ArticlePDF Available

ПОЗДНЕЧЕТВЕРТИЧНЫЕ ИЗМЕНЕНИЯ ПРОДУКТИВНОСТИ ОКЕАНИЧЕСКОЙ БИОТЫ

Authors:

Abstract

Developed is the complex procedure for reconstructing marine biota productivity in the geological past. The reconstruction of the Atlantic Ocean water productivity have been carried out for 18—20 kA and 125—130 kA ago. It is shown that the water productivity of the Atlantic Ocean naturally changed with changing mean global temperature: so, during the last Ice Age maximum (18 kA ago) it was above and the Mikulino Interglacial optimum (125 kA ago) below the present one. The latter sequence can be used as a prognostic one to estimate anthropogenic climate change effects on marine biota productivity in the mid-21st century. Выполнены реконструкции палеопродуктивности вод Атлантического океана для срезов 18—20 и 125—130 тыс. лет нйзад.'Показано, что продуктивность вод Атлантического океана закономерно изменялась при изменении средней глобальной температуры. Так, в максимум последнего оледенения (18 тыс. лет назад) она была больше современной, а в оптимум микулинского межледниковья (125 тыс. лет назад) — меньше современной. Последний срез можно использовать как прогностический для оценки воздействия антропогенных изменений климата на продуктивность морской биоты в середине XXI столетия.
ОКЕАНОЛОГИЯ
т. 30 1990 вып. Г
УДК 551.465.79
А. Г. ЛАПБНИС, Н. С. ОСЬКИ НА, М. С. БАРАШ,
, НБЛЮМ, Е. В. В А С И Л Е В А
ПОЗДНЕЧЕТВЕРТИЧНЫЕ ИЗМЕНЕНИЯ ПРОДУКТИВНОСТИ
ОКЕАНИЧЕСКОЙ БИОТЫ
Выполнены реконструкци и палеопродуктив ности во д Атлантического
океана для ср езов 1820 и 125— 130 тыс. лет н йзад.'П ок аза но, что пр о
дуктивность вод Атлантического океана законо мерно изменялась при и з
менении средней гл обальн ой температуры. Так, в максимум по следнего
оледенения (18 тыс. лет н аза д) она была больше современной, а в оптимум
микулинского межледниковья (12 5 тыс. лет н аза д) — меньше соврем енной.
По следний ср ез мож но использовать как прогностический для оценки в оз
действия антропогенн ых изменений климата на продуктивност ь морской
биоты в середи не XXI столетия.
В геологическом прошлом изменения глобального климата сопро
вождались значительными, изменениями циркуляции вод Мирового оке
ана. Перестройка общей циркуляции океанических вод изменяла интен
сивность поступления в поверхностные слои богатых питательными ве
ществами глубинных вод. Изменение потоков биогенных веществ долж 
но было вызывать изменение продуктивности всей экосистемы Мирово
го океана.
В ряде работ делаются попытки оценить изменение продуктивности
морской биоты по косвенным данным: по изменению скоростей биоген
ного осадконакопления, изменению содержания стабильного изотопа
углерода 613С в раковинах планктонных фораминифер. Скорость био
генного осадконакопления непосредственно отражает лишь продуктив
ность той части микропланктона асто небольшой), скелетные элемен
ты которой накапливаются в составе донных осадков. При оценке про
дуктивности поверхностных вод необходимо исключать осадконакопле-
ние, обусловленное донными организмами, которое на шельфе и в
верхней части материкового склона составляет существенную долю все
го биогенного осадконакопления и нередко превышает планктоноген
ную часть. Кроме того, в условиях растворения биогенных остатков,
имеющих место на большей части дна Мирового океана и в ряде морей,
использование этого метода в широких масштабах вообще неосущест
вимо без введения ряда допущений, понижающих точность оценок па
леопродуктивности. Например, при достаточно высокой биопродуктив
ности Японского моря в его котловинах в осадках содержится мало био
генных элементов иза высокого положения лизоклинов и уровня кар
бонатной компенсации. Вероятно, сходное положение было и в дочет-
вертичное время. Тем не менее в работе [9] проведен интересный ана
лиз тонкой структуры современных осадков из района апвеллинга у
побережья южной Калифорнии. В результате применения оригинальной
методи-ки рассчитаны изменения продуктивности в исследуемом районе
Тихого океана за последние 30 лет. Результаты этого исследования ука
зывают на некоторое уменьшение продуктивности морского планктона.
