CCRL  >> Vol. 8 No. 1 (January 2019)

    末次冰消期内印度洋海温对冰盖融水响应的模拟研究
    Response of the Melt Water Flux to the Indian Ocean Temperature Variability in the Last Deglaciation

  • 全文下载: PDF(3403KB) HTML   XML   PP.87-97   DOI: 10.12677/CCRL.2019.81010  
  • 下载量: 203  浏览量: 273   国家科技经费支持

作者:  

孙宇辰:中国海洋大学海洋与大气学院,山东 青岛;阿尔弗雷德?魏格纳亥姆霍兹极地海洋研究所,不来梅哈芬,德国;
于华明:中国海洋大学海洋与大气学院,山东 青岛;中国海洋大学物理海洋教育部重点实验室,山东 青岛;
于海庆:中国海洋大学水产学院,山东 青岛;
李松霖:中国海洋大学海洋与大气学院,山东 青岛

关键词:
末次冰消期H1事件遥相关全球变化Last Deglaciation Heinrich Event 1 Teleconnection Global Change

摘要:

第一次海因里希事件(H1)时期大西洋经向翻转流(AMOC)减弱,导致北半球变冷。代理指标表明在这一时期印度洋北部的表层温度变冷而次表层出现增暖。在本文中,我们发现由于北半球的冰盖融化,大量淡水进入北大西洋,导致AMOC在H1早期迅速减弱。这一过程使得北半球变冷,南半球变暖,热量在南大洋次表层堆积,进而生成南大洋中层水(SOIW)。与此同时,南极海冰融化,上升流加强,促进了SOIW的形成。由此产生的SOIW向北移动到印度洋,导致了印度洋次表层的变暖。

During the phase of the Atlantic meridional overturning circulation (AMOC) stagnation in the Heinrich Event 1 (H1) period, the northern hemisphere generally became cold. Combined with the proxy data, it is found that the surface temperature of the Indian Ocean decreases during this stage, while the temperature of the subsurface increases. In this paper, we found that due to the addition of melting flux in the northern hemisphere, AMOC weakens rapidly in the early H1 period, which in turn causes the cooling in the Northern Hemisphere, the warming in the southern hemisphere, and subsequently leading to heat accumulation in the subsurface of the Southern Ocean and the formation of the Southern Ocean intermediate water (SOIW). At the same time, the Antarctic sea ice melted and the upwelling flow strengthened, promoting the formation of the SOIW. The resulting SOIW moves northwards into the Indian Ocean, which is responsible for the subsurface warming in the Indian Ocean.

1. 引言

印度季风是地球上最大的季风系统,它的一个重要的特性就是可以对遥远的气候强迫作出响应,包括北大西洋的温度变化 [1] [2] 。在末次冰消期过程中出现的两个冷期H1和新仙女木事件(YD)之间出现了季风减弱的现象。因此有人认为印度洋海表面温度(SST)变冷是北大西洋冷期与季风减弱之间的关键联系 [3] 。然而,根据现有的代理记录,印度洋中阿拉伯海的表面温度在这一时期内是否下降尚不明确 [4] 。前人的研究发表了阿拉伯海新的代理指标,并发现在H1和YD期间表面温度降低,而次表层温度升高 [5] 。

他们认为次表层温度的升高是由于表层降温导致季风减弱进而减弱了水体的层结导致了次表层变暖。可以看到在这一机制下,印度洋表层的变冷和次表层的变暖都与局地的大气强迫有关,而没有考虑海洋动力过程的影响,同时在气候变冷背景下的上升流减弱是否能解释如此显著的次表层增暖也值得考虑。因此有必要探讨印度洋次表层暖水有无其他来源。

