ΠΑΝΕΠΙΣΤΗΜΙΟ ΑΙΓΑΙΟΥ

Transcript

1 ΠΑΝΕΠΙΣΤΗΜΙΟ ΑΙΓΑΙΟΥ ΣΧΟΛΗ ΠΕΡΙΒΑΛΛΟΝΤΟΣ ΤΜΗΜΑ ΕΠΙΣΤΗΜΩΝ ΤΗΣ ΘΑΛΑΣΣΑΣ ΠΤΥΧΙΑΚΗ ΕΡΓΑΣΙΑ ΒΙΟΓΕΩΧΗΜΙΚΗ ΠΑΛΑΙΟΩΚΕΑΝΟΓΡΑΦΙΚΗ ΜΕΛΕΤΗ ΤΩΝ ΤΕΛΕΥΤΑΙΩΝ 2. ΕΤΩΝ ΣΤΗΝ ΠΕΡΙΟΧΗ ΤΟΥ ΛΙΒΥΚΟΥ ΠΕΛΑΓΟΥΣ ΕΠΙΜΕΛΕΙΑ : ΕΥΑΓΓΕΛΟΣ ΣΥΜΣΑΡΗΣ ΕΠΙΣΤΗΜΟΝΙΚΟΣ ΥΠΕΥΘΥΝΟΣ : ΘΩΜΑΣ ΧΑΣΙΩΤΗΣ Μυτιλήνη 21

2 ΕΥΧΑΡΙΣΤΙΕΣ Η παρούσα πτυχιακή πραγματοποιήθηκε στα πλαίσια του προπτυχιακού προγράμματος σπουδών του Τμήματος Επιστημών της Θάλασσας, της Σχολής Περιβάλλοντος του Πανεπιστημίου Αιγαίου. Εκπονήθηκε στο Βιογεωχημικό Εργαστήριο του Ινστιτούτου Ωκεανογραφίας του Ελληνικού Κέντρου Θαλασσίων Ερευνών και ολοκληρώθηκε στα πλαίσια του ερευνητικού προγράμματος ΠΕΝΕΔ Κατ αρχήν θα ήθελα να ευχαριστώ θερμά την Επίκουρη Καθηγήτρια κ. Α. Γώγου, Ερευνήτρια σήμερα του ΕΛ.ΚΕ.Θ.Ε., η οποία μου εμπιστεύτηκε αυτή τη πτυχιακή εργασία. Θα ήθελα να εκφράσω την ευγνωμοσύνη μου για τις ευκαιρίες που μου έδωσε, την καθοδήγηση, τις συνεχείς συζητήσεις καθώς και την ηθική συμπαράσταση σε όλη τη διάρκεια της πτυχιακής. Θα ήθελα επίσης να ευχαριστήσω τον κ. Θ. Χασιώτη, ως επιστημονικό υπεύθυνο αυτής της εργασίας και τον Επίκουρο Καθηγητή κ. Β. Ζερβάκη ως μέλος της τριμελούς συμβουλευτικής επιτροπής μου για την υποστήριξή τους και την επιστημονική συμβολή τους. Θα ήθελα ακόμα να εκφράσω την ευγνωμοσύνη μου στον Δρ. Γ. Κατσούρα, για την καθοδήγηση, τις πολύτιμες συζητήσεις μας και την ηθική συμπαράσταση καθ όλη την διάρκεια αυτής της εργασίας. Επίσης ευχαριστώ τον Δρ. Ι. Χατζηανέστη, Ερευνητή του ΕΛ.ΚΕ.Θ.Ε., για την αμέριστη επιστημονική συμπαράσταση του και τη φιλοξενία που μου παρείχε στο Βιογεωχημικό Εργαστήριο του Ινστιτούτου καθώς και τις κυρίες Χριστίνα Πυργάκη και Ελβίρα Πλακίδη, τεχνικό προσωπικό του εργαστηρίου. Η παρούσα διατριβή εκπονήθηκε με την οικονομική υποστήριξη του ερευνητικού προγράμματος ΠΕΝΕΔ 3669 με τίτλο «Πάλαιο- και σύγχρονες κλιματικές μεταβολές στην Ανατολική Μεσόγειο, με τη χρήση βιογεωχημικών δεικτών και σταθερών ισοτόπων: Μπορούμε να προβλέψουμε μελλοντικές αλλαγές;», συγχρηματοδότηση της Ευρωπαϊκής ένωσης και της Γενικής Γραμματείας Έρευνας και Τεχνολογίας (ΓΓΕΤ) του Υπουργείου Ανάπτυξης, τους οποίους και ευχαριστώ (8% Ευρωπαϊκό.Κοινοτικό Ταμείο 2% Ελληνικό Δημόσιο). Τέλος, ένα μεγάλο ευχαριστώ στους γονείς μου, τον αδερφό μου, αλλά και όλους τους φίλους οι οποίοι με στήριξαν και μου συμπαραστάθηκαν με όλους τους δυνατούς τρόπους.

