A Significant Paleoceanographic Event Taking Place in Northeastern Indian Ocean during Oxygen Isotope Stage 6
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摘要: 北印度洋赤道海岭的远洋沉积记录在氧同位素第6期的早期, 即167~ 160ka期间, 揭示出一次重大的古海洋学事件.在多项代用指标中, 浮游有孔虫组合和通量的变化对该事件的反映最为强烈, 因此将其命名为“第6期海洋生态环境严重恶化事件”.该事件以广适性种Globigerinita glutinata的高度发育、凉水种Neogloboquadrina pachyderma和Globigerina bulloides的异常增多、其他有孔虫常见种的普遍减少及有孔虫总量的大幅度降低为特征.结合其他代用指标和邻区资料, 认为导致事件发生的主控因素在于超强的南亚冬季风及其所引发的表层水温降低和贫瘠的深层水团上涌.一般情况下, 南亚冬季风对研究区环境的影响力远较夏季风弱, 它的阶段性超常强化似乎总与青藏高原的强烈隆升有关.可推测, 发生在第6期的生境恶化事件很可能是最近一次高原大规模构造抬升的产物.Abstract: The pelagic sedimentary records conserved on the equatorial Ninetyeast Ridge have mirrored a significant event dating from the early oxygen isotope stage 6(167-160 ka). We call it the"great event of worsened ecologic environment" because the strongest indications of the event among all proxies are from an exceptional change of assemblage and flux of planktonic foraminifera. The event is characterized by a high development of the eurytropic species Globigerinita glutinata, an unusual promotion of the cool-water species Neogloboquadrina pachyderma and Globigerina bulloides, an evident reduction of the major common species and a large downfall of the foraminifera sedimentary quantity. Referring to the otherindications and the materials from the neighboring areas, we believe that the essential factor resulting in the eventis "ultraintense" south Asian winter monsoon that leads to the lower temperature of superficialwater and upwelling of infertile deeperwater. In general, the wintermonsoon ismuchweaker than summermonsoon for affecting the environmentof the study area in the system of the south Asian monsoon. Its periodic extraordinary intensification seems to relate constantly with the violent uplift of the Tibetan plateau. We guess thatthe"great event of worsened ecologic environment" revealed in this paperis very probably the resultof the last extensive tectonic elevation of the plateau.
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中晚更新世的海洋发生多起重大环境事件.千年级分辨率的研究表明, 氧同位素第3期即大约60 ka以来, 诸如Heinrich冷事件、新仙女木冷事件、Dansgaard-Oeschger暖事件等在全球范围内影响颇大, 已成为历史全球变化的研究热点(Heinrich, 1988; Dansgaard et al., 1993; Bond et al., 1993; Behi and Kennett, 1996; Wang et al., 1999; 方念乔等, 1999).以上事件多发生在末次冰期的间冰段, 由此上溯一个旋回, 正值相对寒冷且气候信号波动频繁的氧同位素第6期(约130~189 ka).根据现有资料, 我们有充分的理由相信, 那也是一个事件迭出并对当代环境具有深刻影响的时代.然而时至今日, 对该时代的事件特征和产生规律的研究少人问津(Duplessy, 2003, 个人通讯).
赤道印度洋无震海岭(东经90°海岭北部) 主要为颗石藻软泥所覆盖, 这与附近的孟加拉深海扇所发育的陆源粉砂质泥质沉积物以及海岭两翼深海平原的硅质生物软泥形成鲜明对比.本文重点分析的MD81349活塞柱状心, CaCO3含量通常高达85%或更多.赤道海岭以北地区, 由于贴近南亚大陆和青藏高原, 并且海岭和陆坡间的高差较小, 遂导致陆源细屑含量增多而CaCO3含量减少的现象, MD81349心及与之毗邻的ODP758、DSDP216, 217表层样品的碳酸盐分析反映了上述基本特征(图 1).
图 1 MD81349取心位置及若干岩心反映的研究区CaCO3分布●.MD81349位置;MD81349是一支非常利于古海洋学研究的柱状心.该岩心长4.3 m, 采自水深2 505 m, 恰值研究区溶跃面的部位.它具有有序的氧同位素地层记录、丰富的浮游有孔虫壳体、与冰期/间冰期的交替存在良好对应关系等多项物理化学代用指标, 以及可以在东北印度洋区进行广泛对比的环境信号.唯一不利的条件在于它过低的沉积速率(平均约1.6~2.0 cm/ka) 不适于进行高分辨率研究.我们对该心进行2~3 cm的密集采样, 正是为了最大限度地克服这一缺陷.
