Affinità paleoecologiche e importanti variazioni nelle associazioni a nannofossil

La parte basale della successione, sino a 99,19 mcd è caratterizzata dal declino dei Discoaster, con l’estinzione di due delle principali specie eoceniche, una drastica riduzione di R. umbilica, il trend negativo di E. formosa e C. pelagicus, e da un ciclo, con incremento e successiva diminuzione di I. recurvus e degli olococcoliti L. minutus e Z. bijugatus che all’acme raggiungono il 28% dell’intera associazione (figura 4.4.2). Deciso ed importante è l’incremento di Cyclicargolithus (figura 4.4.3) e di Di. bisectus, mentre anche Di. daviesii è in aumento. Gli indici di diversità in questa fase oscillano senza mostrare un trend definito. Le complessive variazioni di abbondanza dei nannofossili indicano una brusca diminuzione di temperatura e relativo aumento dei nutrienti che è già in atto alla base di questo intervallo.

Le analisi a media risoluzione relative al rapporto Mg/Ca ed ai rapporti isotopici su foraminiferi planctonici caratteristici di differenti profondità nella colonna d’acqua (figura 4.4.5) disponibili grazie alla collaborazione con V. Peck (Tori et al., 2008 abstract), hanno consentito un confronto tra proxies. Il rapporto Mg/Ca è un indicatore della paleotemperatura, mentre la differenza tra i rapporti isotopici misurati a differenti profondità indica variazioni relative nella omogeneità delle acque superficiali. Questi dati suggeriscono una transizione da acque superficiali stratificate ad acque ben mescolate durante quest’intervallo.

Il livello 99,19 mcd è un particolare livello di colore relativamente più scuro in cui si nota un minimo del carbonato, alta dominanza e basso indice di Shannon. In prossimità di questo livello sono state osservate la variazione litologica dalla unità IB alla unità IA associata ad importanti variaziazioni di parametri fisici come la riflettanza (Zachos et al., 2004).

L’associazione a nannofossili calcarei eocenica sta collassando. La riorganizzazione delle associazioni intorno a questo livello è evidenziata nell’analisi dei cluster dei campioni (figura 4.3.2).

I nostri dati suggeriscono un massimo relativo di eutrofizzazione e temperature in diminuzione al livello 99,19 mcd. Si ha un massimo di B. serraculoides, Cyclicargolithus spp. (Cyclicargolithus sp.1 “tondo” particolarmente), e Di. bisectus, mentre l’abbondanza di specie temperate C. pelagicus, Z. bijugatus e Di. scrippsae diminuisce od è al minimo (figura 4.4.2). Come in altri orizzonti che costituiscono soglie di passaggio tra diverse tendenze climatiche, il livello 99,19 mostra un’associazione con insolite contemporanee abbondanze di taxa ad opposta affinità. Siamo al centro di un periodo freddo che dura circa 200.000 anni: la specie ad affinità fredda Di. daviesii, per quanto mai abbondante in questo pozzo, supera il 3% nel campione 98,59 mcd.

Dal livello 98,59 mcd in poi, inizia una fase di ritorno a condizioni caldo-temperate che dura sino a 94,54 mcd, ma che attraversa un ulteriore gradino a 96,09 mcd dove la associazione eocenica maggiormente diversificata cede all’associazione oligocenica. Nei successivi campioni, continua la crescita dimensionale nella famiglia delle Noelaerhabdaceae

Figura 4.4.2: distribuzione percentuale di alcuni taxa selezionati a confronto con le variazioni dei rapporti degli isotopi stabili nei bentonici (Oridorsalis umbonatus) (Riesselmann et al., 2007). A sinistra immagine composita del relativo intervallo e biozonazione secondo Martini (1971) e Okada & Bukry (1980).

La banda gialla indica la fase corrispondente alla parte terminale della sub unità litologica IB (figura 4.1.3), in cui le specie oligotrofiche (Discoaster) diminuiscono e si affermano specie mesotrofiche. La banda celeste indica la fase di massimo δ18O (Oi-1 event); in azzurro intenso è evidenziato il massimo picco di δ18O che appare come un carattere centrale dell’evento Oi-1 essendo preceduto e seguito da coppie di incrementi percentuali di vari taxa. La linea verde indica il limite E/O stabilito da LO di Hantkenina spp. (E. Thomas pers.com.). La linea blu indica AB di C. obrutus. La linea rossa indica LO di E. formosa.