前人对于热带印度洋西部近海代理指标的研究,告诉我们印度洋的变暖和大气变冷的强迫可能没有必然的联系 [6] 。由该孔位Mg/Ca重建得到的SST指标,发现该位置海域表层在H1冷期变暖,之后在Bølling-Allerød (BA)暖期内变冷,具有典型的南极气温变化信号,与其北部阿拉伯海内的结果并不一致。一个有趣的现象为该孔位浮游有孔虫和底栖有孔虫中得到的δ18O含量记录分别体现了北极型,和南极型的变化特征。这是因为δ18O含量这一指标在季风区主要反映大气降水,浮游有孔虫中与大气接触密切,其δ18O记录说明当地大气变化仍为北极型,但却没有影响到该孔位的SST。底栖有孔虫没有接触到大气因而表明次表层温度在H1时期同样变暖。

现代对于印度洋西部的CTD观测表明,600 m至1400 m处的水主要来自于红海的出流 [7] ,但在冰期由于平均海平面比现在要低100 m以上,红海的出流大大减少 [8] ,因此H1时期印度洋次表层暖水可能存在其他来源。前人的研究表明该区域的中层水可能来自于南大洋 [9] 。这一机制有效解释了指标中携带的南极型温度变化信号。现代海洋中亚南极模态水和南极中层水都主要在45˚S~55˚S的亚南极锋处潜沉。因此在古海洋学的研究中,一般统一将这种起源于南部表层,潜沉随后向北传播的水团成为南大洋中层水 [10] 。这种南大洋中层水可能正是印度洋次表层温度变暖的关键。

由于印度洋孔位较少,难以反映整个印度洋在H1时期表层和次表层温度结构,因而也难以确定代理指标中记录的次表层变暖的具体机制。因此本文将通过数值模拟的方法,确定印度洋海温的垂向结构,进而回答在H1时期全球气候变化的背景下,印度洋SST和次表层温度的变化过程究竟为何,并探求印度洋次表层与北大西洋的遥相关过程。这对H1时期快速气候变化下印度洋温度的相应特征,了解快速气候变化下的海洋动力过程以及对于千年尺度事件的机制研究都具有重要的意义。由于AMOC强度对末次冰消期内的全球的气候有显著的影响,而冰盖融水是导致AMOC变化的直接因素,因此我们猜测,H1时期北大西洋大量的冰盖融水,导致南大洋升温,促进了南大洋中层水的生成,进而加热了印度洋的次表层。

2. 材料与方法

本文选用一组对过去21,000年的瞬变气候发展模拟实验(TRACE21)的实验结果 [11] ,对末次冰消期内印度洋的海水温度结构进行了具体的分析。TRACE21实验所用的CCSM3模式为全球耦合的海洋-大气-海冰-地表气候模式,并在其中加入了动态全球植被模块。TRACE21实验由多种现实气候强迫驱动,包括轨道参数变化,大气温室气体浓度,大陆冰盖以及融水的注入。这种模拟有能力复制代理指标中看到的冰消期地表温度演变的许多主要特征,包括北半球从末次盛冰期(LGM)到H1时期的变冷,在BA时期的骤暖,在新仙女木时期的又一次变冷,以及随后恢复到全新世的温暖气候。其结果再现了格陵兰岛,南极,热带太平洋,南大洋和深海的冰川期气候演变的许多主要特征,这表明该模型在这些地区表现出合理的气候敏感性,并且能够模拟突然发生的气候变化事件。

3. 结果与讨论

3.1. 印度洋海温变化

为了考察印度洋区域海温从LGM到H1事件时的变化过程,我们利用TRACE21的实验结果,考察了印度洋北部阿拉伯海的表层温度和次表层温度变化趋势。如图1所示,从图中可以看出,LGM到H1开始(17 ka BP)时,阿拉伯海海表面温度表现为持续的下降,而次表层的温度在这一时期出现了剧烈的增暖。进入H1以后,阿拉伯海平均的海表面温度在持续下降了近200年后表现为明显的上升。与表层温度相比,阿拉伯海的次表层温度在H1事件期间均表现为持续的上升,直至BA事件开端又迅速下降到LGM的状态。YD时期总体上与H1时期类似,表层和次表层温度的变化趋势呈明显相反的“跷跷板”式过程。