1. 沉积记录定年
应用浮游有孔虫Globigerinoides ruber测得覆盖最近260 ka的δ18O连续记录.通过与SPECMAP (Martinson et al., 1987) 轨道调谐曲线对比, 可划分至氧同位素8.4亚期.Toba火山灰层(喷发时间为75 ka) 和玫瑰色G. ruber的末现面(在太平洋-印度洋绝灭时间为128 ka) 有力地支持了δ18O记录对轨道强迫的年代响应(图 2).
图 2 MD81349心的δ18O曲线、光谱反射曲线和氧同位素分期A.Toba火山灰层; B.玫瑰色抱球虫末现面; 反射光谱λ=450 nmFig. 2. δ18O and color reflectance curves and oxygen isotope stages in core MD81349然而, 以MD81349心为代表的赤道海岭的δ18O记录具有较明显的区域特征: 它们不像SPECMAP曲线(Martinson et al., 1987) 所揭示的那样, 在6.2, 6.4亚期持续在较重的值域振荡, 形成明显的低谷, 并且在6.41亚期至6.6亚期表现为值域较轻的“平台”, 而是除6.6亚期在高位出现凹槽外, 从6.5亚期起至6.2亚期总体呈“单斜”式下降的演化模式.同样来自赤道海岭的ODP758钻心的δ18O记录尽管分辨率严重不足, 但与MD81349心的变化趋势完全相符(图 3), 表明研究区氧同位素组成因区域环境条件的控制不能在细节上与SPECMAP逐一对比.因此虽然依据δ18O曲线在第6期内划分出与SPECMAP基本相当的阶次, 但在年代标定上并未完全袭用SPECMAP的数值, 而是采用了平均沉积速率的推导方法, 多数情况下两者的年龄值具有较好的对比关系(表 1).
图 3 氧同位素第6期赤道海岭δ18O曲线的振荡型式与SPECMAP的比较1.Martinson标准化氧同位素曲线; 2.MD81349氧同位素曲线; 3.ODP758氧同位素曲线Fig. 3. Comparison of oscillation pattern of δ18O curves from equatorial ridge with that of SPECMAP (Martinson et al., 1987) in stage 6表 1 氧同位素第6期依据平均速率推知的年代数据与SPECMAP的比较(Martinson et al., 1987)Table Supplementary Table Comparison of ages based on average sedimentation rate in stage 6 with those of SPECMAPka 
2. 事件沉积记录的特征描述
海岭沉积物呈典型的远洋相, 大部分层段可描述为有孔虫砂.与丰富的浮游有孔虫和颗石藻相比, 沉积物中底栖有孔虫的数量甚微(通常低于有孔虫总量的1%).沉积物以略带橙色的白色调(5YR7/2, 10YR8/2) 或灰白色调(N8、N9) 为主, 但色彩并不均匀.采用胡超涌等发明的反射光谱测量装置(新型实用专利: 97209315X), 选择测定波长450 nm, 取得较肉眼观察更为灵敏和准确的色度曲线(图 2).根据色度曲线, MD81349存在2个色调较深的异常区: 上部异常区(Ⅰ) 位于70~105 cm处, 大致相当于氧同位素第3期(56~103 cm); 下部异常区(Ⅱ) 位于232~315 cm处, 与氧同位素第6期(216~315 cm) 覆盖的时段一致.此外, 372~388 cm处即大约氧同位素8.2期, 存在1个与背景色反差较大但在整支岩心中灰度并不特别突出的较薄的异常区, 我们以Ⅲ对其进行标识.事实上, 上下异常区的色彩并不相同.上部色度异常区的沉积物呈淡橄榄灰色(5Y6/1), 位于Toba火山灰层之上, 其物质组成似未受到火山喷发的直接影响.但是, 由于赤道海岭地区沉积速率很低且沉积作用比较单一, 加之距离火山喷发源较近, 火山活动的环境效应在沉积记录中一直持续到第3期中期.下部色度异常区的沉积物呈灰褐色(10YR6/2) 或中灰色(N5), 色调波动较大.本文重点介绍的生态异常事件, 记录在色度最暗即560 nm检测波A值最高的段落(268~277 cm).沉积物暗色调的产生一般可认为是非碳酸盐物质混入的结果, 但在MD81349柱状样中, 我们只能发现色度的变化在宏观上与冰川旋回存在一定的对应关系, 却无法进行精细对比.换言之, 除Toba火山灰薄层外, 赤道海岭钙质软泥的CaCO3含量一般为85%~90%, 而5个暗色层的CaCO3含量为68%~90% (表 2).其中, 除Ⅰ层的底部CaCO3低值明显地与火山灰的稀释有关外, 多数情况下, 暗色沉积物中碳酸盐含量的分布与正常的浅色远洋记录的变化范围相差不多.在已知的替代性指标内, 有孔虫壳体的Mg/Ca的低值区、Sr/Ca的高值区与暗色沉积物对应关系比较密切; 有孔虫种属中, Globigerinita glutinata在暗色沉积物中最为发育.本文聚焦的事件层凸现于暗色沉积物区段, 但并不意味MD81349心中所有暗色区段均具有相同的环境意义.
