Interpretazione paleoclimatica-oceanografica

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probabilmente 1) per un diverso modello di età adottato negli studi biostratigrafici nei due Leg/Site e/o 2) per la difficoltà nell’individuare questo taxon discontinuo, raro e suscettibile alla dissoluzione.

All’interno di questa biozona ritroviamo 1) il B di P. circularis (197,3 mcd; 15,178 Ma), 2) il B di G. praemenardii (=196,87 mcd; 15,104 Ma).

ZONA M6 (PARS): Orbulina suturalis Lowest-occurance zone

Osservazioni: di questa zona, la cui base è data da B di O. suturalis, non è stato individuato il tetto dato dalla prima comparsa di Globoralia (Fohsella). peripheroacuta.

poiché sono state individuate solo forme di transizione a G. peripheroacuta. All’interno di questa zona ritroviamo il B di Orbulina cf. universa (193,21 mcd; 14,476 Ma).

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dell’oligotrofia e/o stratificazione, viceversa, ad una riduzione dei valori della PC1 si abbia un riduzione della temperatura ed un incremento dell’eutrofia e/o upwelling (Figura 7.9)

L’interpretazione della PC1 trova conferma dal confronto delle oscillazioni ad alta e media frequenza, riconducibili alle ciclicità orbitali dei 100 kyr e 400 kyr, tra la curva del PC1 e la curva dei rapporti isotopici dell’ossigeno e del carbonio.

In particolare si osserva un andamento vicariante/speculare tra queste curve, con i massimi/minimi della PC1 sincroni/allineati con i minimi/massimi del δ¹⁸Obent e del δ¹³Cbent

e massimi/minimi dell’eccentricità di Laskar et al. (2011 a,b).

Shackleton & Kennett (1975) evidenziano a partire dall’Oligocene-Miocene inferiore, in presenza di una larga calotta glaciale antartica, la covarianza tra il rapporto isotopico dell’ossigeno dei foraminiferi bentonici e quello dei foraminiferi planctonici delle basse latitudini in aree non interessate da upwelling e ipotizzano che tale covarianza indichi una sincrona variazione delle paleotemperature delle acque profonde e superficiali legata, secondo Miller et al. 1991, ad eventi glacioeustatici. Dunque nel nostro Site ad un minimo del δ¹⁸Obent è possibile ipotizzare un massimo della temperatura delle masse d’acqua superficiali e questo troverebbe conferma nella correlazione con il massimo del proxy di Paleotemperatura superficiale ottenuto.

Le condizioni di oligotrofia e/o stratificazione espresse dai massimi della PC1 e sincrone ai minimi del δ¹³Cbent verrebbero spiegate in termini di una più efficace/efficiente rigenerazione dei nutrienti lungo la colonna d’acqua. Infatti, gli scarsi nutrienti presenti nelle acque di aree tropicali/subtropicali vengono completamente utilizzati dal microfitoplancton mentre il pascolamento del microzooplancton e la degradazione della materia organica residua ad opera di cianobatteri, particolarmente abbondanti in queste acque, rende efficace la pompa biologica (Sigman & Hain, 2012), con conseguente riduzione del δ¹³Cbent.

Inoltre la riduzione del δ¹⁸Obent associato alla riduzione del volume dei ghiacci e innalzamento del livello del mare (Miller et al., 1991) porterebbe ad aumentare il volume della massa d’acqua nel quale si svolge la pompa biologica, incrementando il processo di degradazione e riducendo ulteriormente il δ¹³Cbent.. Potremmo supporre che, come per l’Attuale e per gli intervalli interglaciali miocenici (Heinrich et al., 2011; Diester-Haass et al.

1990, 1992), su Walvis Ridge questi intervalli individuati di massimo della PC1 e minimo del δ¹⁸Obent e del δ¹³Cbent su oscillazioni di alta e media frequenza (100-400 Kyr) potrebbero essere associati all’azione del South Atlantic Gyre, con presenza di acque

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Figura 7.9: sulla sinistra: modello di età astronomico vs. δ¹⁸Obent (4° record in blu) e δ13Cbent (5° record in verde) e del Site 1264 vs. (da Beddow,2016 modificato). Centro: curve degli indici paleoclimatico ambientali analizzati nel testo e curva di abbondanza di specie indicative di deterioramento climatico. Destra:

interpretazione paleoclimatico-oceanografica a lungo termine a scala locale.

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calde e oligotrofiche e, di contro, gli intervalli individuati di minimo del PC1 e massimo del δ¹⁸Obent e del δ¹³Cbent su oscillazioni di alta e media frequenza potrebbero essere associati a intervalli glaciali con presenza di acque fredde e eutrofiche e/o interessate da upwelling.