3 ΠΕΡΙΛΗΨΗ Η ανατολική Μεσόγειος θάλασσα αποτελεί ιδανικό φυσικό «εργαστήριο» για την παλαιοωκεανογραφική μελέτη των περιβαλλοντικών και κλιματικών αλλαγών που συνέβησαν κατά τη διάρκεια του τέλους της τελευταίας παγετώδους περιόδου έως και την Ολοκαινική περίοδο (τα τελευταία 2. χρόνια). Στα πλαίσια αυτής της εργασίας έλαβε χώρα βιογεωχημική μελέτη πυρήνα θαλάσσιου ιζήματος, υψηλής δειγματοληπτικής ανάλυσης στην περιοχή του Λιβυκού Πελάγους. Πραγματοποιήθηκε ποιοτικός και ποσοτικός προσδιορισμός του ολικού οργανικού άνθρακα, των ολικών ανθρακικών και μεγάλου εύρους χερσαίων και θαλασσίων οργανικών βιοδεικτών, προκειμένου να καταγραφούν αλλαγές στις παλαιοωκεανογραφικές συνθήκες και τη παλαιοπαραγωγικότητα στη περιοχή της νοτιοανατολικής Μεσογείου. Ειδικότερα, η μελέτη των οργανικών βιοδεικτών σε μοριακό επίπεδο μας προσέφερε σημαντικές πληροφορίες που αφορούν τις πηγές της οργανικής ύλης (χερσαίες και θαλάσσιες) και τις διαγενετικές διεργασίες στις οποίες αυτή υπόκειται στη θαλάσσια στήλη και στο ίζημα. Τέλος, η συσχέτιση όλων των παραπάνω δεδομένων και ο προσδιορισμός των παλαιοθερμοκρασιών της επιφάνειας της θάλασσας κατά την διάρκεια της απόθεσης του σαπροπηλικού ορίζοντα S1 συνέβαλε στη διερεύνηση των παλαιοκλιματικών συνθηκών που επικρατούσαν στη βορειοανατολική Μεσόγειο τα τελευταία 2. χρόνια. Η μελέτη έδειξε ότι το τέλος της τελευταίας παγετώδους περιόδου και τη μετάβαση στη μεσοπαγετώδη περίοδο για τη βορειοανατολική Μεσόγειο χαρακτηρίστηκε, με μειωμένη προσφορά χερσαίου οργανικού υλικού από τα ποτάμια και την ατμόσφαιρα. Τα καλά οξυγονωμένα βαθιά νερά σε συνδυασμό με τη μικρή ταχύτητα ιζηματογένεσης της βαθιάς λεκάνης του Λιβυκού Πελάγους συνετέλεσαν στην αποικοδόμηση της οργανικής ύλης ενώ οι βιοδείκτες θαλάσσιας προέλευσης υποδεικνύουν πολύ χαμηλούς ρυθμούς αυτόχθονης παραγωγικότητας στην ανατολική Μεσόγειο. Ο συνδυασμός των αποτελεσμάτων έδειξε ότι η απόθεση του σαπροπηλικού ορίζοντα S1 σχετίζεται με αύξηση της παλαιοθερμοκρασίας (SST), της έντασης των Αφρικανικών μουσώνων και όλων των χερσαίων και θαλάσσιων βιοδεικτών κατά το κλιματικό βέλτιστο του Ολοκαίνου, την περίοδο 1 6 kyr B.P, περίπου. Η αύξηση της παραγωγικότητας και η καλύτερη διατήρηση του οργανικού υλικού κατά τη διάρκεια απόθεσης του S1 οφείλονται στην ισχυρότερη στρωματοποίηση της στήλης του νερού από αυξημένες ποτάμιες εισροές και βροχοπτώσεις στην ευρύτερη περιοχή. Ειδικά οι βιοδείκτες λολιολίδη που προσδιορίστηκαν, υποδηλώνοντας έντονη δυσοξία στα βαθιά νερά και το επιφανειακό ίζημα του Λιβυκού Πελάγους. Τα δεδομένα από τις παλαιοθερμοκρασίες πιστοποιούν διακύμανση των κλιματικών συνθηκών στην νοτιοανατολική Μεσόγειο, όπως και τη διακοπή των συνθηκών απόθεσης του S 1 που συνδέεται με πτώσης της παλαιοθερμοκρασίας κατά

4 την περίοδο 8,2 έως 7,7 kyr BP, περίπου, και που σχετίζεται με το ψυχρό γεγονός του 8,2 kyr BP στο Βόρειο Ατλαντικό. Τέλος, στο μέσο του Ολοκαίνου (5, έως 4,2 kyr BP περίπου), χαρακτηρίζεται από πτώση όλων των χερσαίων και θαλασσίων βιοδεικτών. Ενώ μικρού εύρους διακύμανση των χερσαίων βιοδεικτών υποδεικνύει ελαφρώς ασταθείς συνθήκες στις χερσαίες απορροές και στην διατήρηση της οργανικής ύλης.

