003 ~ )
and off subtropical West Africa (Tiedemann et al., 1994) using a
breakfit regression analysis method suggests an increase in aridity
and variability on the continent after ~1.9e1.5, which coincides
with the DWC (Trauth et al., 2009). At about the same time, there is
also evidence for large deep, but fluctuating lakes occurring in East
Africa (Trauth et al., 2005, 2007; Fig. 4.7). The DWC provided
another interesting twist on African climate: it is thought that a
strong east-west temperature gradient in the Pacific Ocean impacts
upon the properties of the El Nino-South Oscillation (ENSO) and, as ~
a consequence of that, the Indian Ocean Dipole (IOD) as the main
cause of interannual variability in rainfall in the region today (e.g.,
Saji et al., 1999). Hence we need to understand how changes in
interannual variability may have influenced East Africa and how it
changed through the Plio-Pleistocene.
The EarlyeMiddle Pleistocene transition (which was previously
known as the Mid-Pleistocene Transition or Revolution; Head et al.,
2008) is the marked prolongation and intensification of glacialinterglacial
climate cycles initiated sometime between 900 and
650 Ka (Mudelsee and Stattegger, 1997). Before the EMPT, global
climate conditions appear to have responded primarily to the
obliquity orbital periodicity (Imbrie et al., 1992). The consequences
of this are glacial-interglacial cycles with a mean period of 41 kyrs.
After about 800 Ka, glacialeinterglacial cycles occur with a much
longer mean quasi-periodicity of ~100 kyrs, with a marked increase
in the amplitude of global ice volume variations. The ice volume
increase may in part be attributed to the prolonging of glacial periods
and thus of ice accumulation (Prell, 1984; Shackleton et al.,
1988; Berger and Jansen, 1994; Tiedemann et al., 1994; Mudelsee
and Stattegger, 1997; Abe-Ouchi et al., 2013). The amplitude of ice
volume variation may also have been impacted by the extreme
M.A. Maslin et al. / Quaternary Science Reviews 101 (2014) 1e17 7
warmth of many of the post- EMPT interglacial periods; similar
interglacial conditions can only be found at ~1.1 Ma, ~1.3 Ma and
before ~2.2 Ma. The EMPT, in addition to marking a change in
periodicity, also marks a dramatic sharpening of the contrast between
warm and cold periods. Mudelsee and Stattegger (1997)
used time-series analysis to review deep-sea evidence spanning
the EMPT and summarised the salient features. They suggest that
the EMPT was actually a two-step process with the first transition
between 940 and 890 Ka, when there is a significant increase in
global ice volume, and the dominance of a 41 kyrs climate response.
