1. На главную
  2. Электронные версии
  3. Геохимия
  4. T. 66, № 6, 2021

Геохимия, 2021, T. 66, № 6, стр. 518-525

Плейстоценовые отложения подводной континентальной окраины юго-западной Африки

М. А. Левитан a, *, Т. А. Антонова a, А. В. Кольцова a, К. В. Сыромятников a

a Институт геохимии и аналитической химии им. В.И. Вернадского РАН
119991 Москва, ул. Косыгина, 19, Россия

* E-mail: m-levitan@mail.ru

Поступила в редакцию 12.02.2020
После доработки 10.08.2020
Принята к публикации 03.10.2020

Полный текст (PDF)

Аннотация

Впервые описана литолого-фациальная зональность нео- и эоплейстоцена подводной окраины континентальной окраины Юго-Западной Африки по данным глубоководного бурения. Обсчет соответствующих карт, включающих изопахиты, объемным методом А.Б. Ронова позволил рассчитать количественные параметры седиментации для выделенных различных типов плейстоценовых осадков. В течение плейстоцена выросли скорости накопления терригенных и карбонатных отложений. В эоплейстоцене Бенгельский апвеллинг был более интенсивным, чем в неоплейстоцене, что доказано соответствующим увеличением скорости накопления кремнистых и карбонатно-кремнистых осадков.

Ключевые слова: континентальная окраина, Юго-Западная Африка, эоплейстоцен, неоплейстоцен, Бенгельский апвеллинг, площади, массы сухого осадочного вещества, объемы, массы осадков в единицу времени, кремнистые осадки, карбонатные осадки, терригенные осадки

Настоящая статья является частью проекта, посвященного плейстоценовым отложениям подводных частей континентальных окраин Атлантического океана. В его рамках опубликованы материалы по морю Скоша (Левитан и др., 2020), сданы в печать статьи по Карибскому морю и Мексиканскому заливу. В предлагаемой работе впервые будут рассмотрены данные по плейстоценовым отложениям одного из районов развития пассивных континентальных окраин Атлантики – подводной части окраины Юго-Западной Африки.

В качестве базовых методов исследования применены сравнительно-литологический метод Н.М. Страхова (Страхов, 1945), объемный метод А.Б. Ронова (1949), метод фациального анализа океанских отложений И.О. Мурдмаа (1987).

В плане стратиграфии четвертичных отложений использована “старая” шкала (Gradstein et al., 2004), в которой плейстоцен разделен на две основные части: ранний плейстоцен (по возрасту от 1.8 до 0.8 млн лет, округленно) и средний-поздний плейстоцен (от 0.8 до 0.01 млн лет). Они разделены границей между геомагнитными хронами Брюнес и Матуяма. Подошва раннего плейстоцена в магнитостратиграфии представлена верхней границей субхрона Олдувей. Окончание позднего плейстоцена совпадает с началом голоцена. По одному из вариантов российской четвертичной стратиграфии более ранней части плейстоцена соответствует эоплейстоцен, а более поздней – неоплейстоцен (Алексеев и др., 1997).

В изучаемом районе для стратиграфического расчленения и корреляции (в том числе – четвертичных отложений) использованы методы биостратиграфии (по планктонным фораминиферам, известковому нанопланктону и диатомеям) и магнитостратиграфии (см. ниже ссылки на отчеты по рейсам Проекта глубоководного бурения).

Приведенные в этих отчетах названия литотипов контролировались авторами по приведенным описаниям смер-слайдов и по карбонатности осадков.

СОВРЕМЕННЫЕ УСЛОВИЯ СЕДИМЕНТАЦИИ

В данном параграфе представлены результаты изучения региона, простирающегося от экватора до 35° ю.ш. и от береговой линии Африки до глубины 3000 м. Относительно узкая зона подводной континентальной окраины с севера на юг пересекает пояса развития экваториального, тропического, умеренного гумидного и аридного климатов.

С севера на юг подводная континентальная окраина Юго-Западной Африки граничит с такими крупными структурами как Ангольская глубоководная котловина, Китовый хребет, Капская глубоководная котловина (рис. 1).

Рис. 1.

Расположение скважин глубоководного бурения. Условные обозначения: 1 – скважины глубоководного бурения; 2 – течения (Berger et al., 1998, с изменениями); 3 – изобаты (в м); 4 – области повышенной первичной продукции (Berger et al., 1998, с изменениями), южная область – Бенгельский апвеллинг. Пунктирная линия – Анголо-Бенгельский гидрологический фронт (АБФ). БТ – Бенгельское течение; ЮЭТ – Южно-экваториальное течение; ЮЭПТ – Южно-экваториальное противотечение. I – Ангольская глубоководная котловина; II – Китовый хребет; III – Капская глубоководная котловина.