Авторы связывают это с развитием процесса антропогенного потепления
климата.
Основной трудностью в интерпретации изотопных данных является
сложность выделения чисто «биолодического» сигнала, так как на изме
нение изотопного состава раковин планктонных фораминифер влияют и
© А. Г. Л апенис, Н. С. Оськина, М. С. Бара ш, Н . С. Блюм, Е. В . Василе ва, 1990 г..
93
другие факторы: температура воды, суммарная концентрация С 02, осо
бенности циркуляции воды и др. Попытка преодолеть все эти трудности
елается в работе [11], в которой авторы проводят оценку величины
так называемой новой продуктивности морского планктона в максимум
последнего оледенения Земли 18 тыс. лет назад. Согласно результатам
этой работы, во время ледникового периода новая продуктивность мор
ской биоты была примерно на 30—50% больше современной.
В настоящей работе для оценки величины продуктивности морской
■биоты используется известная связь между различными гидрофизиче
скими условиями в океане и величиной продуктивности биоты [5]. Так,
области максимальной продуктивности (гипертрофные и эвтрофные во
ды) приурочены к районам океанических апвеллингов, где происходит
интенсивный подъем богатых питательными веществами подповерхност
ных вод. Зоны пониженной продуктивности (олиготрофные воды), на
против, приурочены к центральным районам океана — центрам океани
ческих круговоротов воды, где происходит медленное погружение бед
ных питательными веществами поверхностных вод. Мезотрофные воды
занимают промежуточное положение между районами апвеллингов и
центрами океанических круговоротов. Таким образом, целью настоящей
работы является разработка методики и реконструкция географического
распространения зон различной трофности лиготрофных, мезо- и эв-
трофных) в геологическом прошлом, а также исследование с помощью
этой методики общих закономерностей изменения продукции Мирового
океана при изменениях климата Земли.
Реконструкция положения основных океанских круговоротов для ха
рактерных позднечетвертичных временных уровней для Атлантического
океана осуществлена на основе информации о распределении поверхно
стных палеотемператур, границах плавучих льдов, ареалах планктон
ных фораминифер, палеотечений, специфических контрастных танатоце-
нозах планктонных фораминифер, маркирующих фронтальные зоны [2,
8]. Это в основном те же круговороты, которые наблюдаются и в сов
ременном океане, но они имели несколько иные развитие и положение.
Как и в настоящее время, в субтропических зонах были распростране
ны мощные антициклонические круговороты. В высоких широтах они
отделялись от субполярных циклонических круговоротов четкими фрон
тальными зонами — северным и южным полярными фронтами, которые
маркированы границами субполярных и умеренных танатоценозов
планктонных фораминифер, границами распространения плавучих льдов
л контрастными танатоценозами.
Контрастные танатоценозы маркируют такж е и другие гидрологиче
ские фронтальные зоны и зоны влияния апвеллингов. Пограничные зо
ны смежных макроциркуляционных систем характеризуются сложными
процессами взаимопроникновения водных масс и большими сезонными
колебаниями температуры. Кроме того, для них характерны некоторые
смещения от среднего положения, вызванные климатическими колеба
ниями низких порядков. Bde это приводит к формированию на дне до
вольно широких полос смешанных контрастных танатоценозов. Если во
внутренних частях водных масс формируются «нормальные» для дан
ной климатической зоны танатоценозы с определенным соотношением
видов, то у границ водных масс — смешанные «контрастные» танатоце-
-нозы. Так, в зоне субтропического фронта встречен контрастный тана
тоценоз, характеризующийся высокими содержаниями умеренных и тро
пических видов при низком содержании субтропических [8].
Для выделения _ зон апвеллингов использованы поля среднегодовых
зональных аномалий температуры поверхностной воды Мирового океа
на. Это объясняется тем, что на величину отрицательной аномалии тем
пературы воды на поверхности Мирового океана сильное влияние ока
зывает скорость подъема глубинных холодных вод. Чем интенсивнее
процесс подъема, тем больше величина отрицательной аномалии тем
пературы. Горизонтальная адвекция тепла не может затушевать прояв
ления зон апвеллингов ввиду несопоставимости горизонтальной и вер
54
тикальной компонент баланса тепла поверхностных слоев моря в этих:
зонах .. Так, характерные Лртикальный и горизонтальный градиенты*
температуры в зонах апвеллинга различаются более чем в десятки ты
сяч раз, тогда как характерные горизонтальные скорости в этих райо-.