This situation persists until the second step, at about 650e725 Ka,
when the climate system finds a three-state solution and strong
100 kyrs climate cycles begin (Mudelsee and Stattegger

ผลลัพธ์ (ไทย) 1:

4. สาย Cenozoic สภาพภูมิอากาศโลกเปลี่ยนในช่วงระยะเวลาของวิวัฒนาการของมนุษย์เริ่มต้นในแอฟริกา มีช่วงห้าหลักหรือเหตุการณ์ภูมิอากาศที่จะมีอิทธิพลสภาพภูมิอากาศแอฟริกา: 1) เกิดขึ้นและขยายตัวของ C4 ครอบงำbiomes (~ 8 Ma เป็นต้นไป), 2) วิกฤตเค็ม Messinian(6e5.3 Ma), 3) แรงของซีกโลกเหนือ Glaciation(iNHG, 3.2e2.5 Ma), 4) การพัฒนาหมุนเวียนแบบวอล์คเกอร์(DWC, 2.0e1.7 Ma), และ 5) EarlyeMiddle Pleistoceneเปลี่ยนแปลง (EMPT, 1.2e0.8 Ma)เกิดการขยายตัวของ C4 ครอบงำหญ้า biomesซึ่งเกิดขึ้นระหว่าง Mid ที่ไปสาย Miocene (เอ็ดเวิร์ด et al.,6 M.A. Maslin et al. / Quaternary วิทยาศาสตร์คิด 101 1e17 (2014)2010 น้ำตาลร้อยเอ็ด al., 2011), เป็นความคิดที่ได้รับการขับเคลื่อน โดยต่ำกว่าบรรยากาศคาร์บอนไดออกไซด์ เป็นงานสภาพภูมิอากาศโลกเป็น C4biomes ครอบงำหญ้ามีผลกระทบยาวนานคอนติเนนทัลสิ่ง รวมกะหลักในโครงสร้างของพืช โรคในแอฟริกาโดยป่าไม้และเปิดมากขึ้นเกิดการหดตัวพร้อม ด้วยกะวิวัฒนาการขนาดใหญ่ในภูมิทัศน์ชุมชน faunal ขีดจำกัดในความเข้มข้นของก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์พอได้ที่ ~ 30 Ma นำไปสู่การพัฒนาของ C4photosynthetic ทางเดิน (Tipple และ Pagani, 2007) Segalen et al(2007) ข้อโต้แย้งนี้เกิดขึ้นก่อน และแนะ นำ จาก paedogenicและคาร์บอเนต biogenic d13C นั้น หลักฐานสำหรับพืช C4ก่อน Ma ~ 8 จะอ่อนแอ นี่ห้องมุมมองแนะนำแตกต่างกันรูปแบบของการเปลี่ยนแปลงสิ่งแวดล้อมและการเชื่อมโยงไปยังกะ faunalรวมทั้งของ hominins ต้น มีหลักฐานชัดเจน ไม่มีปัญหาการเกิดพบ C4 ชีวมวล 7 กับ 8 มา(Cerling, 2014) ในขณะที่พืช C4 ปรากฏในละติจูดกลางไซต์ในภายหลังเหตุการณ์ภูมิอากาศระดับภูมิภาคครั้งที่สองเป็นเค็ม Messinianวิกฤต ช่องแคบยิบรอลตาร์เชิดเคลื่อนนำไปสู่การแยกชั่วคราวของทะเลเมดิเตอร์เรเนียนจากมหาสมุทรแอตแลนติกโอเชี่ยน ในระหว่างนี้แยก desiccated ทะเลเมดิเตอร์เรเนียนหลายครั้ง เป็นผล evaporite มากฝาก Messinian นี้วิกฤตเค็มเอาเกือบ 6% ของเกลือที่ละลายทั้งหมดในมหาสมุทรเปลี่ยนน้ำยาที่ เริ่มมีอาการของวิกฤตเค็ม Messinian ที่5.96 ± 0.02 ma ในขณะแยกเต็มรูปแบบเกิดขึ้นที่ 5.59 Ma (Krijgsmanร้อยเอ็ด al., 1999 Roveri et al., 2551 กด 2014) น้ำปกติเงื่อนไขกำหนดขึ้นใหม่ ด้วยน้ำท่วม Messinian เทอร์มินัลที่ 5.33 Ma (Bickert et al., 2004) และจำนวนเงินสำคัญของเกลือกลับทางเมดิเตอร์เรเนียนมหาสมุทรแอตแลนติกมหาสมุทรของโลกเกตเวย์ ปัจจุบัน น้อยเป็นที่รู้จักกันเกี่ยวกับผลของการวิกฤตเค็ม Messinian บนอากาศเหนือและแอฟริกาตะวันออกศึกษาการสร้างแบบจำลองสภาพภูมิอากาศบ่งชี้ว่า มีไม่ส่งผลกระทบในแอฟริกาใต้ มีเพียงฝนอ่อนแอฟริกาตะวันออก(เมอร์ฟี et al., 2009 Schneck et al., 2010) ความละเอียดสเปกตรัมศึกษาที่มีอยู่อาจนำไปสู่ความไม่แน่นอนในการแสดงของพวกเขาของภูมิประเทศแอฟริกา (Schneck et