В системе поверхностной циркуляции доминирует холодное Бенгельское течение, текущее на север (рис. 1) и являющееся восточной частью огромного круговорота вод Южной Атлантики. Благодаря дующим из пустыни Намиб юго-восточным пассатам и Экмановскому механизму формируется стоковое течение западного направления и поэтому в структуре вертикальной циркуляции основную роль играет Бенгельский (Намибийский) апвеллинг. В нем отклоняющаяся к северу от Антарктического циркумполярного течения струя поднимает с глубины 80–50 м к поверхности южной части изучаемого региона богатые питательными веществами подповерхностные воды, что приводит к формированию повышенной первичной продукции вдоль всей окраины с величинами свыше 180 г С × см2/год (и в несколько раз выше в зоне непосредственно в зоне Бенгельского апвеллинга) (Berger et al., 1998). В современную эпоху влияние отмеченной зоны высокой первичной продукции распространяется до глубины примерно 1000 м. Наиболее выражен Бенгельский апвеллинг южнее 21° ю.ш. Интенсивность апвеллинга в современную эпоху определяется силой ветра (Nelson, 1992). Примерно однажды в 10 лет здесь наблюдается явление Ниньо, когда теплые и соленые поверхностные воды с севера активно поступают на юг. В это время апвеллинг прекращается и происходят заморы рыбы (Батурин, 2004).

Севернее района сочленения Китового хребта и континентальной окраины Африки циркуляция выглядит совсем по-другому (рис. 1). Здесь нет апвеллинга и находится другая крупная ячейка циркуляции (Berger et al., 1998).

Поставка терригенного материала с суши осуществляется реками (перечисление с севера на юг) Конго, Кунене, Оранжевая (рис. 1); а также эоловым путем, причем превалирует поступление эолового материала из пустыни Намиб.

Северная часть исследованной окраины (от 0 до примерно 15° ю.ш.) в современную эпоху является областью доминирования терригенной седиментации (с небольшим пятном диатомовых глин в зоне влияния выносов р. Конго), а южнее преобладают планктоногенные карбонатные осадки, к которым на шельфе и континентальном склоне в районе воздействия Бенгельского апвеллинга добавляются фораминиферовые пески, глауконитовые пески (на шельфе), диатомовые илы и диатомовые глины с фосфоритовыми конкрециями (Емельянов и др., 1989–1990; Батурин, 2004).

ФАКТИЧЕСКИЙ МАТЕРИАЛ И МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

На подводной окраине Юго-Западной Африки пробурены скважины в ходе следующих рейсов глубоководного бурения: DSDP №№ 40 (Bolli et al., 1978), 75 (Hay et al., 1984); ODP № 175 (Wefer et al., 1998). Расположение этих скважин показано на рис. 1.

По данным о литологии и стратиграфии четвертичных отложений, полученным в этих рейсах, для временных срезов нео- и эоплейстоцена в поперечной азимутальной проекции нами составлены литолого-фациальные карты с изопахитами в масштабе 1 : 10 000 000. В качестве батиметрической основы использовалась карта ГЕБКО, опубликованная в 2004 г. (www.gebco.org).

Затем карты были обработаны с помощью объемного метода А.Б. Ронова и таким образом рассчитаны площади и объемы закартированных литологических градаций. Использование приведенных в отчетах по вышеуказанным рейсам данных о влажности и плотности натуральных осадков позволило пересчитать объемы в массы сухого осадочного вещества и далее на этой основе получить значения скоростей накопления осадков.

ПОЛУЧЕННЫЕ РЕЗУЛЬТАТЫ

Неоплейстоцен. На литолого-фациальной карте неоплейстоцена (рис. 2) хорошо видны продольная и поперечная фациальные зональности. С севера до примерно 14° ю.ш. доминируют терригенные гемипелагические глины, которые на траверзе р. Конго на нижнем континентальном склоне замещаются диатомовыми глинами. Далее на юг примерно до 22° ю.ш. расположена карбонатная зона с полями диатомовых наноглин (чуть севернее устья р. Кунене), фораминиферово-кокколитовых глин шельфа и континентального склона, а также фораминиферово-кокколитовых илов на северо-восточном окончании Китового хребта. Южнее (ориентировочно до траверза р. Оранжевой) расположена зона влияния Бенгельского апвеллинга с переслаивающимися фораминиферово-кокколитовыми глинами, гемипелагическими глинами, кокколитовыми илами и диатомово-кокколитовыми глинами. Здесь особенно высока примесь глауконита, обычны фосфоритовые конкреции. Наконец, самая южная часть изученной окраины в неоплейстоцене была покрыта переслаивающимися пачками кокколитовых илов и карбонатныхтурбидитов.