表 2 MD81349心暗色钙质沉积物所在位置与CaCO3含量Table Supplementary Table Levels of dark calcareous sediments and their ranges of CaCO3 content in core MD81349
图 3和表 2揭示, 在MD81349心的232~217 cm处即氧同位素第6期内, 沉积物整体色度偏暗的区段有3个.其中, Ⅱb段(262~278 cm) 大致位于氧同位素6.42和6.41亚期, 根据我们的δ18O记录并参考Martinson et al. (1987)的年代数据, 该段起始时间为166.84 ka, 而终止时间为160.58 ka, 历时逾6 000年.它所反映的环境变化的强度为300 ka以来之最, 姑且名曰“第6期海洋生态环境严重恶化事件”, 简称“生境恶化事件”.该事件最有效的检验指标来自浮游有孔虫壳体丰度及其组合.
在图 4中, 整个“生境恶化事件”的产生、发展和终止表现出特有的规律.大约在172.0~169.7 ka即事件发生的前夜, 研究区存在一个浮游有孔虫的“黄金发育期”.提出这一论断的基本依据是: (1) 有孔虫干样个体数高达14 500~19 500枚/g, 远远超过8 000~11 000枚/g的常见量, 达到整个沉积记录的最高峰(由于整支柱状心的沉积速率相当均匀(大约2 cm/ka), 各测点的个体数乃至百分含量可以近似地看作沉积通量); (2) 典型的高生产力种Neogloboquadrina dutertrei高达16%~26%, 较之12%的平均值亦很突出.虽然该种的高含量也可能意味着水温或碳酸盐溶解度的升高, 但是由于同属深层水种且抗溶能力突出的Globorotalia menardii在此区段的含量大幅度下降, 与水温变化呈正比关系的浅层水种Globigerinoides sacculifer与G. ruber的比值剧减, 一些重要的凉水种如N. pachyderma、Globigerina bulloides的丰度则明显增长, 而且Cd/Ca出现明显的峰值, 种种迹象表明, 我们定义的“黄金发育期”应与海洋生产力的提高密切相关.笔者推测, 这种提高是氧同位素6.6亚期赤道水域表层水温下降、水体循环增强的产物.
图 4 MD81349心浮游有孔虫组合的变化与事件层(框内的放大部分反映了事件层内的变化细节, 阴影区指示事件发生前的有孔虫特殊发育期)Fig. 4. Variation of planktonic foraminifera assemblage and event layer in core MD81349 (the details reflecting the event can be seen in the lower part of the figure)169.1 ka应为生态恶化事件的发轫期, 但当时它的表现是隐性的.首先, 该层位的有孔虫个体数虽然远逊于600年前的“黄金发育期”, 但仍达到9 616枚/g干样, 属于一般而略偏高的水平; 而且CaCO3含量仍然维持在90%左右, 说明有孔虫数量的锐减己通过颗石藻代表的初级生产力的增强而得到有效补充.其次, 该层位有孔虫的形态和种类仍属正常水平.第三, 包括氧同位素在内的多项化学指标显示, 当时的海洋环境基本正常.但是更加重要的是, 该时期也出现一些特殊迹象: (1) 著名的深层暖水抗溶种G. menardii的含量进一步剧减至3.9% (通常为12%~20%); (2) 生态广适种G. glutinata的含量跃升至17.2% (通常为1%~3%); (3) G. ruber、G. sacculifer等常见的浅层暖水种含量均明显下降(图 4).这些迹象在其后的事件高峰期发展到极致, 因此它们的出现应该看作重大生态事件发生的前兆.之后, 研究区的海洋生态环境即沿此趋势全面恶化.