al., 2010) และเพิ่มเติมทำงานถูกต้อง (Roveri et al. ในกด 2014)แรงของซีกโลกเหนือ Glaciation (iNHG)เป็นสุดยอดของละติจูดสูงระยะยาวระบายความร้อน ที่เริ่มต้น ด้วย glaciation สาย Miocene กรีนแลนด์และขั้วโลกเหนือและอย่างต่อเนื่องโดยการเพิ่มปริมาตรน้ำแข็งทั่วโลกสำคัญรอบ 2.55 Ma (Li et al., 1998 Maslin et al., 1998) Intensifi นี้-cation ของซีกโลกเหนือ glaciation ดูเหมือนว่าจะ เกิดขึ้นในขั้นตอนสำคัญสาม: ตัว) นกขั้วโลกเหนือและเอเชียตะวันออกเฉียงเหนือglaciated ที่ราว 2.75 Ma, b) glaciation ของอลาสก้าที่ 2.70 Ma และ c)glaciation สำคัญของทวีปอเมริกาตะวันออกเฉียงเหนือที่2.54 ma (Maslin et al., 2001) ไม่ได้พัฒนาขอบเขตของ glaciationราบรื่นหลังนี้ แต่แทน ที่ประสบการ์ความก้าวหน้าประจำงวดและเข้าเงียบของแผ่นน้ำแข็งในอีขนาดครึ่งตัว'น้ำแข็ง interglacial รอบ' สาเหตุต่าง ๆ ของ iNHG ได้รับpostulated uplift และพังทลายของ TibetanHimalayanที่ราบสูง (Ruddiman และ Raymo, 1988 Raymo, 1991ปี 1994), ลึกเทคเบริง (Einarsson et al., 1967)สันเขา GreenlandeScotland (ไรท์และมิลเลอร์ 1996), และ/หรือการข้อจำกัดของ seaway อินโดนีเซีย (เท้าและ Molnar, 2001), และการเกิดขึ้นของคอคอดปานามา (Keigwin, 1978, 1982 เคลเลอร์ร้อยเอ็ด al., 1989 มานน์และ Corrigan, 1990 Haug และ Tiedemann, 1998)มันเป็นไปได้ว่า มีทริกเกอร์ไม่ แต่ในระยะยาวลดในบรรยากาศ CO2 (Fedorov et al., 2013) ผ่านที่สำคัญจำกัด (Crowley และไฮด์ 2008 DeConto et al., 2008 AbeOuchiร้อยเอ็ด al., 2013)เขตร้อนและแอฟริกาโดยเฉพาะอย่างยิ่ง มีหลักฐานสำหรับสภาพอากาศที่มากขึ้นจาก 2.7 Ma เป็นต้นไป deMenocal (19952004) แนะนำให้มีการเพิ่มจำนวนฝุ่นมาซาฮาร่าและซาอุดิอาระเบีย aridity ในภูมิภาคในการบ่งชี้ตอบ iNHG แม้ว่า นี้ได้ถูกมีข้อโต้แย้ง โดย Trauthal. ร้อยเอ็ด (2009) ในขณะเดียวกัน มีหลักฐานในการเจริญเติบโตและทะเลสาบขนาดใหญ่ระหว่าง 2.7 และ 2.5 Ma ในการ BaringoeBogoriaลุ่มน้ำ (Deino et al., 2006 คิงส์ตัน et al., 2007) และบนไหล่อีสเทิร์น ริฟท์เอธิโอเปีย และ อ่าง Afar(วิลเลียมส์ et al., 1979 Bonnefille, 1983) ของใหญ่ทะเลสาบข้อมูลแบบชั่วคราวเช่นนี้จะส่อความผันแปรสูง และการเปลี่ยนแปลงระบอบการปกครอง climaticจนล่าสุด iNHG และ EMPT ถูกหลักสองการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศในช่วง 5 ล้านปี นี่คือเนื่องจากในโลกน้ำแข็ง ปริมาณน้อยมากเกิดขึ้นระหว่าง2.5 ma และ 1 Ma: รอบ glacialeinterglacial เกิดขึ้นประมาณทุก41 kyrs และมีขนาดคล้ายกัน (Lisiecki และ Raymo, 2005)อย่างไรก็ตาม กะชัดเจนในระยะยาวของซีพื้นผิวอุณหภูมิ(SST) ในมหาสมุทรแปซิฟิกก็เห็นชัดที่ 1.9e1.6 Ma (Raveloร้อยเอ็ด al., 2004 McClymont และ Rosell Mele, 2005 Brierley et al.,2010 เมื่อไล่อุณหภูมิ eastewest แข็งแรงพัฒนาacross the tropical Pacific Ocean. This change was also matched by asignificant increase in seasonal upwelling off California (Liu et al.,2008). Ravelo et al. (2004) suggest this is evidence for the developmentof a stronger Walker circulation (DWC), as strong easterlyTrade winds are required to set up the enhanced EeW SST gradients.They suggest this switch was part of the gradual global coolingand at about 2 Ma the tropics and sub-tropics switched to themodern mode of circulation with relatively strong Walker circulationand cool sub-tropical temperatures. Alternate proxy records ofthe equatorial SST gradient do not lead to as distinct a transition(Fedorov et al., 2013), yet a change in the Walker circulation about1.9 Ma coincides with numerous changes in the tropics. Forexample, Lee-Thorp et al. (2007) use 13C/12C ratios from fossilmammals to suggest that although there was a general trend towardsmore open environments after 3 Ma, the most significantenvironmental change to open, grassy landscapes occurred after2 Ma rather than 2.4e2.6 Ma as earlier suggested. The re-analysis ofterrestrial dust records from the Arabian Sea (deMenocal, 1995,2004), the eastern Mediterranean Sea (Larrasoana et al., 2003 ~ )and off subtropical West Africa (Tiedemann et al., 1994) using abreakfit regression analysis method suggests an increase in aridityand variability on the continent after ~1.9e1.5, which coincideswith the DWC (Trauth et al., 2009). At about the same time, there isalso evidence for large deep, but fluctuating lakes occurring in EastAfrica (Trauth et al., 2005, 2007; Fig. 4.7). The DWC providedanother interesting twist on African climate: it is thought that astrong east-west temperature gradient in the Pacific Ocean impactsupon the properties of the El Nino-South Oscillation (ENSO) and, as ~a consequence of that, the Indian Ocean Dipole (IOD) as the maincause of interannual variability in rainfall in the region today (e.g.,Saji et al., 1999). Hence we need to understand how changes ininterannual variability may have influenced East Africa and how itchanged through the Plio-Pleistocene.The EarlyeMiddle Pleistocene transition (which was previouslyknown as the Mid-Pleistocene Transition or Revolution; Head et al.,2008) is the marked prolongation and intensification of glacialinterglacialclimate cycles initiated sometime between 900 and650 Ka (Mudelsee and Stattegger, 1997). Before the EMPT, globalclimate conditions appear to have responded primarily to theobliquity orbital periodicity (Imbrie et al., 1992). The consequencesof this are glacial-interglacial cycles with a mean period of 41 kyrs.After about 800 Ka, glacialeinterglacial cycles occur with a muchlonger mean quasi-periodicity of ~100 kyrs, with a marked increasein the amplitude of global ice volume variations. The ice volumeincrease may in part be attributed to the prolonging of glacial periodsand