Figura 4.4.3: distribuzione percentuale di alcuni taxa selezionati a confronto con le variazioni dei rapporti degli isotopi stabili nei bentonici (Oridorsalis umbonatus) (Riesselmann et al., 2007). A sinistra immagine composita del relativo intervallo e biozonazione secondo Martini (1971) e Okada & Bukry (1980).

La banda gialla indica la fase corrispondente alla parte terminale della sub unità litologica IB (figura 4.1.3), in cui le specie oligotrofiche (Discoaster) diminuiscono e si affermano specie meso-eutrofiche (Cyclicargolithus spp.). La banda celeste indica la fase di massimo δ18O (Oi-1 event); in azzurro intenso è evidenziato il massimo picco di δ18O che appare come un carattere centrale dell’evento Oi-1 essendo preceduto e seguito da coppie di incrementi percentuali di vari taxa. La linea verde indica il limite E/O stabilito da LO di Hantkenina spp. (E. Thomas pers.com.). La linea blu indica AB di C. obrutus. La linea rossa indica LO di E. formosa.

(aumenta la percentuale di R. sp. B “circular” e R. circus a spese di Cyclicargolithus sp.1 “tondo”) e Di. bisectus giunge ad un nuovo massimo. Di. bisectus che già in altri studi ha mostrato incerta affinità (Persico & Villa, 2004), è una specie che pur se dichiarata “di acque temperate” (Wei & Wise, 1990a), mostra alte percentuali in questa fase relativamente fredda. Come si evince dall’analisi della matrice varianza-covarianza e delle correlazioni, in questa successione Di. bisectus mostra soprattutto affinità per acque stratificate oligo-mesotrofiche (clima secco), mentre, per quanto riguarda la temperatura, sembra essere la forma temperato-fresca dei Dictyococcites.

L’intorno del livello 96,09 mcd (in prossimità della LO di Hantkenina = limite E/O) corrisponde alla maggiore variaziazione dell’associazione, evidenziata nell’analisi dei cluster dei campioni (figure 4.3.2) e dalla variazione del livello medio degli indici statistici di diversità (figura 4.4.1). La LO di Hantkenina (Thomas, pers. com) e la base della fase di aumento del

δ18_{O (“onset” di Oi-1) (Riesselman et al., 2007) anticipano di poco la fine dei relativi acme di}

Di. daviesii e di Di. bisectus al livello 95,09 mcd, mentre l’indice di dominanza e l’indice di Shannon variano rapidamente verso un gradino rispettivamente più alto e più basso (figure 4.4.1. e 4.4.2).

Dal livello 95,59 in poi i campioni sono caratterizzati dall’associazione oligocenica. Sia dall’analisi dei cluster dei campioni, dalla PCA (figure 4.3.2 e 4.3.5), che dalla distribuzione delle abbondanze dei singoli taxa (figure 4.2.3, 4.4.2 e 4.4.3) si osserva che l’associazione, dopo una iniziale differenziazione caratterizzata da AB di C. obrutus, ripresa di E. formosa e di Sphenolithus predistentus gr., diminuzione di Di. bisectus, Di. daviesii, R. sp. B “circular”, non raggiunge uno stato stabile, ma oscilla ripetutamente con tutte le sue componenti.

Il livello 94,54, che si trova subito dopo la base dell’acme dei Clausicoccus e l’aumento

del gradiente del δ18_{O, è costituito da un’associazione mesotrofica temperata e transiente,}

come si osserva anche per il campione 90,59 (abbondante C. pelagicus, Cyclicargolithus spp. meno abbondante, compresenza di E. formosa e Di. daviesii). Nel livello 94,54 sono contemporaneamente osservabili anche un miglioramento nella conservazione generale dei nannofossili, ed un’alta percentuale di cicli e Dictyococcites disciolti. Entrambe i livelli appaiono essere delle soglie critiche per le variazioni dell’associazione.

I campioni che costituiscono l’intervallo Oi-1 (da 93,34 a 88,39 mcd) sono disomogenei, e testimoniano una continua instabilità ambientale soggetta ad oscillazioni relativamente rapide. In particolare si osservano variazioni di abbondanza nei Cyclicargolithus e nelle altre principali specie della famiglia Noelaerhabdaceae (Cyclicargolithus sp.1 “tondo”, R. sp. B “circular”, Reticulofenestra spp <5µm, R. circus, R. sp. A ellittica, Dictyococcites), dei Clausicoccus e di B. serraculoides. C. pelagicus e Z. bijugatus proseguono invece il loro andamento di ampia oscillazione (figure 4.4.2 e 4.4.3).