Рис. 2.

Литолого-фациальная карта неоплейстоцена. Условные обозначения: 1 – гемипелагические глины; 2 – карбонатные турбидиты; 3 – наноилы; 4 – фораминиферовые наноилы; 5 – наноглины; 6 – фораминиферовые наноглины; 7 – нано-диатомовые глины; 8 – диатомовые глины; 9 – скважины глубоководного бурения; 10 – изопахиты.

Следует отметить, что практически все изученные осадки содержат по несколько процентов Сорг, причем наибольшие значения отмечены в двух местах: на траверзе р. Конго и в зоне влияния Бенгельского апвеллинга.

Мощности осадков свыше 100 м приурочены к зоне смешения вод р. Конго и морских вод, а также к зоне Бенгельского апвеллинга. На большей части подводной окраины преобладают мощности от 100 до 50 м, а в двух районах (между 7° и 22° ю.ш. и к югу от устья р. Оранжевой) почти половину площади окраины в неоплейстоцене занимали осадки мощностью менее 50 м. Практически на всем протяжении исследованного региона наблюдается закономерное уменьшение мощностей от берега в пелагическом направлении.

Обсчет описанной карты с помощью объемного метода А.Б. Ронова показал, что закартированная площадь равна 226.9 тыс. км2, а объем накопившихся осадков составляет 14.7 тыс. км3 (табл. 1). В процентном отношении от всего объема содержание гемипелагических глин равно 37.4, наноилов – 18.4, карбонатных турбидитов – 9.5, наноглин – 8.8, кокколитово-фораминиферовых глин – 8.2, диатомово-кокколитовых илов – 6.8, диатомовых глин – 4.8, диатомово-кокколитовых глин – 4.1. После пересчета объемов в массы сухого осадочного вещества (табл. 2) выяснилось, что суммарная масса осадков неоплейстоценового возраста в изученном районе равна 11.4 × 1018 г. Из них сухая масса терригенных отложений составляет 5.4, карбонатных – 4.8, кремнистых – 1.2 × 1018 г.

Таблица 1.  

Площади (S, тыс. км2) и объемы (V, тыс. км3) плейстоценовых отложений на подводной окраине Юго-Западной Африки

Возраст Гемипелагические глины Диатомовые глины Диатомовые наноглины Нанофорамини-феровые глины Нанофорамини-феровые илы Переслаивание наноилов и наноглин Переслаивание нанофораминиферовых глин и гемипелагических глин
S V S V S V S V S V S Наноилы V Наноглины V ΣV S Нанофо-рамини-феровые глины V Гемипела-гические глины V ΣV
Q2–3 74.5 4.6 7.7 0.7 10.0 0.6 8.2 0.6 12.8 0.2 8.2 0.3 0.3 0.6 20.5 0.6 0.9 1.5
Q1 82.7 3.9 5.1 0.4 35.6 3.9 0 0 15.4 0.5 5.6 0.2 0.2 0.4 0 0 0 0
Возраст Переслаивание наноглин и диатомовых наноилов Переслаивание наноилов и карбонатных турбидитов Переслаивание нанофораминиферовых глин и диатомовых глин
S Наноглины V Наноилы V Диатомовые наноилы V ΣV S Наноилы V Карбонатные турбидиты V ΣV S Нанофорами-ниферовые глины V Диатомовые глины V ΣV
Q2–3 31.0 1.0 1.0 1.0 3.0 54.0 1.4 1.4 2.8 0 0 0 0
Q1 0 0 0 0 0 45.1 1.4 1.4 2.8 6.9 0.26 0.26 0.52
Возраст Переслаивание нанфораминиферовых глин, гемипелагических глин и диатомовых наноглин Переслаивание нанофораминиферовых илов, диатомовых глин и диатомовых наноилов Все осадки
S Нанофора-миниферо-вые глины V Гемипела-гические глины V Диатомовые глины V ΣV S Нанофорами-ниферовые илы V Диатомовые глины V Диатомовые наноилов V ΣV ΣS ΣV
Q2–3 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 226.9 14.6
Q1 17.9 0.4 0.4 0.8 1.6 12.6 0.21 0.22 0.32 0.75 226.9 14.7
Таблица 2.  