与表层相比,次表层的变暖现象十分显著,H1时期整个海区的次表层温度与LGM相比有1℃以上的变暖过程。我们通过考察印度洋海水温度垂向结构在H1时期的变化过程,来精确的定义次表层暖中心的位置。我们选择三个不同的时期来调查印度洋在H1时期海温的结构特征:事件早期(18 ka BP~19 ka BP);最冷时期(16.5 ka BP~17.5 ka BP),以及事件末尾阶段(15 ka BP~16 ka BP)。

图2所示,左上为LGM时期印度洋15˚N断面温度结构,在表层存在一个位于孟加拉湾的暖中心。在H1事件早期,两个边缘海500 m以浅的海域存在0.5℃的轻微冷异常。至H1事件中期,500 m至1000 m的次表层海域开始出现2℃以上的暖异常。由于在东西两个边缘海同时出现了这一显著的次表层增暖现象,因此猜测这一层次的暖水已经联通了两个边缘海,并可能在更广泛的印度洋区域内存在。至H1事件晚期,次表层暖水势力进一步加强,在阿拉伯海部分海域,甚至出现3℃以上的暖异常。随着次表层的进一步变暖,表层变冷的范围向东西两个方向撤退,甚至抵消了表层冷异常,这与一些观测结果是一致的 [4] 。

Figure 1. Changes in SSTs and subsurface temperature of the Arabian Sea over the past 21 ka

图1. 阿拉伯海的表层温度和次表层温度在过去21 ka内的变化

Figure 2. Thermal structure of the 15˚N section of the Indian Ocean during the LGM period and the anomaly at different stages of H1

图2. LGM时期印度洋15˚N断面温度结构以及该断面在H1早期、最冷期和晚期的温度结构异常场

前人在解释H1时期印度洋次表层增暖这一过程时,认为H1初期,AMOC减弱,北半球气温降低,导致北印度洋表层海温降低。同时印度季风减弱,进而减弱印度洋上层海洋中的混合过程。由于表层温度较次表层偏高,在表层温度降低的基础上,垂向层结减弱,诱发次表层的升温。在这一过程中,猜测由于混合减弱造成的次表层升温可能不足以实现TRACE21试验中的印度洋次表层升温程度。同时在AMOC和季风过程同时减弱的H1时期,次表层升温的区域同表层降温的区域并不一致。因此,猜测由于AMOC停滞导致的季风减弱进而引起印度洋层结减弱可能不是印度洋次表层海温在H1时期升高的唯一原因,可能还有更为直接有效的导致印度洋次表层增暖的原因,比如海洋的动力过程等。

3.2. 印度洋次表层暖水的来源分析

通过纬向断面的温度结构,我们推测印度洋次表层的升温可能横跨了整个印度洋的洋盆,为了进一步断定次表层暖水的成因以及来源,需要对印度洋的经向断面进行分析。

图3为穿过孟加拉湾所在的89˚E断面上H1各时期的温度垂向结构同LGM时期之间的差异,选取的断面从北至南横跨了印度洋和南大洋,可以看到完整的温度垂向结构在南北方向上的变化。在H1早期,印度洋至南大洋断面温度同LGM相比均无明显变化,只是在北部表层存在约0.5℃的冷异常。到了H1中期,整个印度洋至南大洋的500 m至1500 m深处的温度均有显著的变暖,形成了贯通南北的狭长的暖带,这一异常暖区域在40˚S时向上发展,并在南大洋表面露头。整个变暖区域的变暖幅度均超过1℃,变暖中心位于印度洋次表层,增温幅度最大处可达2℃。由于次表层的显著变暖,印度洋北部表面的冷异常势力开始收缩,变冷幅度开始减弱。至H1晚期,次表层至南大洋海域进一步变暖,增暖幅度普遍超过2℃,增暖中心处可达到3℃。同时,印度洋北部表面的冷异常基本消失,整个经向断面表现为增暖的趋势。

Figure 3. Thermal structure of the 89˚E section of the Indian Ocean during the LGM period and the anomaly at different stages of H1