5 ΠΕΡΙΕΧΟΜΕΝΑ ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1: ΕΙΣΑΓΩΓΗ ΣΤΗΝ ΠΑΛΑΙΩΚΕΑΝΟΓΡΑΦΙΑ 1.1 ΕΙΣΑΓΩΓΙΚΑ ΠΑΛΑΙΟΩΚΕΑΝΟΓΡΑΦΙΚΕΣ ΠΡΟΣΕΓΓΙΣΕΙΣ ΓΕΩΛΟΓΙΚΟΙ ΠΕΡΙΟΔΟΙ ΤΗΣ ΓΗΣ ΠΑΓΕΤΩΔΕΙΣ ΜΕΣΟΠΑΓΕΤΩΔΕΙΣ ΚΥΚΛΟΙ ΚΛΙΜΑΤΙΚΕΣ ΑΛΛΑΓΕΣ ΚΑΙ ΤΡΟΧΙΑΚΕΣ ΔΙΑΚΥΜΑΝΣΕΙΣ ΤΗΣ ΓΗΣ ΚΥΚΛΟΣ ΤΗΣ ΕΚΚΕΝΤΡΟΤΗΤΑΣ (ECCENTRICITY) ΚΥΚΛΟΣ ΤΗΣ ΛΟΞΟΤΗΤΑΣ (OBLIQUITY-TILT) ΚΥΚΛΟΣ ΤΗΣ ΜΕΤΑΠΤΩΣΗΣ ΤΩΝ ΙΣΗΜΕΡΙΝΩΝ (PRECESSION TILT) ΔΙΑΚΥΜΑΝΣΗ ΤΗΣ ΑΚΤΙΝΟΒΟΛΙΑΣ: ΠΡΟΣΦΑΤΗ ΓΕΩΛΟΓΙΚΗ ΕΞΕΛΙΞΗ ΤΗΣ ΓΗΣ (ΠΛΕΙΣΤΟΚΑΙΝΟ ΟΛΟΚΑΙΝΟ) ΠΕΡΙΟΧΗ ΜΕΛΕΤΗΣ (ΜΕΣΟΓΕΙΟΣ) ΓΕΝΙΚΑ ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΑ ΣΥΓΧΡΟΝΗ ΜΕΣΟΓΕΙΟΣ ΘΑΛΑΣΣΑ, ΓΕΩΓΡΑΦΙΚΗ ΠΕΡΙΟΧΗ ΚΑΙ ΚΛΙΜΑ ΚΥΚΛΟΦΟΡΙΑ ΤΗΣ ΜΕΣΟΓΕΙΟΥ ΠΑΡΑΓΩΓΙΚΟΤΗΤΑ ΤΗΣ ΑΝΑΤΟΛΙΚΗΣ ΜΕΣΟΓΕΙΟΥ ΠΑΛΑΙΟΚΛΙΜΑΤΙΚΕΣ ΔΙΑΚΥΜΑΝΣΕΙΣ ΤΟΥ ΑΝΩΤΕΡΟΥ ΠΛΕΙΣΤΟΚΑΙΝΟΥ ΚΑΙ ΤΟΥ ΟΛΟΚΑΙΝΟΥ ΣΤΗΝ ΑΝΑΤΟΛΙΚΗ ΜΕΣΟΓΕΙΟ ΟΛΟΚΑΙΝΙΚΗ ΠΕΡΙΟΔΟΣ (ΤΕΛΕΥΤΑΙΑ ΜΕΣΟΠΑΓΕΤΩΔΗΣ ΠΕΡΙΟΔΟΣ) ΣΑΠΡΟΠΗΛΟΙ ΟΡΙΣΜΟΣ ΒΙΟΧΗΜΙΚΑ ΣΤΟΙΧΕΙΑ ΥΠΟΘΕΣΕΙΣ ΣΚΟΠΟΣ ΚΑΙ ΣΥΝΟΠΤΙΚΗ ΠΑΡΟΥΣΙΑΣΗ ΤΗΣ ΜΕΛΕΤΗΣ...22 ΚΕΦΛΑΙΟ 2 : ΟΡΓΑΝΙΚΟΙ ΒΙΟΔΕΙΚΤΕΣ 2.1 ΟΡΓΑΝΙΚΟΙ ΜΟΡΙΑΚΟΙ ΔΕΙΚΤΕΣ ΚΑΙ Η ΣΗΜΑΣΙΑ ΤΟΥΣ ΣΤΗΝ ΠΑΛΑΙΟΚΕΑΝΟΓΡΑΦΙΑ ΕΙΣΑΓΩΓΗ ΣΤΗΝ ΕΝΟΙΑ ΤΩΝ ΟΡΓΑΝΙΚΩΝ ΜΟΡΙΑΚΩΝ ΔΕΙΚΤΩΝ ΚΑΤΗΓΟΡΙΕΣ ΟΡΓΑΝΙΚΩΝ ΜΟΡΙΑΚΩΝ ΔΕΙΚΤΩΝ ΑΛΕΙΦΑΤΙΚΟΙ ΥΔΡΟΓΟΝΑΝΘΡΑΚΕΣ (κ-αλκανια) ΑΛΕΙΦΑΤΙΚΕΣ ΑΛΚΟΟΛΕΣ (κ-αλκανολεσ) ΑΛΕΙΦΑΤΙΚΕΣ ΔΙΟΛΕΣ ΚΑΙ ΚΕΤΟΝΕΣ (ΑΛΚΑΝΟΔΙΟΛΕΣ ΚΑΙ ΑΛΚΑΝΟΛΟΝΕΣ (ΚΕΤΟΛΕΣ)) ΣΤΕΡΟΕΙΔΕΙΣ ΑΛΚΟΟΛΕΣ (ΣΤΕΡΟΛΕΣ) ΛΟΛΙΟΛΙΔΗ ΚΑΙ ΙΣΟΛΟΛΙΟΛΙΔΗ) ΦΩΤΟΟΞΕΊΔΩΣΗ ΤΗΣ ΦΟΥΚΟΞΑΝΘΊΝΗΣ ΑΛΕΙΦΑΤΙΚΕΣ ΚΕΤΟΝΕΣ (ΑΛΚΕΝΟΝΕΣ) ΔΙΑΓΝΩΣΤΗΚΕΣ ΠΑΡΑΜΕΤΡΟΙ ΧΕΡΣΑΙΑ κ-αλκανια ΚΑΙ κ-αλκανολεσ...37

6 2.3.2 Ο ΔΕΙΚΤΗΣ CPI Ο ΔΕΙΚΤΗΣ HPA Η ΠΑΛΑΙΟΚΛΙΜΑΤΙΚΗ ΠΑΡΑΜΕΤΡΟΣ U K ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3: ΥΛΙΚΑ-ΜΕΘΟΔΟΙ 3.1 ΕΡΓΑΣΙΕΣ ΠΕΔΙΟΥ ΔΕΙΓΜΑΤΟΛΗΨΙΑ ΠΥΡΗΝΑ HCM ΕΡΓΑΣΤΗΡΙΑΚΕΣ ΑΝΑΛΥΣΕΙΣ ΜΑΚΡΟΣΚΟΠΙΚΗ ΚΑΙ ΓΕΩΛΟΓΙΚΗ ΜΕΛΕΤΗ ΡΑΔΙΟΧΡΟΝΟΛΟΓΙΣΗ ΤΟΥ ΠΥΡΗΝΑ ΠΡΟΣΔΙΟΡΙΣΜΟΣ ΤΟΥ ΟΛΙΚΟΥ ΟΡΓΑΝΙΚΟΥ ΑΝΘΡΑΚΑ (TOC) ΚΑΙ ΤΩΝ ΑΝΘΡΑΚΙΚΩΝ (CACO 3 ) ΠΡΟΣΔΙΟΡΙΣΜΟΣ ΤΩΝ ΟΡΓΑΝΙΚΩΝ ΜΟΡΙΑΚΩΝ ΔΕΙΚΤΩΝ ΚΑΤΕΡΓΑΣΙΑ ΤΩΝ ΔΕΙΓΜΑΤΩΝ ΚΑΙ ΑΠΟΜΟΝΩΣΗ ΤΟΥ ΟΛΙΚΟΥ ΟΡΓΑΝΙΚΟΥ ΕΚΧΥΛΙΣΜΑΤΟΣ ΤΟΥ HCM ΔΙΑΧΩΡΙΣΜΟΣ ΤΟΥ ΟΡΓΑΝΙΚΟΥ ΥΛΙΚΟΥ ΤΟΥ ΠΥΡΗΝΑ HCM2-22 ΑΝΑ ΚΑΤΗΓΟΡΙΕΣ ΟΡΓΑΝΙΚΩΝ ΕΝΩΣΕΩΝ ΜΕΤΑΤΡΟΠΗ ΤΩΝ ΑΛΚΟΟΛΩΝ ΣΕ ΣΙΛΥΛΟ-ΑΙΘΕΡΕΣ ΠΟΙΟΤΙΚΟΣ ΚΑΙ ΠΟΣΟΤΙΚΟΣ ΠΡΟΣΔΙΟΡΙΣΜΟΣ ΥΠΟΛΟΓΙΣΜΟΣ ΤΩΝ ΑΝΑΚΤΗΣΕΩΝ ΚΑΙ ΤΩΝ ΠΑΡΑΓΟΝΤΩΝ ΑΠΟΚΡΙΣΗΣ (RRF) ΑΝΑΛΥΣΗ ΤΥΦΛΩΝ ΔΕΙΓΜΑΤΩΝ ΥΠΟΛΟΓΙΣΜΟΣ ΤΑΧΥΤΗΤΑΣ ΣΥΣΣΟΡΕΥΣΗΣ ΥΛΙΚΑ...57 