нах больше вертикальных не более чем в сотни раз [6]. Такимбразом,
отрицательные аномалии температуры служат хорошим индикатором
зон апвеллинга.
На рис. 1 показано рассчитанное поле среднегодовых зональных ано
малий температуры поверхностного слоя вод Мирового океана для сов
ременной эпохи, а также для периодов 125 и 18 тыс. лет назад. Д ля рас
четов использовались карты современных среднегодовых температур-
поверхностных вод Мирового океана [10] и реконструкции среднегодо
вых температур поверхностных вод Мирового океана на периоды 18 и
125 тыс. лет назад, выполненные М. С. Барашом, Н. С. Оськиной,
Н. С. Блюм и Е. В. Ивановой на основе оригинального микропалеонто-
логического материала с учетом данных проекта КЛИМ АП [2, 4, 7
и др.]. Расчет поля зональных аномалий для каждого временного среза
производился по формуле
Таф--7’в, (1)
где 7а — значение аномалии температуры воды; —'среднезональное
значение температуры поверхностных вод Мирового океана на широте
ф; Г, значение температуры поверхностных вод.
Величина среднезонального значения температуры воды в поясе ши
роты ф вычислялись по 5радусной сетке по формуле
f 0,5 COS ф(;_6)s £ V 5) + 0,5 co s q>(1._5)s"r, + 0,5 c os y(1-+5)S ^ +5)
Ф*' 0,5iV(i_ 5) c os ф( ;_ 5) + Nt co s ф[. + 0,5/V(i+5) c os Ф (.+5 )
где индексы i—5 и i+ 5 означают данные, относящиеся к поясу широты
насевернее и на 5° южнее широты ф соответственно; Nan обознача
ют номер 5-градусного квадрата в соответствующем широтном поясе.
Процедура осреднения, проводившаяся по формуле (2 ),услужит также
фильтром, позволяющим избежать значительных искажений, возника
ющих иза случайных, не систематических ошибок в данных о полях
температуры в геологическом прошлом.
Отрицательные значения аномалий хорошо показывают наличие сов
ременных зон апвеллинга анарского, Бенгельского, Калифорнийско
го, Перуанского и др.) (рис. 1, а). Количественно довольно трудно оце
нить, какой скорости подъема воды соответствует то или иное значение-
аномалии температуры воды. Тем не менее само существование та1кой
зависимости очевидно. На рис. 1, б, в даны результаты пересчета карг
среднегодовых температур поверхностного слоя океана 18 и 125 тыс. лег
назад в величины зональных аномалий температуры. Не трудно заме
тить, что поля зональных аномалий температуры 18, 125 тыс. лет назад
и современные образуют единый ряд с современным, распределением
этой величины (рис. 1, а), причем современная картина распределения
является переходной между картами на 18 и 125 тыс. лет назад. Причи
на такого явления может быть связана только с изменениями климата
Земли. По оценкам [1], 18 тыс. лет назад (в максимум ледникового пе
риода) среднеглобальная .температура приповерхностного слоя воздуха
была примерно на 5° С ниже современной, а 125 тыс. лет назад (во вре
мя рисс-вюрмского, или микулинского, меж ледниковья)— на 2° С выше
современной. Рассматривая рис. 1 как гомологический ряд изменений
площади, ' занимаемой отрицательными аномалиями поверхностного
слоя Мирового океана, с изменением среднеглобальной температуры.
Земли, можно сделать следующие выводы:
1. Площадь, занимаемая отрицательными аномалиями температуры,,
была максимальной во время ледникового периода, тогда как наимень
шую площадь они занимали во время теплового климата межледниковья.
95
Рис. 1, а , б
2. Во время ледникового периода наиболее заметно активизирова
лись апвеллинги у западных побережий континентов.
3. В межледниковье наиболее существенное сокращение площадей
апвеллингов также происходило у западных побережий. У восточных
побережий при потеплении, напротив, происходило некоторое их уси
ление.
4. Во время ледникового периода апвеллинги приближались к эква
тору, увеличивая при этом свою интенсивность и площадь, тогда как при
потеплении происходило их распространение в более высокие широты с
одновременным уменьшением их общей площади.