thus of ice accumulation (Prell, 1984; Shackleton et al.,1988; Berger and Jansen, 1994; Tiedemann et al., 1994; Mudelseeand Stattegger, 1997; Abe-Ouchi et al., 2013). The amplitude of icevolume variation may also have been impacted by the extremeM.A. Maslin et al. / Quaternary Science Reviews 101 (2014) 1e17 7warmth of many of the post- EMPT interglacial periods; similarinterglacial conditions can only be found at ~1.1 Ma, ~1.3 Ma andbefore ~2.2 Ma. The EMPT, in addition to marking a change inperiodicity, also marks a dramatic sharpening of the contrast betweenwarm and cold periods. Mudelsee and Stattegger (1997)used time-series analysis to review deep-sea evidence spanningthe EMPT and summarised the salient features. They suggest thatthe EMPT was actually a two-step process with the first transitionbetween 940 and 890 Ka, when there is a significant increase inglobal ice volume, and the dominance of a 41 kyrs climate response.This situation persists until the second step, at about 650e725 Ka,when the climate system finds a three-state solution and strong100 kyrs climate cycles begin (Mudelsee and Stattegger

ผลลัพธ์ (ไทย) 2:

4. การเปลี่ยนสภาพภูมิอากาศในช่วงปลาย Cenozoic ทั่วโลกในช่วงระยะเวลาของการวิวัฒนาการของมนุษย์ในช่วงต้นในทวีปแอฟริกามีห้าเปลี่ยนที่สำคัญหรือเหตุการณ์สภาพภูมิอากาศที่จะมีอิทธิพลต่อสภาพภูมิอากาศในแอฟริกันคือ1) การเกิดขึ้นและการขยายตัวของ C4 ครอบงำbiomes (~ 8 Ma เป็นต้นไป) 2) Messinian เค็มวิกฤติ(6e5.3 แม่), 3) แรงขึ้นของซีกโลกเหนือความเย็น(inHg, 3.2e2.5 แม่) 4) การพัฒนาของการไหลเวียนของวอล์คเกอร์(DWC, 2.0e1.7 แม่) และ 5) Pleistocene EarlyeMiddle การเปลี่ยนผ่าน (empt, 1.2e0.8 แม่). การเกิดขึ้นและการขยายตัวของหญ้าที่โดดเด่น C4 biomes ซึ่งเกิดขึ้นในช่วงกลางถึงปลายยุค (เอ็ดเวิร์ด et al., 6 แมสซาชูเซตสลิน et al. / วิทยาศาสตร์ Quaternary ความคิดเห็นที่ 101 (2014) 1e17 2010. บราวน์ et al, 2011) ก็คิดว่าจะได้รับแรงหนุนจากการที่ต่ำกว่าก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์ในชั้นบรรยากาศ นี่คือเหตุการณ์ที่สภาพภูมิอากาศโลกเป็น C4 biomes หญ้าที่โดดเด่นมีผลกระทบยาวนานในทวีปสิ่งมีชีวิต; รวมถึงการเปลี่ยนแปลงที่สำคัญในโครงสร้างของพืชที่โดดเด่นในแอฟริกาด้วยป่าไม้หดตัวและการเกิดขึ้นของการเปิดมากขึ้นภูมิประเทศที่มาพร้อมกับการเปลี่ยนแปลงวิวัฒนาการขนาดใหญ่ในชุมชนfaunal เกณฑ์ในระดับความเข้มข้นของก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์ที่ถูกละเมิดที่ ~ 30 Ma ที่นำไปสู่การพัฒนาของ C4 เดินสังเคราะห์ (เหล้าและ Pagani 2007) Segalen et al. (2007) ข้อพิพาทเกิดขึ้นในช่วงต้นนี้และแนะนำจาก paedogenic คาร์บอเนตและไบโอจี d13C ข้อมูลหลักฐานสำหรับพืช C4 ที่ก่อน~ 8 Ma อ่อนแอ มุมมองที่แตกต่างเหล่านี้ชี้ให้เห็นที่แตกต่างกันรูปแบบของการเปลี่ยนแปลงของสภาพแวดล้อมและการเชื่อมโยงของพวกเขาเพื่อการเปลี่ยนแปลง