Массы сухого осадочного вещества (M, 1018 г) и массы сухого осадочного вещества в единицу времени (I, 1018 г/млн лет) плейстоценовых отложений подводной окраины Юго-Западной Африки

Возраст Гемипелаги-ческие глины Диатомовые наноилы Диатомовые глины Диатомовые наноглины Нанофора-миниферовые глины Нано-глины Нано-илы Карбонатные турбидиты
M I M I M I M I M I M I M I M I
Нео-плейстоцен 5.4 6.8 0.5 0.7 0.3 0.3 0.3 0.4 0.8 1.0 0.9 1.1 2.0 2.6 1.2 1.6
Эоплей-стоцен 4.2 4.2 0.2 0.2 0.2 0.2 2.7 2.7 0.3 0.3 0.1 0.1 0.4 0.4 1.3 1.3

Эоплейстоцен. Литолого-фациальная карта эоплейстоцена (рис. 3) весьма напоминает неоплейстоценовую карту общей фациальной структурой, однако обращает на себя внимание довольно сильное расширение площади, занятой слабокремнистыми и кремнистыми осадками (в том числе и на поверхности северо-восточного окончания Китового хребта). Кроме того, уменьшаются мощности терригенных осадков и возрастают мощности кремнистых отложений.

Рис. 3.

Литолого-фациальная карта эоплейстоцена. Условные обозначения: 1 – гемипелагические глины; 2 – карбонатные турбидиты; 3 – наноилы; 4 – фораминиферовые наноилы; 5 – наноглины; 6 – фораминиферовые наноглины; 7 – нанодиатомовые илы; 8 – нанодиатомовые глины; 9 – диатомовые глины; 10 – изопахиты (в м); 11 – скважины глубоководного бурения.

В результате проведенных расчетов выяснилось, что объем эоплейстоценовых осадков равен 14.8 тыс. км3 (табл. 1). В процентном отношении от всего объема содержание диатомово-кокколитовых глин равно 31.8, гемипелагических глин – 29.1, наноилов – 10.8, карбонатных турбидитов – 9.5, диатомовых глин – 4.8, кокколитово-фораминиферовых (нано) глин – 4.7, диатомово-кокколитовых илов – 2.0, наноглин – 1.4. После пересчета объемов в массы сухого осадочного вещества (табл. 2) оказалось, что суммарная масса осадков эоплейстоценового возраста в изученном районе равна 9.4 × 1018 г. Из них сухая масса терригенных отложений составляет 4.2, карбонатных – 2.1, кремнистых –3.1 × 1018 г.

Расчет скоростей накопления основных групп осадков (табл. 2) показал, что в течение плейстоцена этот параметр вырос для терригенных отложений (в 1.6 раза) и для карбонатных осадков (в 3.0 раза), однако уменьшился для кремнистых осадков (в 2.2 раза).

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Увеличение поставки терригенного материала с территории Африки в течение плейстоцена, с точки зрения авторов, скорее всего, связано с увеличением неотектонического воздымания Восточно-воздымания Африканской рифтовой зоны, относящейся к числу весьма активных в неотектоническом отношении горных поясов (Трифонов, Соколов, 2015). Напомним, что верховья северо-восточных притоков р. Конго расположены в южной части этой рифтовой зоны. При этом нельзя исключить и определенную роль влияния гляциоэвстатических колебаний уровня Мирового океана.

Интересно, что рост карбонатонакопления в неоплейстоцене по сравнению с эоплейстоценом противоречит ранее выявленной нами тенденции к падению скорости карбонатонакопления в пелагической части Атлантического океана (Левитан, Гельви, 2016). Таким образом, на малых глубинах дна (на подводной части континентальной окраины Юго-Западной Африки) в неоплейстоцене накапливалось больше карбонатных осадков по сравнению с эоплейстоценом, чем на больших глубинах. Как и указывалось ранее, ситуация на больших глубинах объясняется влиянием увеличившегося в неоплейстоцене потока глубинных и придонных вод, растворяющих карбонаты, из высоких широт (Левитан, Гельви, 2016). До верхней части промежуточных и до поверхностных вод это влияние практически не доходит, поэтому здесь сохраняется тот же тренд возрастания продуктивности карбонатконцентрирующих организмов в течение плейстоцена, который был зафиксирован для пелагиали Тихого и Индийского океанов (Левитан и др., 2013, 2014).