Интересно отметить, что такая же реакция циркуляции океана (по
крайней мере, Тихого) на увеличение среднепланетарной температуры
96
Ри с. 1. С реднегодовы е аномалии температуры поверхностных в од Миров ого о кеана
а — с овре ме нная эпох а; 6 — 18 ты с. л ет н азад ; в — 125 ты с. л ет наз ад
воздуха отмечается в уже упоминавшейся работе [9] для гораздо более
короткого (~ 30 лет) интервала времени. Практически целиком совпа
дает с описанной выше картиной также и перестройка океанической
циркуляции в годы Эль-Ниньо. Последнему факту трудно дать простое
физическое объяснение. В рамках данной статьи можно лишь констати
ровать близкую (в основных чертах) реакцию глобальной циркуляции
Мирового океана-на изменение температуры Земли за интервал време
ни в несколько тысячелетий, несколько десятилетий и даже за несколь-
к( > лет.
Авторы настоящей статьи далеки от мысли объяснения сходных из
менений в циркуляции океана какимибо единым «всевременным» ф и
зическим механизмом. Однако очевидным фактом является однозначное
соответствие определенных изменений циркуляции океана определенным
изменениям климата Земли. Данное обстоятельство создает условия
для применения предлагаемых реконструкций в целях прогноза послед
ствий антропогенных изменений климата на изменение интенсивности
апвеллингов, которые обеспечивают кормовую базу большинства объ
ектов рыбного промысла в Мировом океане.
Для реконструкции полей палеопродуктивности учета одних зон ап
веллингов недостаточно. К ак уже упоминалось, в данной работе на ос
нове микропалеонтологического анализа выделяются тагрке и олиго-
трофные воды центров океанических круговоротов.
В настоящее время достаточно полный микропалеонтологический
анализ танатоценозов планктонных фораминифер выделением нор
мальных и контрастных типов танатоценозов) проведен только для Ат
лантического океана. Поэтому сопоставление предложенной методики
л экспериментальных данных проводится на примере вод Атлантическо
го океана. На рис. 2 приводится карта распределения первичной про
дукции морской биоты в Атлантическом океане по данным Кобленц-
Мишке [5], на которой показано положение антициклонических круго
воротов воды, выделенных по микропалеонтологическим данным, и по
ложение среднегодовых отрицательных изоаномал температуры в 2 и
3°. На этой карте величина биологической продукции делится на пять
классов. Наша схема имеет всего три ступени, поэтому был проведен
Ри с. 3. Площ адно е р аспр еделение вод различной тро фности в Атлантическом океане
а — сов реме нн ая эп оха; 6 — 4—6 ты с. л ет; в — 18 тыс . л ет ; г 125 ты с. л ет н аз ад . 1 — эв тро фн ые
и гип ертр офны е в оды ; 2 — м езот ро фн ые во ды; 3 — о лиго тро фн ые во ды
По предложенной методике были выполнены реконструкции поля
лродуктивности вод Атлантического океана для времени 18 и 125 тыс.
лет назад. Кроме того, была построена карта для оптимума голоцена
(4—6 тыс. лет назад), однако при построении последней карты зоны ап-
веллинга определялись через зональные аномалии поля температур, ко
торое было реконструировано Н. С. Оськиной только для Атлантическо
го океана, поскольку данных о температуре вод всего Мирового океана
на этот интервал времени нет.
Результаты реконструкции показаны на рис. 3. Для сравнения ри
сунков надо принять во внимание то, что реконструкции относятся к пе
риодам с существенно разными климатическими условиями. Количест
венным показателем состояния климатической системы может служить
величина среднеглобальной температуры приповерхностного слоя воз
духа. Как уже упоминалось, во время максимума последнего оледене
ния (18 тыс. лет назад) среднеглобальная температура была ниже на
5° С, а во время оптимумов голоцена (4—6 тыс. лет назад) и последнего
межледниковья (125 тыс. лет назад) выше на 1 и 2° С соответственно
£1]. Сравнивая результаты реконструкции поля продуктивности разных
4* 99
Оценка вероятности присутствия в выделенном районе зон различной
продуктивности, %
Ти п вод.
Про дук тивно сть, м г/м : де нь
>5 00 250—500 150—250 100—150 <1 00
Эвтрофные и гипер- 30 40 20 5 5
трофные
Мезотрофные 420 30 38 8
Олиготрофные 814 78
периодов, мы получаем картину эволюции поля в зависимости от изме
нения климата Земли.
На рис. 4 приведены результаты подсчета продукции различной троф-
ности в позднечетвертичное время в Атлантическом океане. Продукцию
рассчитывали через площадь зоны и среднее значение продукции в зо
не (см. таблицу). Из рис. 4 видно, что при похолодании на 5°С продук
ция эвтрофных и гипертрофных вод увеличивается примерно на 55% _
Продукция олиготрофных вод уменьшается на 20%. Продукция мезо-
трофных вод практически не изменяется. Суммарная продукция Атлан
тического океана увеличивается примерно на 1,Ы 0 Э т (или 1,1 Гт) уг
лерода в год, или 7,1 %.
