ピアチェンツィアン中期温暖期

中期ピアチェンツアン温暖期（mPWP）（2009年以前は中期鮮新世温暖期と呼ばれていた）、または鮮新世温暖極大期は、330万年前から300万年前（Ma）まで続いた鮮新 世の温暖な気候の期間でした。^[1]

中期鮮新世における世界の平均気温は現在よりも2～3℃高く、^[2]世界海面は25メートル高く、^[3]北半球の氷床は、約300万年前後期鮮新世にグリーンランドで大規模な氷河作用が始まるまでは短命でした。^[4]地表近くの永久凍土の面積は現在に比べて大幅に小さくなりました。^[5] CCSM4シミュレーションによると、世界の降水量はわずかに0.09 mm/年増加しました。^[6]北半球の年間ハドレー循環は弱まりましたが、南半球の年間ハドレー循環は強化されました。^[7]第四紀の氷河期と同様に、mPWPにも氷河期-間氷期サイクルが存在し、均一で安定した気候間隔ではありませんでした。^[8]

mPWP期間中の極域増幅はかなりのものでした。 ^[9]アラスカ東部内陸部の年間平均気温（MAT）は、現在のMATである-6.4℃よりも約7～9℃高かったです。^[10]北極海のイェルマク高原の花粉学的証拠は、mPWP期間中に北極で好熱性で湿潤な北方性のツガ-ヒノキ-ヒノキ科-シバ-モチノキの群落が優勢になったことを示しています。 ^[11]スペイン北東部のカンプ・デル・ニノツのラガーシュタットでは、MATが14.3 ± 2.6℃、年間平均降水量（MAP）が846.8 ± 165.4 mmでした。^[12] mPWP期間中、東アジア冬季モンスーン（EAWM）が強まりました。^[13]東アジア夏季モンスーン（EASM）の影響は、今日ほど東アジアの内陸部まで及ばなかったため、現在に比べて中国の黄土高原の気候ははるかに乾燥していた。^[14]ニヘワン盆地では、358万年前から331万年前まで安定した温暖な気候が続いた。331万年前から310万年前まで、温暖な気候は続いたものの不安定さが増し、この期間中に3つの大きな寒冷化現象が発生した。310万年前以降、この地域の気候は大幅に寒冷化した。^[15]チャイダム盆地では、年間降水量が現在の約10倍で、^[16] 2万年の歳差周期で変動しており、南極の氷床のダイナミクスと日射強制に応じたEASMの変動に関連している可能性が高い。^[17]黒潮続流（KCE）は北方に移動した。^[18]南アジア夏季モンスーン（SASM）は、東西南北の両方のレベルで強まりました。^[19]南アフリカでは、夏と冬の降水帯が極方向に約1°移動し、降水量は約0.5 mm /日減少しました。^[20]エクアドルの海岸は乾燥しました。^[21]亜熱帯南アフリカでは、フィンボスとアフリカ温帯の森林植生が優勢になりました。^[22]

中期鮮新世の二酸化炭素濃度は、海洋有機物中の^13C / ^12C比[23]と化石化した葉の気孔密度^[24]から、約400ppmvと推定されているが、mPWP全体では330～394ppm、mPWPの最も温暖な時期であるKM5c間氷期では391ppmという低い推定値も示されている^{[25] 。}

mPWPは将来の気候の潜在的な類似物と考えられている。^{[26] [27] [28]}地球に届く太陽光の強さ、地球の地形、二酸化炭素濃度は現在と似ていた。さらに、中期鮮新世の多くの種が現存しており、古気温プロキシの較正に役立つ。中期鮮新世の気候のモデルシミュレーションでは、中緯度と高緯度でより暖かい条件が生み出され、北緯70度以上では今日よりも10～20℃も暖かい。また、熱帯地方の気温変動はほとんどないことも示している。モデルに基づくバイオームは、ツンドラとタイガの北方移動と、アフリカとオーストラリアのサバンナと温帯林の拡大を示す鮮新世の古植物学データと概ね一致している。 ^[29] mPWP中の熱帯低気圧の強度増加は、人為的な地球温暖化が続くとそのような嵐の激化が起こる証拠として挙げられている。^[30]

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