История кремненакопления на подводной континентальной окраине Юго-Западной Африки заметно отличается для двух основных районов: на траверзе р. Конго и в зоне воздействия Бенгельского апвеллинга. Данные глубоководного бурения убедительно свидетельствуют, что связанное с поставкой питательных веществ рекой Конго накопление диатомовых глин усилилось в неоплейстоцене по сравнению с эоплейстоценом (аналогично аккумуляции гемипелагических глин) (Wefer et al., 1998). В то же время кремненакопление в зоне воздействия Бенгельскогоапвеллинга было гораздо более мощным и более распространенным по площади в эоплейстоцене, чем в неоплейстоцене. В целом на площади изученной континентальной окраины в плейстоцене влияние Бенгельского апвеллинга на кремненакопление было гораздо большим, чем влияние поставки растворенных питательных веществ рекой Конго.

Представляет большой интерес вопрос: чем именно вызвана интенсификация кремненакопления в зоне Бенгельского апвеллинга в эоплейстоцене? Возможны два альтернативных подхода: 1) усиление эоловой активности над пустыней Намиб; 2) увеличение притока антарктических подповерхностных вод.

Надежных материалов по первому механизму довольно мало. Судя по литературным данным, скорее всего в плейстоцене (особенно в позднем) имело место чередование влажных и аридных эпизодов с преобладанием последних. Например, в течение последних 420 тыс. лет отмечены эпизоды повышенной влажности 420–385, 230–207 и 120–117 тыс. лет назад, совпадающие с межледниковьями (Geyh, Heine, 2014). Аридные эпизоды, вероятно, соотносились с усилением юго-восточных пассатов и интенсификацией апвеллинга (Shi et al., 2001). Возможно, им соответствуют выявленные в кернах ледового бурения на Антарктиде эпизоды увеличения концентрации пыли в атмосфере во время оледенений (Brook et al., 2006). Если опираться на эти данные, то следовало бы ожидать интенсификации апвеллинга в неоплейстоцене, а не в эоплейстоцене.

Вторая точка зрения довольно детально разработана в работе (Berger et al., 1998). Основываясь на многочисленных палеоокеанологических индикаторах, ее авторы показали, что под относительно теплыми поверхностными водами с довольно низкими концентрациями растворенного кремния с плиоцена уже существовал мощный поток подповерхностных антарктических вод, обогащенных растворенным кремнием и попадавших в зону апвеллинга. Его максимум пришелся на уровень 2 млн лет назад, и с той поры поток постепенно уменьшался, в том числе в период с эоплейстоцена по неоплейстоцен.

Авторы данной статьи поддерживают вторую точку зрения. Дополнительным ее доказательством служит практически полное совпадение наблюдаемой в Бенгельском апвеллинге картины изменения абсолютных масс биогенного кремнезема с аналогичной картиной в море Уэдделла (с тем же максимумом на 2 млн лет) (Cortese et al., 2005).

ВЫВОДЫ

В проведенном исследовании представлены составленные авторами литолого-фациальные карты (с изопахитами) масштаба 1 : 10000000 для нео- и эоплейстоцена подводной континентальной окраины Юго-Западной Африки. Обсчет этих карт с помощью объемного метода А.Б. Ронова позволил рассчитать такие количественные параметры седиментации как площади и объемы осадков соответствующих стратиграфических подразделений, массы сухого осадочного вещества и скорости его накопления.

Анализ полученных данных дал возможность сделать выводы об усилении в течение плейстоцена терригенной и карбонатной седиментации, и ослаблении – кремнистой. Последнее обстоятельство, скорее всего, связано с уменьшением интенсивности Бенгельского апвеллинга.

Работа выполнена по теме госзаказа № 0137-2016-0008.

Список литературы

  1. Алексеев М.Н., Борисов Б.А., Величко А.А и др. (1997) Об общей стратиграфической шкале четвертичной системы. Стратиграфия. Геологическая корреляция. 5(5), 105-108.

  2. Батурин Г.Н. (2004) Фосфатонакопление в океане. М.: Наука. 464 с.

  3. Емельянов Е.М., Ильин А.В., Лисицын А.П., Шурко И.И., Фроль В.В. (1989–1990) Типы донных осадков // Международный геолого-геофизический атлас Атлантического океана (гл. ред. Г.Б. Удинцев). М.: Мингео СССР, АН СССР, ГУГК СССР.