Гт/год
Ри с. 4. Сум марна я позднечетвертичная палеоп родукция Ат
лантического океана
1 — про ду кци я, пр ои зве де нн ая в о ли гот рофн ых в од ах; 2 — п роду кц ия,
про из вед ен ная в м ез отр оф ны х во дах* 3пр од укци я, пр оизв еден на я в
эв троф ны х и г ип ерт ро фных в од ах, l lo ос и аб сц исс у ка за ны от лич ия
ср ед нег лоба льн ой те мп ерат уры п рип овер хно стно го сл оя в оз духа по
ср авн ению с н аст оящ им вр еме нем (Н . В .)
С увеличением среднеглобальной температуры яд гистограмм сле
ва направо) продукция, производимая в эйтрофных и гипертрофных во
дах, существенно уменьшается (при потеплении на 2° С это уменьшение
составляет почти 50% ). Продукция, производимая в олиготрофных во
дах, напротив, с ростом температуры несколько возрастает, хотя это
увеличение и не покрывает существенного падения продуктивности в
эвтрофных и гипертрофных водах. Продукция мезотрофных вод изме
няется мало. Размеры антициклонических круговоротов как в северном,
так и в южном полушариях при увеличении среднеглобальной темпера
туры воздуха увеличиваются. В северном полушарии олиготрофные во
ды охватывают Исландию. Суммарная продукция вод Атлантического-
океана с повышением глобальной температуры на 2° С уменьшается на
1,8 Гт углерода в год, или на 11,5%.
Согласно имеющимся прогнозам изменений глобального климата
Земли под воздействием человека, к середине XXI в. среднеглобальная
100
температура воздуха должна будет увеличиться примерно на 2— С.
В связи с этим реконструкция поля продуктивности океанской биоты
для времени оптимума последнего межледниковья (125 тыс. лет назад)
может быть использована как прогностическая для оценки последствий
антропогенных изменений климата.
Реконструкции поля продуктивности, выполненные для Атлантиче
ского океана, показали наличие определенной зависимости между вели
чиной суммарной продукции различных трофических зон и значением
среднеглобальной температуры Земли. Особенно сильная зависимость
прослеживается для эвтрофных и гипертрофных вод, где в современных
условиях вылавливается более 80% всего мирового улова рыбы. Само
значение величины первичной продукции непосредственно не отражает
величину улова, тем не менее можно сделать вывод, что в результате
антропогенного потепления естественная кормовая база для рыб и дру
гих объектов промысла будет уменьшаться. Следует подчеркнуть, что
перестройка циркуляции Мирового океана наиболее существенно зятро^
нет самые продуктивные зоны — зоны апвеллингов. Средняя цифра
уменьшения продуктивности не является достаточно полным показате
лем. Гораздо более существенным может оказаться изменение гео«
графического распределения апвеллингов (переход их из экономическо
го района одного государства к другому), а также практически полное
исчезновение некоторых районов промысла.
ЛИТЕ РАТУРА
1. А нтропогенные измен ения к лимата /Под р ед. Будыко М. И., И зраэл я Ю. А. Л .:
Ги дромет еоиздат , 1967. 406 с.
2. Б араш М. С. Четверт ичная палеоокеанология Атлантического океана. М.: Наука,
1988. 271 с.
3. Б араш М. С., О ськ ина Н. С., И ва но ва Е. В. Пр иафриканск не анвеллииги в по зд
нем пл ейст оцен е по данным' и зучения планктонных фор ами нифе р//О кеа нол оги я.
1980. Т. 20 . № 1. С. 97— 105.
4. И ванова Е. В. Четвертич ная п алеоокеанология И ндий ского океана (по планктон-
. ным форамин иферам и п тер оподам ). М.: И зд. ИО А Н СС СР, 1988. 197 с.
5. К обле нц-М ишке О. И. П ер ви чн о прод укц ия//О кеан оло гия . Биология ок еан а. Т. 1,
Биологическая ст руктура океана. М.: Н аука, 1977. С. 62— 65.
6. К олес нико в А . Г., И ва но ва 3 . С., Б огус лавск ий С. Т. О влиянии устойчивости на
интенсивность в ертикального пере носа в А тлантическом оке аие //Океа нол огия .