ΚΕΦΛΑΙΟ 4: ΑΠΟΤΕΛΕΣΜΑΤΑ 4.1 ΛΙΘΟΛΟΓΙΑ ΚΑΙ ΟΡΥΚΤΟΛΟΓΙΚΑ ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΗΚΑ ΤΟΥ ΠΥΡΗΝΑ HCM ΜΑΚΡΟΣΚΟΠΙΚΗ ΠΕΡΙΓΡΑΦΗ ΠΥΡΗΝΑ HCM2/ ΧΡΟΝΙΚΟ ΠΛΑΙΣΙΟ ΑΠΟΘΕΣΗΣ ΚΑΙ ΜΕΣΕΣ ΤΑΧΥΤΗΤΕΣ ΙΖΗΜΑΤΟΓΕΝΕΣΗΣ ΠΥΡΗΝΑ HCM2/ ΓΕΩΧΗΜΙΚΟΙ ΔΕΙΚΤΕΣ ΟΛΙΚΑ ΑΝΘΡΑΚΙΚΑ ΟΛΙΚΟΣ ΟΡΓΑΝΙΚΟΣ ΑΝΘΡΑΚΑΣ ΑΠΟΤΕΛΕΣΜΑΤΑ ΒΙΟΔΕΙΚΤΩΝ ΧΕΡΣΑΙΟΙ ΒΙΟΔΕΙΚΤΕΣ Κ-ΑΛΚΑΝΙΑ Κ-ΑΛΚΑΝΟΛΕΣ ΘΑΛΑΣΣΙΟΙ ΒΙΟΔΕΙΚΤΕΣ ΑΛΚΑΝΟΔΙΟΛΕΣ ΚΑΙ ΑΛΚΑΝΟΛΟΝΕΣ (ΔΙΟΛΕΣ & ΚΕΤΟ-ΟΛΕΣ) ΑΛΕΙΦΑΤΙΚΕΣ ΚΕΤΟΝΕΣ (ΑΛΚΕΝΟΝΕΣ) ΠΑΛΑΙΟΘΕΡΜΟΚΡΑΣΙΕΣ ΤΗΣ ΘΑΛΑΣΣΙΑΣ ΕΠΙΦΑΝΙΑΣ (SST) ΜΕΣΩ ΤΟΥ ΥΠΟΛΟΓΙΣΜΟΥ ΤΟΥ ΔΕΙΚΤΗ U K 37 ΤΩΝ ΑΛΚΕΝΟΝΩΝ...83

7 ΣΤΕΡΟΕΙΔΕΙΣ ΑΛΚΟΟΛΕΣ (ΣΤΕΡΟΛΕΣ) ΛΟΛΙΟΛΙΔΗ ΚΑΙ ΙΣΟΛΟΛΙΟΛΙΔΗ...98 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 5: ΣΥΖΗΤΗΣΗ ΚΑΙ ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ ΤΗΣ ΒΙΟΓΕΩΧΗΜΙΚΗΣ ΚΑΙ ΠΑΛΑΙΟΩΚΕΑΝΟΓΡΑΦΙΚΗΣ-ΚΛΙΜΑΤΟΛΟΓΙΚΗΣ ΜΕΛΕΤΗΣ 5.1 ΣΥΖΗΤΗΣΗ ΤΩΝ ΒΙΟΓΕΩΧΗΜΙΚΩΝ ΔΕΙΚΤΩΝ ΣΥΖΗΤΗΣΗ ΤΩΝ ΓΕΩΧΗΜΙΚΩΝ ΔΕΊΚΤΩΝ ΜΕΓΙΣΤΟ ΠΑΓΕΤΩΔΟΥΣ ΠΕΡΙΟΔΟΥ, ΜΕΣΟΠΑΓΕΤΩΔΕΙΣ ΚΑΙ ΚΑΤΩΤΕΡΗ ΟΛΟΚΑΙΝΙΚΗ ΠΕΡΙΟΔΟΣ (2-1 KYR B.P.) ΚΛΙΜΑΤΙΚΟ ΒΕΛΤΙΣΤΟ ΟΛΟΚΑΙΝΟΥ- ΑΠΟΘΕΣΗ ΣΑΠΡΟΠΗΛΙΚΟΥ ΟΡΙΖΟΝΤΑ S1 (ΠΕΡΙΠΟΥ 1-6 KYR B.P.) ΜΕΣΗ ΚΑΙ ΑΝΩΤΕΡΗ ΟΛΟΚΑΙΝΙΚΗ ΠΕΡΙΟΔΟΣ (ΠΕΡΙΠΟΥ 6-2 KYR B.P.) ΣΥΖΗΤΗΣΗ ΤΩΝ ΒΙΟΔΕΙΚΤΩΝ ΧΕΡΣΑΙΑΣ ΠΡΟΕΛΕΥΣΗΣ ΜΕΓΙΣΤΟ ΠΑΓΕΤΩΔΟΥΣ ΠΕΡΙΟΔΟΥ, ΜΕΣΟΠΑΓΕΤΩΔΕΙΣ ΚΑΙ ΚΑΤΩΤΕΡΗ ΟΛΟΚΑΙΝΙΚΗ ΠΕΡΙΟΔΟΣ (2-1 KYR B.P.) ΚΛΙΜΑΤΙΚΟ ΒΕΛΤΙΣΤΟ ΟΛΟΚΑΙΝΟΥ- ΑΠΟΘΕΣΗ ΣΑΠΡΟΠΗΛΙΚΟΥ ΟΡΙΖΟΝΤΑ S1 (ΠΕΡΙΠΟΥ 1-6 KYR B.P.) ΜΕΣΗ ΚΑΙ ΑΝΩΤΕΡΗ ΟΛΟΚΑΙΝΙΚΗ ΠΕΡΙΟΔΟΣ (ΠΕΡΙΠΟΥ 6-2 KYR B.P.) ΣΥΖΗΤΗΣΗ ΤΩΝ ΒΙΟΔΕΙΚΤΩΝ ΘΑΛΑΣΣΙΑΣ ΠΡΟΕΛΕΥΣΗΣ ΜΕΓΙΣΤΟ ΠΑΓΕΤΩΔΟΥΣ ΠΕΡΙΟΔΟΥ, ΜΕΣΟΠΑΓΕΤΩΔΕΙΣ ΚΑΙ ΚΑΤΩΤΕΡΗ ΟΛΟΚΑΙΝΙΚΗ ΠΕΡΙΟΔΟΣ (2-1 KYR B.P.) ΚΛΙΜΑΤΙΚΟ ΒΕΛΤΙΣΤΟ ΟΛΟΚΑΙΝΟΥ- ΑΠΟΘΕΣΗ ΣΑΠΡΟΠΗΛΙΚΟΥ ΟΡΙΖΟΝΤΑ S1 (ΠΕΡΙΠΟΥ 1-6 KYR B.P.) ΜΕΣΗ ΚΑΙ ΑΝΩΤΕΡΗ ΟΛΟΚΑΙΝΙΚΗ ΠΕΡΙΟΔΟΣ (ΠΕΡΙΠΟΥ 6-2 KYR B.P.) ΣΥΝΘΕΣΗ ΠΑΛΑΙΩΚΕΑΝΟΓΡΑΦΙΚΩΝ ΚΑΙ ΠΑΛΑΙΟΚΛΙΜΑΤΙΚΩΝ ΦΑΙΝΟΜΕΝΩΝ ΜΕΓΙΣΤΟ ΠΑΓΕΤΩΔΟΥΣ ΠΕΡΙΟΔΟΥ, ΜΕΣΟΠΑΓΕΤΩΔΕΙΣ ΚΑΙ ΚΑΤΩΤΕΡΗ ΟΛΟΚΑΙΝΙΚΗ ΠΕΡΙΟΔΟΣ (2-1 KYR B.P.) ΚΛΙΜΑΤΙΚΟ ΒΕΛΤΙΣΤΟ ΟΛΟΚΑΙΝΟΥ- ΑΠΟΘΕΣΗ ΣΑΠΡΟΠΗΛΙΚΟΥ ΟΡΙΖΟΝΤΑ S1 (ΠΕΡΙΠΟΥ 1-6 KYR B.P.) ΜΕΣΗ ΚΑΙ ΑΝΩΤΕΡΗ ΟΛΟΚΑΙΝΙΚΗ ΠΕΡΙΟΔΟΣ (ΠΕΡΙΠΟΥ 6-2 KYR B.P.) ΚΥΡΙΟΤΕΡΑ ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ ΒΙΒΛΙΟΓΡΑΦΙΑ...115

8 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 ΕΙΣΑΓΩΓΗ ΣΤΗΝ ΠΑΛΑΙΟΩΚΕΑΝΟΓΡΑΦΙΑ 1