Le variazioni divengono più ampie ed i trend più decisi sopra il livello 90,59 mcd.

Contemporaneamente anche le oscillazioni del δ18_{O tornano entro livelli contenuti, benchè i}

valori medi rimangano alti sino a 88,27 mcd. In questa fase le caratteristiche dell’associazione sembrano stabilizzate su condizioni relativamente estreme: massima dominanza ed abbondanza di specie adattate ad alti nutrienti e, possibilmente, strategia oppurtunista (Clausicoccus spp., Cyclicargolithus spp.). Interpreto queste variazioni, in accordo con i risultati dei

di maggiore turbolenza ed eutrofizzazione, corrispondente alla parte finale di Oi-1, dove inizia

una lenta decrescita del δ18_{O (figure 4.4.1 e 4.4.3).}

L’alta variabilità che si osserva (figure 4.4.2 e 4.4.3) nella prima fase di Oi-1 (93,54- 90,59 mcd) solo in parte può essere attribuita alla più alta risoluzione del campionamento e suggerisce un’interpretazione correlata con l’attivazione di una circolazione oceanica bipolare ed oscillazione del volume delle calotte glaciali. L’associazione appare, infatti, ricca di specie caldo-temperato-mesotrofiche (figura 4.4.5), il valore dell’indice di dominanza è relativamente basso, mentre l’indice di Shannon e la ricchezza di specie sono relativamente alti rispetto alla fase terminale di Oi-1 (90,59-88.39 mcd) (figura 4.4.1).

La prima fase di Oi-1 si presenta dunque come una fase caratterizzata da abbondanza di specie spesso dominanti nelle associazioni dell’Eocene medio e superiore in cui le abbondanze di specie ad affinità calda come E. formosa (figura 4.4.2), oscillano con diversi e progressivi incrementi. La parte centrale di questa fase, corrispondente alle maggiori variazioni

Figura 4.4.4: ripetuti episodi di riscaldamento delle acque oceaniche superficiali durante l’intervallo Oi-1 testimoniati da brevi ma significativi incrementi dell’abbondanza percentuale di E. formosa.

Dati relativi al δ18_{O bentonico (Oridorsalis umbonatus) da Riesselman et al., 2007.}

La banda celeste indica la fase di massimo δ18_{O (Oi-1 event). La linea verde tratteggiata}

indica il limite E/O stabilito da LO di Hantkenina spp. (E. Thomas pers.com.). La linea color lilla indica LO di D. saipanensis. La linea blu indica AB di C. obrutus. La linea rossa indica LO di E. formosa.

isotopiche (max δ18_{O a 91,89 mcd) è caratterizzata da un brevissimo episodio con} caratteristiche temperate ed eutrofiche: nell’intorno di 92,34 mcd si ha alta dominanza, bassa percentuale di olococcoliti e di E. formosa, Di. bisectus oscilla intorno a 3-8 % (si tratta di medie inferiori a quelle rilevate nella parte basale della successione), forti variazioni degli indicatori

meso-eutrofici (Cyclicargolithus sp.1 “tondo”, R. sp. A “ellittica”). Il massimo picco del δ18_O

coincide con un livello in cui le Braarudosphaeridae, generalmente assenti, raggiungono il 2% ed è anticipato a 91,99 (cioè nel campione immediatamente precedente) da un picco di E. formosa. Il picco di E. formosa è tuttavia a sua volta anticipato e seguito da incrementi degli indicatori temperati meso-eutrofici a 92,34 e 91,59 e da incrementi (≈3 %) delle Braarudosphaeridae a 92,19 e 91,39 mcd (figure 4.4.2 e 4.4.3).

In sintesi si osservano delle variazioni cicliche in cui il maggior incremento del δ18_{O è}

preceduto da un transiente incremento di taxa caldi (Discoaster + E. formosa), che è contenuto all’interno di un periodo con relativo incremento di taxa freddi ed a sua volta all’interno di un doppio ciclo con incremento del taxon E. formosa sino al 7%. E’ all’interno di queste oscillazioni che si riconoscono due livelli relativamente ricchi di Braarudosphaeridae anticipatori dei livelli oligotipici a B. bigelowii, riconosciuti come periodici da Kelly et al. (2003) in livelli oligocenici dell’Atlantico meridionale.