faunal, รวมทั้งพวก hominins ต้น เป็นที่ชัดเจนมีหลักฐานไม่มีปัญหาสำหรับการเกิดขึ้นของชีวมวลที่สำคัญ C4 7-8 Ma (Cerling 2014) ในขณะที่พืช C4 ปรากฏในภายหลังในเว็บไซต์ละติจูดกลาง. กรณีที่สภาพภูมิอากาศในภูมิภาคที่สองคือ Messinian เค็มวิกฤติ ปิดเปลือกโลกของช่องแคบยิบรอลตาจะนำไปสู่การแยกชั่วคราวของทะเลเมดิเตอร์เรเนียนจากมหาสมุทรแอตแลนติกมหาสมุทร ในช่วงนี้การแยกทะเลเมดิเตอร์เรเนียนผึ่งให้แห้งหลายครั้งส่งผลให้เงินฝาก evaporite ใหญ่ นี้ Messinian เค็มวิกฤติลบออกเกือบ 6% ของเกลือละลายในมหาสมุทรเปลี่ยนด่าง การโจมตีของวิกฤตความเค็ม Messinian ที่5.96 ± 0.02 ในขณะที่แม่แยกเต็มรูปแบบที่เกิดขึ้นใน 5.59 Ma (Krijgsman et al, 1999;.. Roveri et al, 2008, 2014 ในข่าว) ทะเลปกติเงื่อนไขได้รับการจัดตั้งขึ้นใหม่กับเทอร์มิ Messinian น้ำท่วมที่5.33 Ma (Bickert et al., 2004) และจำนวนเงินที่สำคัญของเกลือที่ถูกส่งกลับไปยังมหาสมุทรของโลกผ่านทะเลเมดิเตอร์เรเนียนมหาสมุทรแอตแลนติกประตู ในปัจจุบันไม่ค่อยมีใครรู้เกี่ยวกับผลกระทบของวิกฤตความเค็ม Messinian กับสภาพภูมิอากาศภาคเหนือและแอฟริกาตะวันออก. การศึกษาการสร้างแบบจำลองสภาพภูมิอากาศแสดงให้เห็นว่าไม่มีผลกระทบในภาคใต้ของแอฟริกามีการเปลี่ยนแปลงการเร่งรัดอ่อนแอเฉพาะในแอฟริกาตะวันออก(เมอร์ฟี่ et al, 2009;. Schneck et al., 2010) ความละเอียดสเปกตรัมของการศึกษาที่มีอยู่อาจนำไปสู่ความไม่แน่นอนในการเป็นตัวแทนของพวกเขาของภูมิประเทศแอฟริกัน(Schneck et al., 2010) และต่อไปการทำงานเป็นสิ่งจำเป็น(Roveri et al., ในการกด 2014). แรงของซีกโลกเหนือความเย็น (inHg) เป็นสุดยอดของการระบายความร้อนละติจูดสูงในระยะยาวซึ่งเริ่มต้นด้วยความเย็นปลายยุคของเกาะกรีนแลนด์และอาร์กติกและต่อเนื่องไปจนถึงการเพิ่มขึ้นที่สำคัญในปริมาณน้ำแข็งระดับโลกรอบ2.55 Ma (Li et al, 1998;. สลินและอัล , 1998) นี้ intensifi- ไอออนบวกของซีกโลกเหนือเย็นดูเหมือนว่าจะเกิดขึ้นในสามขั้นตอนที่สำคัญก) เอเชียอาร์กติกและเอเชียตะวันออกเฉียงเหนือได้รับการเยือกแข็งในค 2.75 แม่ข) ความเย็นของอลาสก้าที่ 2.70 Ma และค) เย็นอย่างมีนัยสำคัญของทวีปตะวันออกเฉียงเหนืออเมริกันที่2.54 มะ (มาสลิน et al., 2001) ขอบเขตของความเย็นไม่ได้วิวัฒนาการอย่างราบรื่นหลังจากนี้ แต่ก็มีลักษณะก้าวหน้าเป็นระยะ ๆ และถอยของแผ่นน้ำแข็งบนอีขนาดครึ่งวงกลม'รอบน้ำแข็ง-interglacial' สาเหตุต่างๆของ inHg ได้รับการกล่าวอ้างรวมทั้งยกและการพังทลายของTibetanHimalayan ที่ราบสูง (Ruddiman และ Raymo 1988; Raymo, 1991, 1994) (. Einarsson, et al, 1967) ลึกของช่องแคบแบริ่งและ/ หรือ GreenlandeScotland สัน (ไรท์และมิลเลอร์ 1996) ที่ข้อจำกัด ของทะเลอินโดนีเซีย (อ้อยและโมลนาร์, 2001) และการเกิดขึ้นของปานามาคอคอด(Keigwin 1978, 1982; เคลเลอร์, et al, 1989;. แมนน์และคอร์ริแกน 1990; . Haug และแมนน์, 1998) นอกจากนี้ยังเป็นไปได้ว่ามีทริกเกอร์ แต่ว่าในระยะยาวการลดลงของCO2 ในชั้นบรรยากาศ (Fedorov et al, 2013) ผ่านที่สำคัญ. เกณฑ์ (ลี่ย์และไฮด์ 2008; DeConto et al, 2008; AbeOuchi et al, 