1961. Т. 1. № 4. С. 5 92— 600.
7. Оськи на Н. С. Н еоген-четвертичная пал еоок еано логи я Атлантического океана: Ди с,
... канд . геол.-минер. наук. М.: ИОА Н, 1987.
8. Оськ ина Н . С., Бл юм Н . С. Структу ра танато цен оза планктонны х фора минифер
как индикатор ок еанских круговор отов и фро нтов //Океа ноло гия . 1984. Т. 24,
Выл. 6. С. 9 42— 947.
9. L an ge С. В., B ur ke S. К.., B er ger W. Н . Recen t de crease in b iol ogic al production of
So uthern C aliforn ia i s lin ked to clim atic c hang e. Sc ripps In st. Oceanogr. 1989. P re
print. N L12517 . 1989 . 12 p.
10. L eo itu s S., O ort H. G lobal a naly sis of o cea nog rap hic data// Bu ll. Am er. M eteorol,
So c. 1977. V. 5. N 12. P. 1270— 1284.
11. Sart ith ein М., W inn K-, D uple ssy J.-C., Fon tugne M. R . Globa l v ariat ion s o f su rface
oc ean pr oduc tivity in l ow and m id la titu des: inf luence on CO 2 reserv oirs of the deep
oc ean and atm osp here during th e last 21 000 yea rs//P ale ocea nogr aphy. 1988. V. 3,
N 3. P . 36 1—399.
Институт океа ноло гии им. П. П. Ш ирш ова . Поступи ла в р едакци ю
АН С ССР, Моск ва 1.XI. 1988
A. G. L A Р Е N I S , N. S. О S К I N А , М. S . BARASH,
N. S. BL YUM, YE. V. VA SIL E V A
THE LATE QUARTERNARY CHANGES IN OCEAN BIOTA PRODUCTIVITY
Developed is the com plex proced ure for recons tructin g ma rine biota p roductivity
in t he g eolo gica l past. T he recon stru ction of th e A tla ntic O cean w ater p rod uctiv ity hav e
be en carried out for 18— 20 k A a nd 125— 130 kA a go. It is s hown tha t the w ater pro
du ctivity o f the A tlantic Ocean n atura lly c han ged w ith ch an gin g m ean g lob al tem pera
ture: so, d uring the la st Ice A ge m axim um (18 kA ago) it w as abov e and the Mik ulin o
In terglaci al optim um (1 25 kA a go) be low the pre sent on e. The la tter seq uen ce can be used
as a p rog nostic on e to estim ate ant hro pogenic c limate ch ange effect s on ma rine biota
pr odu ctivity in the mid -21st century.
ResearchGate has not been able to resolve any citations for this publication.
Четвертичная палеоокеанология И ндийского океана (по планктон-. ным фораминиферам и птероподам ). М.: И зд. ИО АН СССР
  • И Ва Н О Ва
И ва н о ва Е. В. Четвертичная палеоокеанология И ндийского океана (по планктон-. ным фораминиферам и птероподам ). М.: И зд. ИО АН СССР, 1988. 197 с.
И ва н о ва 3 . С., Б огусл авски й С. Т. О влиянии устойчивости на интенсивность вертикального переноса в Атлантическом океаие//О кеанология
  • А Г К Олесни Ков
К олесни ков А. Г., И ва н о ва 3. С., Б огусл авски й С. Т. О влиянии устойчивости на интенсивность вертикального переноса в Атлантическом океаие//О кеанология. • 1961. Т. 1. № 4. С. 592-600.
Структура танатоценоза планктонных фораминифер как индикатор океанских круговоротов и ф рон тов//О к еан ология
  • Н С Оськина
Оськина Н. С., Б лю м Н. С. Структура танатоценоза планктонных фораминифер как индикатор океанских круговоротов и ф рон тов//О к еан ология. 1984. Т. 24, Выл. 6. С. 942-947.
G lobal variations o f surface ocean productivity in lo w and m id latitudes: influence o n CO 2 reservoirs of the deep ocean and atm osphere du rin g the la st 21 000 years//P aleocean ograp h
  • М S A Rtith E In
  • K- Le Ssy
S a rtith e in М., W inn K-, D u p le ssy J.-C., F o n tu g n e M. R. G lobal variations o f surface ocean productivity in lo w and m id latitudes: influence o n CO 2 reservoirs of the deep ocean and atm osphere du rin g the la st 21 000 years//P aleocean ograp h y. 1988. V. 3, N 3. P. 361-399.