图3. LGM时期印度洋89˚E断面温度结构以及该断面在H1早期、最冷期和晚期的温度结构异常场

从图中暖异常的经向分布特征中可以看到,印度洋次表层的暖水通过南大洋的次表层,进而直接同南大洋表层联系在了一起。因此可以推测,印度洋阿拉伯海及孟加拉湾次表层的暖水,即来自南大洋表层,或者说是来自南大洋的中层水生成。由此已经可以看出,印度洋边缘海处次表层变暖的现象受到明显的海洋动力过程影响。

影响气候突变的要素众多,在本次研究的TRACE21实验中,还包括了四个单一强迫的敏感性实验,在各敏感性实验中,除去某一种强迫随时间变化之外,其余的强迫均固定在19 ka BP时期的状态。四个单一强迫实验名称分别为ORB,CO2,MWF和ICE。ORB实验只考虑轨道日照的变化;CO2实验只考虑温室气体浓度随时间的变化;MWF实验只考虑冰盖范围退缩导致的融水通量随时间的变化;最后ICE实验只考虑冰盖高度随时间变化时对全球气候的影响。

图4为控制实验和各单一强迫实验中孟加拉湾表层和次表层海温在末次冰消期以来的变化趋势。从图中可知,在H1时期表层温度的上升可能与温室气体排放和融水通量的注入有关。而在次表层的温度变化中,可以明显看到在控制实验中,在H1时期和YD时期前后,均出现了先上升然后快速下降的过程。而在各单一强迫实验中,只有MWF实验跟随控制实验,出现了这样的趋势。由此可以较为肯定,融水通量强迫与印度洋次表层变暖有着较为密切的联系。

Figure 4. Trends in the surface and subsurface ocean temperature of the Bay of Bengal since the last deglaciation in controlled runs and single forcing experiments

图4. 控制实验和单一强迫实验中孟加拉湾表层和次表层海温在末次冰消期以来的变化趋势

为了进一步确定温度变化的原因,了解印度洋次表层暖水的来源,还需进一步考察温度异常在垂向上的具体结构,以及其在其他方向上的分布特征。因此选取穿过孟加拉湾所在的89˚E断面,分别考察各敏感性实验中LGM时期印度洋经向断面温度结构以及该断面在H1早期、最冷期和晚期的温度结构异常场。

从CO2实验中可以看出,随着GHGs浓度的升高,在H1晚期,在北印度洋的表层,以及南大洋海域表层至500 m水深的区域存在着0.6℃左右的暖异常,并且这个增暖直接抵消了在H1早期和中期时存在的次表层偏冷。次表层增暖受表层增暖带动,不存在其他暖水来源。印度洋和南大洋的过程没有明显的差异,表层和次表层温度变化原因一致,可以解释控制实验中次表层变暖的部分原因,但不是次表层变暖的主要原因(图5)。

Figure 5. Thermal structure of the 89˚E section of the Indian Ocean during the LGM period and the anomaly at different stages of H1 in CO2 experiment

图5. CO2实验中LGM时期印度洋89˚E断面温度结构以及该断面在H1早期、最冷期和晚期的温度结构异常场

从LGM至H1晚期这一阶段,轨道尺度太阳辐射处于减弱的阶段。在ORB实验中,这一时期全球的气候以变冷为主。如图6所示,在ORB实验中,H1各时期的温度断面结构比较类似。在印度洋和南大洋500 m以浅的海域,均存在冷异常,降温幅度普遍为0.5℃左右,局部海域也会出现1℃以上的降温。与CO2实验类似,在全球气候变化的背景下,表面气温的变化,导致表层海温的变化,进而将这种变化传递到次表层。

Figure 6. Thermal structure of the 89˚E section of the Indian Ocean during the LGM period and the anomaly at different stages of H1 in ORB experiment

图6. ORB实验中LGM时期印度洋89˚E断面温度结构以及该断面在H1早期、最冷期和晚期的温度结构异常场

图7所示为MWF实验中印度洋经向断面上的温度异常结构。在该敏感性实验中,次表层增暖的现象同控制实验相比十分类似。同控制实验的结果一样,次表层层暖开始于H1事件中期,并在H1晚期达到最大。暖异常的位置也同样连结了印度洋的次表层、南大洋的次表层以及南大洋的表层海域。区别在于只加入融水通量强迫时,次表层的增暖幅度稍弱于控制实验。