9 1.1 ΕΙΣΑΓΩΓΙΚΑ Ο όρος παλαιοωκεανογραφία αφορά στη μελέτη των «παλαιο-ωκεανών», δηλαδή στις φυσικές, βιολογικές, χημικές και γεωλογικές συνθήκες που επικρατούσαν σε ένα μεγάλο (βαθύ) χρονικό εύρος κατά το παρελθόν. Η παλαιοωκεανογραφία αποτελεί ένα σχετικά νέο και υψηλής διαβάθμισης πεδίο μελέτης, με πολύ μεγάλο εύρος θεμάτων που χρησιμοποιεί ως αρχεία τα θαλάσσια ιζημάτα, με σκοπό την ανασύσταση των περιβαλλοντικών και ωκενογραφικών χαρακτηριστικών του παρελθόντος. Αποτελεί ένα σχετικά νέο πεδίο επιστημονικής προσπάθειας, λόγω του ότι η συλλογή των ωκεάνιων ιζημάτων με πυρήνες άρχισε κατά κύριο λόγο στην δεκαετία του 195, αρκετά αργότερα από την έναρξη της σύγχρονης ωκεανογραφίας με την αποστολή του Challenger ( ). Ελάχιστη έρευνα είχε γίνει στα ιζήματα της βαθιάς θάλασσας μεταξύ αυτής της εποχής και της δεκαετίας του 195, ωστόσο λίγοι μικροί πυρήνες συλλέχθηκαν από την Γερμανική αποστολή στον Νότιο Πόλο ( ) και την αποστολή του Δούκα Snellius ( ). Η κατάσταση γρήγορα άλλαξε στα μεταπολεμικά χρόνια, με αυξημένες χρηματοδοτήσεις στην γεωλογία και στην γεωφυσική, και κατά την μεγάλη διεύρυνση των ωκεανογραφικών ινστιτούτων στις ΗΠΑ. Ουσιαστικά, ιζήματα παλαιότερα από τα τελευταία μερικά εκατοντάδες χιλιάδες χρόνια έγιναν διαθέσιμα μόνο από πυρήνες πολύ μεγαλύτερου μήκους, που μπορούσαν να περισυλλεχθούν μόνο μετά από την έναρξη του Deep Sea Drilling Project (DSDP) το Στα μέσα της δεκαετίας του 197, στις ΗΠΑ στην International Phase of Ocean Drilling και στο DSDP έγινε μια πολυεθνική προσπάθεια και μεταξύ του 1968 και του 1983 συλλέχθησαν περισσότερα από 97 km πυρήνων ιζήματος που έδωσαν υλικό για την πρώτη δημοσίευση, στην οποία χρησιμοποιήθηκαν ισότοπα οξυγόνου για την σκιαγράφηση της κλιματικής ιστορίας του Καινοζωικού Αιώνα και για τη μελέτη της έναρξης των παγετώνων της Ανταρκτικής, που δημοσιεύτηκε στο Initial Reports of the Deep Sea Drilling Project το 1975 από τους N.J. Shackleton and J.P. Kennett, (Shackleton and Kennett et al., 1975). Ένας περιορισμός της παλαιοωκεανογραφικής έρευνας με την χρήση δειγμάτων από πυρήνες ιζήματος από το πυθμένα της θάλασσας είναι το περιορισμένο μέγεθος του κάθε δείγματος. Ωστόσο, ένα θετικό αποτέλεσμα της περιορισμένης δυνατότητας είναι ότι, ερευνητές από διαφορετικά ερευνητικά πεδία, λειτουργούν σε στενό επίπεδο συνεργασίας. Ειδικότερα, η