169.1~166.8 ka之间的记录由于采样间隔较大, 无从了解演化的具体模式.如以沉积物色彩的变化作为判别标志, 则在277 cm处即166.8 ka时重大生态恶化事件拉开帷幕并持续到160.6 ka.根据事件内部展现的特征, 还可将其进一步划分为2个阶段:
(1) 166.8~165.4 ka为事件的第一阶段.该阶段代表事件的顶峰, 主要特征如下: ①浮游有孔虫沉积通量从通常的10 000枚/g干样降至1 000~4 500枚/g干样; ②CaCO3含量从通常的86%~90%降至79%~82%;③浮游有孔虫个体普遍很小, 最大者不超过125 μm; ④广适性生态种G. glutinata高达46%~68%, 占浮游有孔虫总量的1/2乃至2/3;⑤研究区有孔虫组合中的常见种G. menardii、G. sacculifer、G. ruber、Pulleniatina obliquiloculata等的含量均降至历史最低水平.
(2) 165.1~160.6 ka为事件的第二阶段.该阶段仅仅在沉积物的色彩和CaCO3含量上继承第一阶段, 其他特征虽明显不同于正常状态, 但也与第一阶段迥异, 主要特点是: ①浮游有孔虫沉积通量进一步降至200~500枚/g干样, 虽然数量稀少, 但正常大小的个体(250~350 μm) 恢复出现; ②G. glutinata降至8%~12%, 虽比例仍偏大, 但较第一阶段明显衰退; ③伴随G. glutinata的回落, 其他有孔虫种属在组合中的比例基本恢复正常, 如G. menardii为12%~19%, G. sacculifer为11%~14%, G. ruber为16%~28%;④右旋N. pachyderma代替上升流种Globigerina bulloides成为事件第二阶段表层水降温的主要标志.
简言之, 第6期生境恶化事件主要表现为浮游有孔虫产量和组合上的强烈异常, 但内部2个阶段的特征差别很大.第一阶段持续时间短, 个体发育不良, 组合面貌奇特, 显示恶劣环境导致重大生态危机.第二阶段延续时间较长, 从个体大小到种属组合, 表明向正常海洋条件回归.但有孔虫个体数奇低, 仅及正常背景下有孔虫沉积通量的1/30~1/60;即使与事件初始阶段相比, 也显现大幅度的下降趋势.然而依据沉积物CaCO3含量, 可以发现反映海洋初级生产力的颗石藻通量在事件期不仅没有减少, 反而由于有孔虫“稀释效应”的降低呈增长态势.
3. 讨论
氧同位素第6期在冰川气候旋回中的演化模式和时间跨度实际与第2, 3, 4期的总和, 即一般意义上的末次冰期相当.与末次冰期特别是第3期内频繁发生海洋事件的情况相似, 第6期的沉积记录也包含众多激烈振荡的环境信号.仅以研究区为例, 笔者就观察到6.4亚期的沉积物磁化率和磁化强度极端弱化、6.5亚期的硫酸盐矿物大量出现、6.2亚期的全岩热释光强度急剧降低等异常事件.上述事件在记录中的信号强度较末次冰期更为强大, 至少产生更加明显的区域环境效应.本文讨论的“生境恶化事件”在300 ka以来的沉积记录中对生物组合特征产生的影响绝无仅有, 尤其值得关注. Fagel et al. (1994)在讨论印度洋中央海盆晚中新世以来的粘土供应量的变化时曾发问: 是气候控制还是构造控制?事实上我们也面临相同的问题.