Non si evidenzia una chiara correlazione nelle oscillazioni a lungo termine tra la curva del PC1 e quella del δ¹⁸Obent di Beddow (2016). Nell’intervallo studiato, il trend δ¹⁸Obent, dato da un’iniziale riduzione dei valori del δ¹⁸Obent tra ≈17,1 e ≈14,7 Ma (MMCO), e il successivo incremento dei valori δ¹⁸Obent (passando attraverso tre step di valori più positivi a ≈14,7 Ma, ≈14,2 Ma e ≈13,8 Ma con l’intervallo compreso tra ≈14,2 e 13,8 Ma identificato come MMCT), mal si correla con l’andamento della curva del PC1 e della Paleotemperatura. La curva del PC1 presenta un trend di riduzione dei valori, essenzialmente negativi, tra i ≈17,6 Ma e i ≈15,8 Ma ad indicare un trend di decrescita delle temperature delle acque del mixed layer (e incremento della concentrazione dei nutrienti e/o dell’azione dell’upwelling), seguito da un intervallo prima di incremento della Paleotemperatura del mixed layer tra ≈15,8 e ≈14,9 Ma, poi di decremento tra ≈14,9 e

≈14,35 Ma e infine da un intervallo di incremento a partire da ≈14,35 Ma. Dunque solo nell’intervallo compreso tra ≈15,6 Ma e ≈14,35 Ma, comprendente parte dell’optimum climatico, e nell’intervallo compreso tra la fine dell’MMCO e l’inizio dell’MMCT, le oscillazioni a lungo termine delle curve della PC1 e del δ¹⁸Obent presentano un trend similare.

Tuttavia le variazioni paleoclimatiche dedotte dal record isotopico del δ¹⁸Obent in Beddow (2016) sono confermate dal trend di taxa del termoclino aventi correlazione lineare statisticamente significativa con il PC1 e importanza dal punto di vista biostratigrafico, quali G.miozea, G. archeomenardii+G.praemenardii, G. peripheroronda (Figura 7.9).

G. miozea, taxon che predilige acque calde/temperate calde compare a ≈17,1 Ma e lungo il range stratigrafico mostra una distribuzione continua, ma a partire da ≈14,7 Ma la sua abbondanza aumenta e si presenta con forme di transizione a G. conoidea dal guscio più ampio e dalla parete più spessa. G. archeomenardii+G.praemenardii, indicatore di acque temperato-calde/temperato-fredde, compare nella forma più ancestrale del plexus a 16,438 Ma mentre il B di G. praemenardii, forma dal guscio più ampio, si attesta a 15,104 Ma. Studi recenti di Rebotim et al. 2019 evidenziano su alcuni taxa recenti del genere Globorotalia come l’aumento delle dimensioni e dello spessore della parete del guscio corrispondano ad un incremento del δ¹⁸Oche potrebbe essere interpretato come riduzione

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della temperatura delle masse d’acqua legate al deterioramento climatico. Inoltre G.

peripheroronda, con distribuzione continua a partire da ≈14,9 Ma, presenta una correlazione lineare statisticamente significativa con G. miozea e G. archeomenardi+G.

praemenardii (r=0,36 e r=0,68, rispettivamente) potrebbe essere anch’esso un taxon indicatore di deterioramento climatico.

Le oscillazioni a lungo termine del PC1 potrebbero essere spiegate in termini di risposta delle forme del mixed layer alle variazioni oceanografiche locali legate ai cambiamenti paleoclimatici-oceanografici che coinvolgono l’emisfero australe.

Walvis Ridge è nell’Attuale (interglaciale) non è interessato da upwelling, è lambito dal South Atlantic Gyre ed è interessato dal fluire della Benguela Outer Current (BOC), ramo esterno della fredda Benguela Current (BC) che giunge nel sito in analisi dopo una deviazione verso ovest a circa 28° S. Heinrich et al. (2011) e Diester-Haass et al.

(1990,1992) evidenziano che l’assenza/presenza della BOC su Walvis Ridge sia legato allo spostamento contemporaneo del Polar Front e dell’Angola-Benguela Front verso nord/sud rispettivamente nelle fasi di deterioramento / optimum climatico. Jansen (1990) evidenzia l’alternarsi di condizioni di aridità/umidità rispettivamente nelle fasi di deterioramento/ optimum climatico nelle aree tropicali dell’Africa occidentale. Questo troverebbe conferma in Ruddiman et al. (1989) che, nello studio di eventi monsonici tra Africa settentrionale e Atlantico Equatoriale e supponendo sincronicità con quelli tra Oceano meridionale e Atlantico meridionale, individuarono l’alternarsi di condizioni di aridità/umidità continentali rispettivamente durante i minimi/massimi di insolazione estiva.