μελέτη πλήθους βιογεωχημικών δεικτών, όπως η πλαγκτονική και βενθική μικρο-χλωρίδα και -πανίδα (μικροκελύφη), γυρεόκοκκοι, οργανικές ενώσεις, ανόργανα στοιχεία καθώς και οι λόγοι των σταθερών ισοτόπων του άνθρακα, αζώτου και άλλων στοιχείων, μπορούν να κάνουν δυνατή την αναπαράσταση και την μαθηματική προσομοίωση των παρελθοντικών συνθηκών των ωκεανών, όπως για παράδειγμα της θερμόαλης κυκλοφορίας, της θερμοκρασίας, της 2

10 αλατότητας, της παραγωγικότητας, της συγκέντρωσης των θρεπτικών των επιφανειακών και βαθέων υδάτων, της χερσαίας χλωρίδας κ.α.. Η μελέτη πολλαπλών συνιστωσών παρέχει πληροφορίες για τους βιογεωχημικούς κύκλους και τις περιβαλλοντικές και κλιματικές συνθήκες και πιθανές συνδέσεις με παράγοντες όπως τα επίπεδα του ατμοσφαιρικού CO2 και οι ρυθμοί ανταλλαγής με τους ωκεανούς.(pco2). Η χρονική απεικόνιση του παρελθόντος μπορεί να φτάσει σε ανάλυση χιλιετιών, εκατονταετιών ή ακόμα και δεκαετιών. 1.2 ΠΑΛΑΙΟΩΚΕΑΝΟΓΡΑΦΙΚΕΣ ΠΡΟΣΕΓΓΙΣΕΙΣ Τα τελευταία 25 χρόνια σημειώθηκε εκρηκτική ανάπτυξη των τεχνικών για την απόκτηση πληροφοριών από τα ωκεάνια ιζήματα. Η μέθοδος που χρησιμοποιήθηκε από τις πρώτες παλαιοωκεανογραφικές μελέτες πυρήνα ήταν της μικροπαλαιοντολογίας. Η μικροπαλαιοντολογία μελετά διάφορες ομάδες μικροοργανισμών του θαλασσίου περιβάλλοντος χρησιμοποιώντας τα ανθρακικά ή πυριτικά κελύφη τους που καταλήγουν στο ίζημα. Η μικροπαλαιοντολογία είναι χρήσιμη για τον συσχετισμό των βιοστρωμάτων, αφού από μόνη της, υποδεικνύει πληροφορίες για τις εξελικτικές διαδικασίες και διασυνδέσεις με την κλιματική αλλαγή και τις αλλαγές στα επίπεδα τις ωκεάνιας παραγωγικότητας. Μία άλλη τεχνική χρησιμοποιεί τα σταθερά ισότοπα του οξυγόνου, του άνθρακα και του αζώτου. Η μελέτη της αναλογίας αυτών των ισοτόπων αποτελεί σημαντικό εργαλείο για την διερεύνηση των επίπεδων βροχοπτώσεων και εισροής γλυκών νερών, για τις βιογεωχημικές διεργασίες, της θαλάσσιας κυκλοφορίας και τη θαλάσσια και χερσαία παραγωγικότητα. Σε αντίθεση με αυτές τις κλασσικές παλαιοωκεανογραφικές προσεγγίσεις, πολλές νέες μέθοδοι διερεύνησης έχουν αναπτυχθεί χρησιμοποιώντας διαφορετικούς γεωχημικούς δείκτες. Οι δείκτες αυτοί αποτελούν συστατικά των πελαγικών και βενθικών μικροοργανισμών και κατά συνέπεια εφοδιάζουν με στοιχεία για τα βενθικά και