Queste oscillazioni, che sembrano legate alle periodicità dell’eccenticità breve, costituiscono il nocciolo dell’Oi-1 come meglio si può vedere in figura 4.4.4.

Un consistente aumento della percentuale di E. formosa (specie adattata ad acque calde) caratterizzato da ampie oscillazioni su breve periodo (banda della precessione), indica, che durante l’intervallo Oi-1 non ci fu un consistente raffreddamento delle acque superficiali. La mancanza di una consistente diminuzione di temperatura è confermata dai risultati preliminari

del rapporto Mg/Ca e del δ18_{O misurato dei foraminiferi planctonici (figura 4.4.5; dati di}

V.Peck in Tori et al., 2008 abstract). Gran parte delle oscillazioni di E. formosa, se analizzate con sufficiente risoluzione, si correlano od anticipano di pochi centimetri gli incrementi del

δ18_{O bentonico (figura 4.4.4). La sovrapposizione di un noto indicatore caldo (aumento di E.}

formosa) con un indicatore di condizioni fredde/glaciali (incremento del δ18_{O), riflette}

probabilmente la differenza tra le dinamiche che controllano le variazioni nelle associazioni a

nannofossili nelle acque superficiali e le caratteristiche del δ18_{O bentonico legato alla}

circolazione profonda. E’ possibile infatti che a questa latitudine dell’Atlantico meridionale le

variazioni del nannoplancton riflettano principalmente il ruolo della locale insolazione15_,

modulata dall’interazione tra eccentricità e precessione, mentre il δ18_{O bentonico riflette a sua}

volta l’origine delle acque profonde e le variazioni globali del volume dei ghiacci.

L’intervallo Oi-1 è interpretabile a Walvis Ridge, come una fase di maggiore turbolenza, incremento della produttività ed eutrofizzazione delle acque superficiali che ebbe inizio gradualmente, sotto la spinta del forcing orbitale, sin da circa 800.000 anni prima (estinzione dei Discoaster a rosetta). Una generale diminuzione della ricchezza di specie,

15 _{Alla latitudine di Walvis ridge, l’insolazione (dall’inglese “INcident SOLar radiATION”) ovvero la misura}

dell’energia dovuta alla radiazione solare ricevuta su di una certa area in un certo tempo (W/m²) varia nella banda di Milankovitc, principalmente con le frequenze della precessione. La forza dell’effetto della precessione è a sua volta modulato dall’ampiezza della eccentricità dell’orbita terrestre che varia con le sue proprie frequenze. Una forte obliquità invece, riduce la differenza nella radiazione solare ricevuta alle alte od alle basse latitudini, mentre una bassa obliquità ha per risultato una maggiore insolazione nell’area tropicale ed una minore ai Poli. In totale,

dell’indice di Shannon ed un aumento della dominanza (figura 4.4.1), avviene distintamente

nella fase di crescita del δ18_{O (Oi-1 onset) e nella fase finale di Oi-1. Durante la fase iniziale di}

Oi-1, in cui δ18_{O e δ}13_{C raggiungono i valori più estremi (tra 93,50 e 90,50 mcd), l’indice di}

dominanza è invece relativamente basso; contemporaneamente l’indice di Shannon e la ricchezza sono molto variabili ed oscillano rapidamente. Come abbiamo visto, infatti, durante Oi-1 predominano le specie caldo temperate ben tolleranti per acque ricche di nutrienti e

soltanto in un intorno di circa un metro dal massimo picco del δ18_{O si hanno dei leggeri}

incrementi di Chiasmolithus spp., Reticulofenestra spp <5µm, R. circus + R. sp. B “circular”, Di. daviesii (specie ad affinità fresca/fredda), ma anche di B. serraculoides, Z. bijugatus e Braarudosphaera (specie ad affinità caldo/temperata).

Le variazioni della nannoflora durante quest’episodio portano dunque ad escludere la predominanza di basse temperature delle acque superficiali durante Oi-1 e la risposta del paleotermometro Mg/Ca sui foraminiferi planctonici lo conferma (figura 4.4.5).