Figure 7. Thermal structure of the 89˚E section of the Indian Ocean during the LGM period and the anomaly at different stages of H1 in MWF experiment

图7. MWF实验中LGM时期印度洋89˚E断面温度结构以及该断面在H1早期、最冷期和晚期的温度结构异常场

综上所述,在考察了各组敏感性实验中H1时期次表层温度的变化过程之后。确定了导致印度洋海域次表层变暖的主要原因来自融水通量这一外界强迫。在融水的作用下,诱发南大洋中层水的生成,进而将南大洋表面的暖水带入次表层,随后进一步北移进入印度洋。值得注意的是,在LGM至H1时期的过程中,只在北大西洋和墨西哥湾加入了融水 [11] ,却对南大洋的中层水生成以及印度洋的次表层都产生了重大的影响,可见北半球的融水可能通过某种途径与南大洋和印度洋次表层温度发生了遥相关。因此有必要对印度洋次表层海温、南大洋中层水的生成以及北大西洋千年尺度变率的遥相关机理进行深入的研究。

3.3. AMOC变化与印度洋次表层变暖的遥相关分析

在H1事件期间,随着来自北美Laurentide冰盖大量淡水注入,北大西洋表层水体将被淡化,导致海洋垂直层结的增强,最终引起AMOC的停滞。AMOC对水体的层结,水团的分布,海洋中热量的输送,深海二氧化碳的循环和存储等过程都产生了强有力的控制力。在AMOC停滞的情景下会引起北半球海温的骤然降低。因此,冰盖变化及其伴随的融水过程对AMOC有着非常重要的调节作用。

在前文的研究中,已经得到了北半球的融水过程与南大洋的中层水生成以及印度洋次表层温度的变暖具有遥相关关系。AMOC对北半球的融水具有快速的响应 [11] ,结合AMOC在气候变化中的重要意义,因此猜测融水通量的强迫是通过影响AMOC的强度,进而同南大洋的中层水生成产生联系的。因此需要考察TRACE21各敏感性实验中AMOC强度的变化过程。

图8为LGM以来各组敏感性实验中AMOC强度的变化过程。可以看到在LGM到H1事件期间,控制实验中的AMOC强度逐渐减弱,自18 ka BP开始迅速变弱,直至17 ka BP以后维持在几近崩塌的状态。在这一过程中,ICE、CO2以及ORB这三个敏感性实验中的AMOC强度均没有明显的变化。只有在MWF实验中,AMOC强度同控制实验一样从19 ka BP就开始减弱,直至17 ka BP以后维持在几近崩塌的状态。

Figure 8. AMOC intensity variation in the last deglaciation, unit: Sv

图8. 19 ka BP~0 ka BP中AMOC的强度变化,单位:Sv

图9中可以看到伴随着H1时期AMOC的停滞,整个北半球的海水表面温度均显著降低。降温的中心出现在北大西洋东部,同LGM相比,降温幅度可达到3℃以上,太平洋北部也有剧烈的降温,但幅度小于北大西洋,北印度洋的降温幅度最小。于此同时,整个南半球海域的温度都开始升高,特别是在南大洋45˚S左右的位置升温幅度最大能达到2℃。在印度洋以南的南大洋海域也存在着1℃以上的增暖现象。在AMOC停滞期间,南大洋表层的暖水无法有效的向北输运,这会导致北半球进一步变冷而南大洋的热量则进一步堆积。

Figure 9. Global SSTs difference between H1 and LGM

图9. H1时期同LGM时期相比全球海洋表层温度差异

深层环流是经向翻转环流中的重要一环,由于AMOC的停滞,造成了热量在南大洋的次表层堆积。这也可以解释在考察印度洋经向断面的温度变化时,升温最高的地方位于次表层,而不是南大洋的表层,这也就是在AMOC停滞时期加强了南大洋中层水的形成。这种暖异常的信号,通过南大洋中层水的潜沉,向北输运最终传递到印度洋的次表层。