πελαγικά περιβάλλοντα. Πολύ περισσότεροι δείκτες βρίσκονται σε ανάπτυξη και πιστεύεται ότι θα χρησιμοποιούνται τα επόμενα χρόνια, για την διερεύνηση των παγκόσμιων βιογεωχημικών κύκλων, της βιοτικής εξέλιξης και παραγωγικότητας καθώς και τα μονοπάτια της θερμόαλης κυκλοφορίας. Οι τεχνικές για να συσχετιστούν τα στοιχεία ιζημάτων που ανακτήθηκαν σε διαφορετικές τοποθεσίες και ο προσδιορισμός των χρονολογήσεων, έκαναν ξεκάθαρη την υψίστης σημασίας κατασκευή των ηλικιακών μοντέλων για τα ιζήματα και την δυνατότητα να μετρηθούν οι ρυθμοί των διαδικασιών. Ο συσχετισμός μεταξύ διατομών ιζήματος, συνήθως πετυχαίνεται με την χρήση βιοστρωματογραφικών (biostratigraphic) τεχνικών, οι οποίες δεν μπορούν κατευθείαν να δώσουν αριθμητικές ηλικιακές τιμές. Τεχνικές, οι οποίες χρησιμοποιούνται στην αριθμητική χρονολόγηση, περιλαμβάνουν: α) των ισοτόπων άνθρακα (C14), και β) τον συσχετισμό των ιζημάτων με την 3

11 κλίμακα της γεωμαγνητικής πολικότητας. 1.3 ΓΕΩΛΟΓΙΚΟΙ ΠΕΡΙΟΔΟΙ ΤΗΣ ΓΗΣ Το παρελθόν της Γής χωρίζεται απο την επιστήμη σε διάφορα τμήματα. Η μεγαλύτερη μονάδα χρόνου είναι ο Μέγα-Αιώνας που με την σειρά του χωρίζεται σε αιώνες, σε περιόδους, εποχές και ηλικίες (Πίνακας 1.1). Οι αρχές που διέπουν αυτόν τον διαχωρισμό έχουν να κάνουν με τη διάκριση διαδοχικών γεωλογικών στρωμάτων με συγκεκριμένα γεω-χρονολογικά χαρακτηριστικά, η οποία όμως δεν είναι πάντα σαφής γιατί οι στρώσεις των ιζημάτων δεν είναι πάντα συνεχείς λόγω των διαρκών γεωλογικών διεργασιών. Πινακας 1.1 : Γεωλογική χρονική κλίμακα. 1.4 ΠΑΓΕΤΩΔΕΙΣ - ΜΕΣΟΠΑΓΕΤΩΔΕΙΣ ΚΥΚΛΟΙ Η γεωλογική ιστορία παρουσιάζει αριθμό εποχών όπου μεγάλες περιοχές του βορείου 4

12 ημισφαιρίου ήταν καλυμμένες με πάγους και η στάθμη της θάλασσας ήταν χαμηλότερη. Είναι πλέον αποδεκτό ότι οι παγετώδεις περίοδοι είναι πιο συχνοί κατά την διάρκεια του Πλειστοκαίνου, από ότι οι προγενέστερες θεωρίες υποστήριζαν και, κατά την διάρκεια των τελευταίων 8. ετών διαπιστώνεται μια περιοδικότητα της τάξης των 1. χρόνων. Αυτές οι ψυχρές περίοδοι διακόπτονται από μικρότερες θερμές περιόδους, που ονομάζονται μεσοπαγετώδεις περιόδοι. Μέσα σε κάθε κλιματικό κύκλο (παγετώδης/μεσοπατώδης περίοδοι) εκδηλώνονται σημαντικές κλιματικές διακυμάνσεις με φάσμα από ακραίο ψύχος ως υψηλές θερμοκρασίες. Στατιστικές αναλύσεις τέτοιων διακυμάνσεων δείχνουν ότι αποτελούνται από τρείς μεγάλους κύκλους περιόδων από περίπου 21, 41, και 1 χιλιάδες ετών. 1.5 ΚΛΙΜΑΤΙΚΕΣ ΑΛΛΑΓΕΣ ΚΑΙ ΤΡΟΧΙΑΚΕΣ ΔΙΑΚΥΜΑΝΣΕΙΣ ΤΗΣ ΓΗΣ Οι κλιματικές συνθήκες στη Γη είναι άμεσα εξαρτώμενες από εξωτερικούς (π.