Ipotizzando che le condizioni di umidità porterebbero all’incremento del runoff continentale e della concentrazione di nutrienti lungo la costa lambita dalla BOC, è possibile spiegare dunque le oscillazioni a bassa frequenza della PC1 come l’alternarsi nel mixed layer di Walvis Ridge di intervalli di assenza della BOC, con prevalenza di condizioni di oligotrofia durante le fasi di deterioramento climatico e intervalli di azione della BOC portatrice di nutrienti durante le fasi di miglioramento climatico. Si individuerebbero così lungo il record analizzato due intervalli di azione sul mixed layer della BOC portatrice di un carico elevato di nutrienti, tra ≈17,6 e ≈15,8 Ma e tra ≈14,9 e

≈14,3 Ma, e due intervalli di condizioni oligotrofiche in assenza della BOC nel mixed layer (Figura 7.9)

Lungo il record analizzato la PC1 presenta il suo valore minimo, pari a -2,03, a

≈15,99 Ma a indicare un momento di notevole raffreddamento e arricchimento di nutrienti

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(e/o upwelling) delle acque del mixed layer confermato dal minimo dell’indice della Paleotemperatura superficiale (=0,21) e dal massimo della Paleoproduttività superficiale (=62,73 %) (Figura 7.10)

Il minimo della PC1 risulta sincrono con quello della P/B ratio (=95,98 %) ritrovato nel record analizzato. Minimi di P/B ratio potrebbero essere legati a minimi della Paleoproduttività superficiale (Van der Swann, 1990; Kroon et al. 1993) o a massimi del numero dei foraminiferi bentonici di cui l’associazione viene arricchita in seguito a winnowing per correnti di torbida o da fondo (Kucera, 2007) oppure alla contemporanea riduzione dei foraminiferi planctonici e incremento di quelli bentonici (Arrhenius, 1952) che esprime un aumento della dissoluzione dei carbonati. Il minimo del P/B ratio a ≈15,99 Ma, sincrono sia a un minimo del numero di gusci per grammo di lavato (=131047) sia con il massimo dei foraminiferi bentonici (=9, database) lascia supporre la presenza di un forte evento dissolutivo che verrebbe confermato dalla sincronicità con il massimo di Taxa Resistenti a dissoluzione (=62,73%) e della Dominanza (=0,27) e con il minimo dello Shannon Index (=2,08). Difatti è stato dimostrato che i gusci dei foraminiferi planctonici rispondono in maniera differenziale alla dissoluzione in base al loro spessore che porterebbe i gusci dalla parete più spessa ad essere più resistenti (Ruddiman &

Heensen,1967). Inoltre poiché con il procedere della dissoluzione il numero di specie resistenti a dissoluzione aumenta a discapito del numero di specie suscettibili a dissoluzione causando una riduzione della diversità dell’associazione (Berger & Parker, 1970).

La sincronicità di questo evento dissolutivo sia con un forte shift positivo del δ¹⁸Obent

sia con il minimo della Paleotemperatura superficiale potrebbe essere legato ad un evento glacioeustatico che portò alla riduzione della temperatura dell’intera massa d’acqua e ad un contemporaneo incremento della dissoluzione. Miller et al. (1991) evidenziano su numerosi record di δ¹⁸Obent distribuiti globalmente (risoluzione dai 100 ai 400 kyr) la sincronicità di un evento di minimo a 16,1 Ma, Mi2 event, ritenuto essere una risposta glacioeustatica. Il Mi2 event di Miller et al. (1991) è dunque possibile riferirlo presso il Site 1264 allo shift positivo del δ¹⁸Obent di Beddow (2016) datato 16.01 Ma e la discrepanza di

≈ 90 kyr potrebbe essere legata alla diversa risoluzione del campionamento adottata nei due studi.

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Figura 7.10: a sinistra- modello di età astronomico vs. δ¹⁸Obent (4° record in blu) e δ¹³Cbent (5° record in verde) e del Site 1264 vs. (da Beddow,2016 modificato).

Centro: curve degli indici paleoclimatico-ambientali analizzati nel testo e curva di abbondanza di specie indicative di deterioramento climatico. Bande viola:

intervalli relativi ai “Miller event” individuati nello studio.

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Questo shift positivo mostra sincronicità con il minimo dell’eccentricità dei 400 kyr del δ¹³Cbent di Beddow (2016) e con il massimo dell’eccentricità dei 400 kyr di Laskar et al. (2011 a,b). Esso mostra infine corrispondenza con un massimo di abbondanza di G. miozea e di G. archeomenardii+ G. praemenardii, proxy usati in precedenza per indicare il deterioramento climatico, e con il massimo di Globoquadrina dehiscens, forma cosmopolita e con un ampio range di variazione delle temperature e di depth habitat preferiti, avente correlazione statisticamente non significativa con la PC1 ma che presso Walvis Ridge potrebbe essere un taxon chiave per indicare il questo Mi-event.

Il successivo Mi event di Miller et al. (1991), il Mi3, datato a 13,6 Ma, presenta il suo culmine nel Mi3b, datato a ≈13,786 Ma in Beddow (2016). La curva della PC1, tuttavia, non mostra una chiara risposta al Mi3b. Essa presenta valori crescenti e positivi a partire da 14,35 Ma pur presentando uno shift negativo a 13,769 Ma (=-0,24) correlato sia con un minimo della Paleotemperatura superficiale sia con il massimo dei Taxa Resistenti a dissoluzione e con il minimo del numero di gusci per grammo. Invece, le curve di abbondanza di G. miozea e G. archeomenardii+ G.

praemenardii presentano un massimo in corrispondenza del minimo del δ¹⁸Obent.

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