2013).. ในแง่ของเขตร้อนและแอฟริกาโดยเฉพาะอย่างยิ่งมีหลักฐานสำหรับสภาพภูมิอากาศที่รุนแรงมากขึ้นจาก 2.7 Ma เป็นต้นไป deMenocal (1995, 2004) แสดงให้เห็นมีการเพิ่มขึ้นอย่างมีนัยสำคัญในปริมาณของฝุ่นละอองออกมาจากทะเลทรายซาฮาราและอารเบียแสดงให้เห็นความแห้งแล้งในภูมิภาคในการตอบสนองต่อinHg นั้น แม้ว่าจะได้รับการคัดค้านจาก Trauth et al, (2009) ในขณะเดียวกันยังมีหลักฐานสำหรับการเจริญเติบโตและการลดลงของทะเลสาบขนาดใหญ่ระหว่าง 2.7 และ 2.5 Ma ใน BaringoeBogoria ลุ่มน้ำ (Deino et al, 2006;. คิงส์ตัน et al, 2007). และบนไหล่ตะวันออกของระแหงเอธิโอเปียและในลุ่มน้ำไกล(วิลเลียมส์, et al, 1979;. Bonnefille, 1983) การปรากฏตัวของขนาดใหญ่ทะเลสาบชั่วคราวเช่นนี้เป็นตัวบ่งชี้ของตัวแปรและการเปลี่ยนแปลงระบอบการปกครองของภูมิอากาศ. จนกระทั่งเมื่อเร็ว ๆ inHg และ empt มีเพียงสองที่สำคัญการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศได้รับการยอมรับในช่วง5 ล้านปี นี้เป็นเพราะในแง่ของปริมาณน้ำแข็งทั่วโลกน้อยมากที่เกิดขึ้นระหว่าง2.5 แม่ 1 Ma: รอบ glacialeinterglacial เกิดขึ้นทุก ๆ41 kyrs และมีขนาดใกล้เคียงกัน (Lisiecki และ Raymo 2005). อย่างไรก็ตามการเปลี่ยนแปลงที่ชัดเจนในการบันทึกในระยะยาว อุณหภูมิผิวน้ำทะเล(SST) ในมหาสมุทรแปซิฟิกที่เห็นได้ชัดที่ 1.9e1.6 Ma (Ravelo et al, 2004;. McClymont และ Rosell-Mele 2005; Brierley, et al. 2010) เมื่ออุณหภูมิลาด eastewest พัฒนาที่แข็งแกร่งข้ามมหาสมุทรแปซิฟิกเขตร้อน การเปลี่ยนแปลงนี้ยังได้รับการจับคู่โดยเพิ่มขึ้นอย่างมากในฤดูกาลเต็มตื่นออกแคลิฟอร์เนีย (Liu et al., 2008) Ravelo et al, (2004) แนะนำนี้เป็นหลักฐานสำหรับการพัฒนาของการไหลเวียนของวอล์คเกอร์ที่แข็งแกร่ง(DWC) เช่นทางทิศตะวันออกที่แข็งแกร่งลมการค้าจะต้องตั้งค่าที่เพิ่มขึ้นการไล่ระดับสีไหลSST. พวกเขาแนะนำสวิตช์นี้เป็นส่วนหนึ่งของโลกเย็นทีละน้อยและประมาณ 2 มะเขตร้อนและเขตร้อนย่อยเปลี่ยนไปโหมดของการไหลเวียนที่ทันสมัยมีการไหลเวียนวอล์คเกอร์ที่ค่อนข้างแข็งแกร่งและอุณหภูมิกึ่งเขตร้อนเย็น บันทึกพร็อกซี่อื่นของเส้นศูนย์สูตรลาด SST ไม่นำไปสู่ความแตกต่างการเปลี่ยนแปลง (Fedorov et al., 2013) แต่มีการเปลี่ยนแปลงในการไหลเวียนของวอล์คเกอร์ประมาณ1.9 Ma เกิดขึ้นพร้อมกับการเปลี่ยนแปลงมากมายในเขตร้อน สำหรับตัวอย่างเช่นลี Thorp et al, (2007) ใช้ 13C / 12C อัตราส่วนจากฟอสซิลเลี้ยงลูกด้วยนมที่จะชี้ให้เห็นว่าแม้จะมีแนวโน้มทั่วไปที่มีต่อสภาพแวดล้อมที่เปิดกว้างมากขึ้นหลังจาก3 แม่ที่สำคัญที่สุดการเปลี่ยนแปลงสิ่งแวดล้อมที่จะเปิดภูมิทัศน์หญ้าเกิดขึ้นหลังจาก2 Ma มากกว่า 2.4e2.6 มะเป็น ข้อเสนอแนะก่อนหน้านี้ เรื่องการวิเคราะห์บันทึกฝุ่นบกจากทะเลอาหรับ (deMenocal, 1995, 2004), ทะเลเมดิเตอร์เรเนียนตะวันออก (Larrasoana et al., 2003 ~) และนอกเขตร้อนแอฟริกาตะวันตก (แมนน์ส et al., 1994) โดยใช้การถดถอยbreakfit วิธีการวิเคราะห์แสดงให้เห็นการเพิ่มขึ้นของความแห้งแล้งและความแปรปรวนในทวีปยุโรปหลังจาก~ 1.9e1.5 ซึ่งสอดคล้องกับDWC (Trauth et al., 2009) ในเวลาเดียวกันมียังมีหลักฐานขนาดใหญ่ลึกแต่มีความผันผวนที่เกิดขึ้นในทะเลสาบตะวันออกแอฟริกา(Trauth