此外,在H1时期由于AMOC处于接近崩溃的状态,虽然全球平均气候处于冷期,但南大洋海域温度显著上升,这会导致南大洋区域内的海冰大量融化,如图10所示。在19 ka BP~16 ka BP之间,控制实验中的南极海冰面积迅速减少。由于AMOC的崩溃只出现在MWF实验中,因此,图中ICE、CO2和ORB实验中均没有出现海冰面积的减少。只有在MWF实验中与控制实验一致,有明显的海冰融化过程。南极附近的风驱动上升流是经向翻转环流的重要一环,由于H1时期南大洋的变暖,大量海冰融化,使得更多海水与表层西风接触,加强了该地的上升流。这部分水体在与表层水混合后向北运动,一般认为,会在南极锋处再次下沉汇入南极中层水 [12] [13] [14] ,这进一步加强了南大洋中层水将南极型的温度信号传入印度洋次表层的过程。而在各组敏感性实验模拟的南极冰量变化的结果中也只有MWF实验与控制实验最为接近。

Figure 10. Sea-ice area variation in the last deglaciation, unit: m2

图10. 19 Ka BP-0 ka BP中南极海冰面积变化,单位:m2

因此在印度洋次表层变暖现象的背后,存在一系列的遥相关过程。首先,由于北半球融水通量的加入,导致AMOC在H1初期急剧减弱,进而使得全球气候中,北半球变冷,南半球变暖,随后导致南大洋次表层热量积累,中层水生成,向北输运将暖水带入印度洋次表层。在这同时南半球变暖导致南极海冰融化,上升流加强,促进南大洋中层水的生成,进一步加热印度洋次表层。生成的南大洋中层水在印度洋向北移动,即造成了印度洋次表层的变暖。即北大西洋千年尺度变率可以通过南大洋中层水的生成进而影响印度洋次表层的海温。

4. 结论

印度季风是地球上最大的季风系统,它的一个重要的特性就是可以对遥远的气候强迫作出反应,包括北大西洋的温度变化。在末次冰消期过程中出现的两个冷期H1和YD之间出现了季风减弱的现象。在H1时期AMOC停滞的阶段,北半球普遍变冷,结合代理指标重建数据,发现印度洋在H1和YD期间表面温度降低,而次表层温度升高。结合印度季风的减弱,因此有人认为次表层温度的升高是由于表层降温导致季风减弱进而减弱了水体的层结导致了次表层变暖。本文利用控制实验结合敏感性实验的数值模拟方法,考察了各组敏感性实验中H1时期次表层温度变化的水平结构和垂向结构。确定了导致印度洋海域次表层变暖的主要原因来自融水通量这一外界强迫。

由于北半球融水通量的加入,导致AMOC在H1初期急剧减弱,进而使得全球气候中,北半球变冷,南半球变暖,随后导致南大洋次表层热量积累,中层水生成。生成的南大洋中层水在印度洋向北移动,即造成了印度洋次表层的变暖。同时又由于H1时期南极海冰融化,导致上升流加强,这一过程也促进了南大洋中层水的生成,进一步加热印度洋次表层。

在研究中还发现单纯融水导致的次表层增暖同控制实验相比还有轻微的差异,这种差异可能是因为在温室气体含量上升的过程中,全球变暖导致印度洋表层温度升高进而带动次表层变暖。这种变暖方式叠加上融水强迫导致的印度洋次表层变暖将更为接近控制实验中的结果。

综上所述,北大西洋千年尺度变率可以通过南大洋中层水的生成进而影响印度洋次表层的海温。

致谢

本文由国家重点研发计划项目(2016YFC1401800;2016YFC1402000;2016YFC1401400)、中央高校基本科研业务专项基金项目(3001000-841564014;3006000-841762015;201562030)、海洋站生态环境长期综合观测系统集成技术研究与示范(201505007)、青岛海洋科学与技术国家实验室主任基金(QNLM201703)等联合资助,在此深表感谢!