研究区的“生境恶化事件”发生于166.8~160.6 ka, 其始端位于Martinson曲线6.42亚期之前的谷段, 与本文δ18O曲线虽存在形态上的差异, 但均处在冰期内相对寒冷的时段(图 3).在此之前, 当温暖的氧同位素第7期结束时(189.6 ka), 研究区立即发生暗色物质混入远洋沉积物的现象.Colin (1997) 在对安达曼海的MD77169活塞柱状样的研究中指出, 6.6亚期的记录中曾出现罕见的粗粉砂质石英富集层.由于该岩心采自海山部位, 石英砂的输入营力只应来自南亚东北季风.值得注意的是, MD81349心中的暗色沉积物段虽然在CaCO3含量上未出现明显亏损, 但亦表现出粉砂质石英增多的特征. Stow et al. (1990)、Hovan and Rea (1992)强调东经90°海岭北部远洋沉积序列蒙受孟加拉深海扇浊积活动的重要影响.对此笔者给予质疑并提出水下牵引流(AABW) 和高原高压气流(东北季风) 才是海岭陆源物质输入的主要营力.东北季风对海岭沉积可能产生的效应包括: (1) 输送更多的陆源物质; (2) 降低表层水温; (3) 激发上升流.
依据现有资料, 笔者认为, 当全球气候进入寒冷的第6期时, 引发异常强烈的东北向亚洲冬季风.由于赤道海岭远离大陆, 除了石英细屑和有机物质略有增加并改变沉积物色彩外, 强大的东北季风并未直接导致沉积组分的显著变化.当东北季风掀起第一轮对环境的冲击波时, 研究区承纳大量来自陆区的气溶胶和其他养分, 从而刺激表层水团生产力增长并孕育出浮游有孔虫在169~172 ka的“黄金发育期”.然而根据有孔虫组合, 这一“黄金”时段实际包藏巨大危机: 所有嗜暖种, 如G. menardii、G. sacculifer、P. obliquiloculata的比例显著下降, 而生态广适种, 如G. glutinata、G. ruber和上升流种G. bulloides高度发育(图 4).
东北季风是研究区激发上升流的引擎, 但上升流对生态环境的影响有时可能具两重性: 在陆(岛) 架比较宽阔的情况下, 次表层或上部中层的冷水团可把大量营养盐带到表层, 形成海洋高生产力; 当海平面强烈退缩、陆架广泛出露时, 上涌的冷水团与陆(岛) 架无缘, 因此只起到降低水温的作用而无从提高海水肥力.由此笔者设想, 强大而持久的东北季风所输入的冷空气和激发的上升流从“上”、“下”2个方面逼迫水温下降却并未提供足够的养分, 它所产生的冷而贫瘠的水团应是制造“生境恶化事件”的“元凶”.在事件的第一阶段, 浮游有孔虫发育不良, 组合特征严重异于平常, 指示东北季风继第一轮冲击波后以更猛烈的态势肆虐研究区水域, 越过传统安全线, 促使上升流效应向危及远洋浮游生态系统的方向转化.事件的第二阶段, 有孔虫个体数量虽然降至最低点, 但大小和组合已接近正常状态, 实际上反映的是有孔虫集群蒙受重创之后缓慢的复苏过程. 陈萍(2003)应用有孔虫壳体的Ma/Ca比值和Numberg et al. (1996)、Levi-Labeyrie-Elderfield (2002, 个人通讯) 的函数方程, 得到“事件”期间研究区表层水温为23.7 ℃或24.3 ℃上下, 与现代水温相差4 ℃左右.当然, 依据笔者的观点, 水温还不是生态环境恶化的唯一控制因素.
δ18O曲线是揭示区域水温变化的另一重要代用指标, 但它同时也明显地受到全球冰量和淡水输入的控制.MD81349的δ18O曲线在6.6期出现一个明显的谷值之后, 并未像SPECMAP在6.5间冰亚段及6.41, 6.42微旋回那样持续下降从而在6.4冰亚段陷入低谷, 而是在“高位”振荡并显示出6.42冰亚阶这一明显的凹槽(图 4).考虑到提供高分辨率的地轨调谐曲线主要依据南印度洋高纬地区的RC11-120活塞岩心, 本文研究的赤道海岭记录与之产生的差异可以视为一种合理的区域效应.简言之, 南大洋沉积记录在南极冰盖扩张与高纬地区水温巨降的影响下, 从第7期进入第6期即呈δ18O大幅度下降趋势(针对标准化值而言, 下同).赤道海岭地区表层水则通常由南东向赤道逆流(equatorial counter current) 和印度季风流(Indian monsoon current) 组成, 其南部由纬向的南爪哇流(south Java current)、东向回流(eastern gyral current)、南赤道流(south equatorial current) 及印尼穿越流(Indonesian thoroughflow) 所屏蔽, 在全球水循环和热传输体系中处于相对不敏感的境地.异常强盛的东北季风可以在经向上显著降低纬向洋流的屏蔽效应, 冰期内它所吹送的寒冷的大陆空气首先促使表层水降温, 并在其后不断叠加上升流乃至全球贫16O水的混合作用, 直至第6期晚期表现为浮游有孔虫壳体δ18O降至最低, 方与SPECMAP趋于一致.