et al, 2005, 2007. รูปที่ 4.7.) DWC ให้อีกบิดที่น่าสนใจกับสภาพภูมิอากาศแอฟริกัน: มันเป็นความคิดที่อุณหภูมิลาดทิศตะวันออกทิศตะวันตกที่แข็งแกร่งในผลกระทบต่อมหาสมุทรแปซิฟิกเมื่อคุณสมบัติของเอลนีโญใต้ความผันผวน (ENSO) และเป็น ~ ผลมาจากการที่อินเดีย มหาสมุทรไดโพล (IOD) เป็นหลักสาเหตุของความแปรปรวนในInterannual ปริมาณน้ำฝนในภูมิภาควันนี้ (เช่นSaji et al., 1999) ดังนั้นเราต้องเข้าใจว่าการเปลี่ยนแปลงในความแปรปรวน Interannual อาจมีอิทธิพลต่อแอฟริกาตะวันออกและวิธีการเปลี่ยนผ่านปลิว-Pleistocene. การเปลี่ยนแปลง Pleistocene EarlyeMiddle (ซึ่งก่อนหน้านี้รู้จักกันในชื่อกลางPleistocene การเปลี่ยนหรือการปฏิวัติ. หัวหน้า, et al, 2008) คือการขยายการทำเครื่องหมายและแรงขึ้นของ glacialinterglacial รอบริเริ่มสภาพภูมิอากาศในช่วงระหว่าง 900 และ650 กา (Mudelsee และ Stattegger, 1997) ก่อน empt ทั่วโลกสภาพอากาศที่ดูเหมือนจะมีการตอบสนองส่วนใหญ่จะบิดเบือนระยะเวลาการโคจร(Imbrie et al., 1992) ผลที่ตามมาของการมีรอบน้ำแข็ง-interglacial มีระยะเวลาเฉลี่ยของ 41 kyrs. หลังจากนั้นประมาณ 800 Ka รอบ glacialeinterglacial เกิดขึ้นกับมากอีกต่อไปหมายถึงกึ่งช่วงของ~ 100 kyrs กับการเพิ่มขึ้นเครื่องหมายในความกว้างของการเปลี่ยนแปลงปริมาณน้ำแข็งทั่วโลก. ปริมาณน้ำแข็งเพิ่มขึ้นอาจเป็นส่วนหนึ่งนำมาประกอบกับยืดของช่วงเวลาที่น้ำแข็งและทำให้การสะสมของน้ำแข็ง(Prell 1984; แช็คเคิล, et al. 1988; เบอร์เกอร์และแจนเซน, 1994; Tiedemann et al, 1994;. Mudelsee และ Stattegger 1997 . เอ็บ Ouchi-et al, 2013) ความกว้างของน้ำแข็งเปลี่ยนแปลงปริมาณนอกจากนี้ยังอาจได้รับผลกระทบจากการที่รุนแรงซาชูเซตส์ มาสลินและอัล / วิทยาศาสตร์ Quaternary รีวิว 101 (2014) 1e17 7 ความอบอุ่นของหลายงวดหลัง empt interglacial; คล้ายเงื่อนไข interglacial เท่านั้นที่สามารถพบได้ที่ ~ 1.1 แม่ ~ 1.3 แม่ก่อน~ 2.2 มะ empt นอกเหนือไปจากการทำเครื่องหมายการเปลี่ยนแปลงในช่วงยังนับเป็นความคมชัดอย่างมากของความแตกต่างระหว่างระยะเวลาที่อบอุ่นและเย็น Mudelsee และ Stattegger (1997) ใช้การวิเคราะห์อนุกรมเวลาในการตรวจสอบหลักฐานในทะเลลึกทอดempt และสรุปคุณสมบัติเด่น พวกเขาแสดงให้เห็นว่าempt เป็นจริงกระบวนการสองขั้นตอนที่มีการเปลี่ยนแปลงครั้งแรกระหว่าง940 และ 890 กาเมื่อมีการเพิ่มขึ้นอย่างมีนัยสำคัญในปริมาณน้ำแข็งทั่วโลกและการครอบงำของการตอบสนองต่อสภาพภูมิอากาศ41 kyrs ได้. สถานการณ์เช่นนี้ยังคงมีอยู่จนถึงขั้นตอนที่สอง ที่เกี่ยวกับ 650e725 กาเมื่อระบบภูมิอากาศพบว่าวิธีการแก้ปัญหาสามรัฐและแข็งแรง100 kyrs รอบสภาพภูมิอากาศจะเริ่มต้น (Mudelsee และ Stattegger

ผลลัพธ์ (ไทย) 3:

4 . ปลายมหายุคซีโนโซอิกทั่วโลกเปลี่ยนบรรยากาศ
ช่วงก่อนมนุษย์วิวัฒนาการในแอฟริกามี
5 หลักเปลี่ยนบรรยากาศ หรือเหตุการณ์ที่น่าจะมีอิทธิพลต่อสภาพภูมิอากาศ
แอฟริกา : 1 ) การเกิดขึ้นและการขยายตัวของ C4 ครอบงำ
บิมสเทค ( ~ 8 มาเป็นต้นไป ) , 2 ) messinian ความเค็มวิกฤต
( 6e5.3 มา ) 3 . intensification ซีกโลกเหนือ glaciation
( inhg 3.2e2.5 , MA )