NOTES

*通讯作者。

文章引用:
孙宇辰, 于华明, 于海庆, 李松霖. 末次冰消期内印度洋海温对冰盖融水响应的模拟研究[J]. 气候变化研究快报, 2019, 8(1): 87-97. https://doi.org/10.12677/CCRL.2019.81010

参考文献

[1] Overpeck, J., Anderson, D., Trumbore, S., et al. (1996) The Southwest Indian Monsoon over the Last 18 000 Years. Climate Dynamics, 12, 213-225.
https://doi.org/10.1007/BF00211619
[2] Schulz, H., Rad, U.V. and Erlenkeuser, H. (1998) Correlation between Arabian Sea and Greenland Climate Oscillations of the Past 110,000 Years. Nature, 393, 54-57.
https://doi.org/10.1038/31750
[3] Pausata, F.S.R., Battisti, D.S., Nisancioglu, K.H., et al. (2011) Chinese Stalagmite δ18O Controlled by Changes in the Indian Monsoon during a Simulated Heinrich Event. Nature Geoscience, 4, 474-480.
https://doi.org/10.1038/ngeo1169
[4] Saraswat, R., Lea, D.W., Nigam, R., et al. (2013) Deglaciation in the Tropical Indian Ocean Driven by Interplay between the Regional Monsoon and Global Teleconnections. Earth & Planetary Science Letters, 375, 166-175.
https://doi.org/10.1016/j.epsl.2013.05.022
[5] Tierney, J.E., Pausata, F.S.R. and Demenocal, P. (2015) Deglacial Indian Monsoon Failure and North Atlantic Stadials Linked by Indian Ocean Surface Cooling. Nature Geoscience, 9, 46.
https://doi.org/10.1038/ngeo2603
[6] Romahn, S., Mackensen, A., Groeneveld, J., et al. (2014) Deglacial Inter-mediate Water Reorganization: New Evidence from the Indian Ocean. Climate of the Past, 10, 293-303.
https://doi.org/10.5194/cp-10-293-2014
[7] Birch, H., Coxall, H.K., Pearson, P.N., et al. (2013) Planktonic Foraminifera Stable Isotopes and Water Column Structure: Disentangling Ecological Signals. Marine Micropaleontology, 101, 127-145.
https://doi.org/10.1016/j.marmicro.2013.02.002
[8] Rohling, E.J. and Zachariasse, W.J. (1996) Red Sea Outflow during the Last Glacial Maximum. Quaternary International, 31, 77-83.
https://doi.org/10.1016/1040-6182(95)00023-C
[9] Fine, R.A., Smethie Jr., W.M., Bullister, J.L., et al. (2008) Decadal Ventilation and Mixing of Indian Ocean Waters. Deep Sea Research Part I: Oceanographic Research Papers, 55, 20-37.
https://doi.org/10.1016/j.dsr.2007.10.002
[10] Pena, L.D., Goldstein, S.L., Hemming, S.R., et al. (2013) Rapid Changes in Meridional Advection of Southern Ocean Intermediate Waters to the Tropical Pacific during the Last 30 kyr. Earth and Planetary Science Letters, 368, 20-32.
https://doi.org/10.1016/j.epsl.2013.02.028
[11] He, F. (2011) Simulating Transient Climate Evolution of the Last Deglaciation with CCSM3. Bern Switzerland Pages International Program Office.
[12] Hartin, C.A., Fine, R.A., Sloyan, B.M., et al. (2011) Formation Rates of Subantarctic Mode Water and Antarctic Intermediate Water within the South Pa-cific. Deep Sea Research Part I: Oceanographic Research Papers, 58, 524-534.
https://doi.org/10.1016/j.dsr.2011.02.010
[13] McCartney, M.S. (1977) Subantarctic Mode Water, a Voyage of Discovery, George Deacon: 70th Anniversary Volume M. Angel, 103-119.
[14] Sloyan, B.M. and Rintoul, S.R. (2001) Circulation, Renewal, and Modification of Antarctic Mode and Intermediate Water. Journal of Physical Oceanography, 31, 1005-1030.
https://doi.org/10.1175/1520-0485(2001)031<1005:CRAMOA>2.0.CO;2