综上所述, 本文揭示的发生在第6期早期的海洋“生态环境恶化事件”与南亚冬季风密切相关.一般而言, 南亚季风系统中的东北向冬季风比较软弱, 虽然在冰期内受到强化(Duplessy, 1982), 却仍与盛行的西南向夏季风的发育程度不能比拟.我们述及的“生境恶化事件”以冬季风的高度发育为必要前提, 而且至少在近300 ka的环境记录中表现最为突出, 这就不禁使人发问: 166.8~160.6 ka期间究竟发生了什么?
众所周知, 青藏高原高压中心是南亚冬季季风形成和运行的主要驱动器.当选择赤道海岭沉积记录中的冬季季风信号作为高原构造运动的监视系统时(方念乔等, 2002), 从ODP758站位中发现3.2, 2.7, 2.4, 1.4, 0.8 Ma的冬季风异常强盛事件, 其中大部分与大陆地区得到的高原强烈隆升的信号存在耦合关系.
李吉均和方小敏(1999)将发生于0.15 Ma的共和运动列为3.6 Ma以来青藏高原的3次规模较大的构造运动之一, 指出其对亚洲季风活动产生了重大影响.海岭远洋记录所揭示的“生境恶化事件”可能代表最近地史时期高原强烈隆升的信号, 但在年代上略早于共和运动, 它与高原隆升的内在联系, 仍是一个有待深入研究的课题.
4. 结论
(1) 发生在氧同位素第6期早期(166.8~160.6 ka) 的“生境恶化事件”是更新世后期赤道海岭地区最重大的海洋学事件. (2) “生境恶化事件”极有可能是南亚冬季季风异常强盛的产物. (3) 短暂而特别强烈的南亚冬季季风信号与青藏高原快速隆升关系密切, “生境恶化事件”可能是最近一次高原强烈隆升的反映.
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图 1 MD81349取心位置及若干岩心反映的研究区CaCO3分布
●.MD81349位置; .赤道海岭钻心位置; ○.深海扇活塞岩心位置.括号内的数字表示岩心位置的水深(m) 和末次冰盛期以来沉积物的平均CaCO3含量(%)
Fig. 1. Situation of core MD81349 and CaCO3 distribution in study region reflected by some cores
图 2 MD81349心的δ18O曲线、光谱反射曲线和氧同位素分期
A.Toba火山灰层; B.玫瑰色抱球虫末现面; 反射光谱λ=450 nm
Fig. 2. δ18O and color reflectance curves and oxygen isotope stages in core MD81349
图 3 氧同位素第6期赤道海岭δ18O曲线的振荡型式与SPECMAP的比较
1.Martinson标准化氧同位素曲线; 2.MD81349氧同位素曲线; 3.ODP758氧同位素曲线
Fig. 3. Comparison of oscillation pattern of δ18O curves from equatorial ridge with that of SPECMAP (Martinson et al., 1987) in stage 6
图 4 MD81349心浮游有孔虫组合的变化与事件层(框内的放大部分反映了事件层内的变化细节, 阴影区指示事件发生前的有孔虫特殊发育期)
Fig. 4. Variation of planktonic foraminifera assemblage and event layer in core MD81349 (the details reflecting the event can be seen in the lower part of the figure)
表 1 氧同位素第6期依据平均速率推知的年代数据与SPECMAP的比较(Martinson et al., 1987)
Table 1. Comparison of ages based on average sedimentation rate in stage 6 with those of SPECMAP
ka 
表 2 MD81349心暗色钙质沉积物所在位置与CaCO3含量
Table 2. Levels of dark calcareous sediments and their ranges of CaCO3 content in core MD81349
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