  4. Левитан М.А., Гельви Т.Н. (2016) Количественные параметры пелагической плейстоценовой седиментации в Атлантическом океане. Геохимия. (12), 1091-1103.

  5. Levitan M.A., Gelvi T.N. (2016) Quantitative parameters of pelagic Pleistocene sedimentation in the Atlantic Ocean. Geochem. Int. 54(12), 1049-1060.

  6. Левитан М.А., Антонова Т.А., Гельви Т.Н. (2014) Фациальная структура и количественные параметры пелагической плейстоценовой седиментации в Индийском океане. Геохимия. (4), 350-360.

  7. Levitan M.A., Antonova T.A., Gelvi T.N. (2014) Facies structure and quantitative parameters of pelagic Pleistocene sedimentation in the Indian Ocean. Geochem. Int. 52(4), 316-324.

  8. Левитан М.А., Балуховский А.Н., Антонова Т.А., Гельви Т.Н. (2013) Количественные параметры пелагической плейстоценовой седиментации в Тихом океане. Геохимия. (5), 387-395.

  9. Levitan M.A., Balukhovsky A.N., Antonova T.A., Gelvi T.N. (2013) Quantitative parameters of pelagic Pleistocene sedimentation in the Pacific Ocean. Geochem. Int. 51(4), 345-352.

  10. Левитан М.А., Гельви Т.Н., Домарацкая Л.Г. (2020) Фациальная структура и количественные параметры седиментации плейстоценовых отложений на глубоководном ложе юга Тихого океана и в море Скоша. Литология и полезные ископаемые. (5), 387-399.

  11. Мурдмаа И.О. (1987) Фации океанов. М.: Наука, 304 с.

  12. Ронов А.Б. (1949) История осадконакопления и колебательных движений Европейской части СССР (по данным объемного метода). М.: Геофиз. ин-т АН СССР. (3), 136 с.

  13. Страхов Н.М. (1945) О сравнительно-литологическом направлении и его ближайших задачах. Бюл. МОИП. Отд. геол. 20(3/4), 34-48.

  14. Трифонов В.Г., Соколов С.Ю. (2015) На пути к постплейт-тектонике. Вестник Российской академии наук. 85(7), 605-615.

  15. Berger W.H., Wefer G., Richter C., and the Leg 175 Scientific Party (1998) The Angola-Benguela upwelling system: paleoceanographic synthesis of shipboard results from Leg 175. In: Wefer G., Berger W.H., Richter C. et al. (1998) Proc. ODP, Init.Repts., 175: College Station, TX (Ocean Drilling Program).

  16. Bolli H.M., Ryan W.B.F. et al. (1978) Proc. DSDP, Init.Repts., 40: Washington (U.S. Government Printing Office).

  17. Brook E.J., Wolff E., Dahl-Jensen D. (2006) The future of ice coring: International partnerships in Ice Core Sciences (IPICS). PAGES News. 14(1), 6-10.

  18. Cortese G., Gersonde R., Hillenbrand C.-D., Kuhn G. (2004) Opal sedimentation shifts in the World Ocean over the last 15 Myr. Earth Planet. Sci. Lett. 224, 509-527.

  19. Geygh M.A., Heine K. (2014) Several distinct wet periods since 420 ka in the Namib Desert inferred from U-series dates of speleothems. Quatern. Res. 81(2), 381-391.

  20. Gradstein F.M., Ogg J.G., Smith A.G. (2004) A Geologic Time Scale 2004. Cambridge Univ. Press. 82 p.

  21. Hay W.W., Sibuet J.-C. et al. (1984) Proc. DSDP, Init.Repts., 75: Washington (U.S. Government Printing Office).

  22. Nelson G. (1992) Equatorial wind and atmospheric pressure spectra as metrics for primary productivity in the Benguela system. South African J. Marine Science. 12(1): 19-28.

  23. Shi N., Schneider R., Beug H.-J., Dupont L.M. (2001) Southeast trade wind variation during last 135 kyr: evidence from pollen spectra in eastern South Atlantic sediments. Earth Planet. Sci. Lett. 187, 311-321.

  24. Wefer G., Berger W.H., Richter C. et al. (1998) Proc. ODP, Init.Repts. 175: College Station TX (Ocean Drilling Program). www.gebco.org

Дополнительные материалы отсутствуют.

Инструменты

следующая статья выпуска предыдущая статья выпуска содержание выпуска

Геохимия

Архивы выпусков Информация о журнале Отправить рукопись в журнал