χ. θέση της Γης σε σχέση με τον Ήλιο) και εσωτερικούς μηχανισμούς (π.χ. θερμόαλη κυκλοφορία, κίνηση των παγετώνων (= ice sheet mechanisms), ηφαιστειακή δραστηριότητα (volcanic eruption), εκπομπές αερίων του θερμοκηπίου (green gas emissions) κ.ά.), διαδικασίες που παράλληλα με τις σύγχρονες ανθρωπογενείς επιδράσεις στο παγκόσμιο κλίμα, αναδεικνύουν την σπουδαιότητα της επιστήμης της παλαιοωκεανογραφίας στη προσπάθεια αποκρυπτογράφησης των κλιματικών αλλαγών. Η μελέτη των κλιματικών αλλαγών του παρελθόντος και των συνεπειών αυτών, ιδιαίτερα σε περιόδους που οι περιβαλλοντικές συνθήκες ήταν παρόμοιες με τις σημερινές, μας επιτρέπει να κατανοήσουμε τις διαδικασίες που καθορίζουν τις σύγχρονες κλιματικές συνθήκες. Οι εναλαγές της θέσης της Γης γύρω από τον ήλιο μπορούν να συγκεντρωθούν σε τρείς μεγάλους κύκλους, την εκκεντρότητα, την λοξότητα και την μετάπτωση. Ο κάθε κύκλος χαρακτηρίζεται από μια ή περισσότερες χαρακτηριστικές συχνότητες (Hays et al. 1976; Berger et al. 1984) ΚΥΚΛΟΣ ΤΗΣ ΕΚΚΕΝΤΡΟΤΗΤΑΣ (ECCENTRICITY) : Στο παρόν, η τροχιά της γής γύρω από τον ήλιο είναι σχεδόν κυκλική, αλλα υπήρξε πολύ περισσότερο ελλειπτική στο παρελθόν. Η εκκεντρότητα εχει περιόδους 95, 123, και 413 χιλιάδων χρόνων (kyr), οι πρώτες δύο συνδιάζονται για να μας δώσουν κατά προσέγγιση έναν κύκλο 1 kyr μεταξύ δυο επιτυχών μεγίστων (ή ελαχίστων) της εκκεντρότητας. Ο πιο αδύναμος κύκλος με περίοδο 413 kyr σχετίζεται με το κατά πόσο ο βαθμός της εκκεντρότητας μεταβάλλεται πάνω από το επιτυχές μέγιστο. Η εκκεντρότητα επηρεάζει την μέση αποσταση της γης από τον ήλιο, για αυτό είναι ο μόνος από τους τρείς κύκλους που επηρεάζει τις διακυμάνσεις του συνόλου της 5

13 ακτινοβολίας που δέχεται η Γη. Επίσης συνισφέρει στις εποχιακές διακυμάνσεις. Στο μέγιστο της εκκεντρότητας η διαφορά της ακτινοβολιας στο περιηλιο και στο αφήλιο (τα τροχιακά σημάδια μεταξύ της μεγαλύτερης και μικρότερης απόστασης μεταξύ της Γής και του ηλίου αντίστοιχα) ήταν c. 3% κατά την διάρκεια των περασμένων 5 Myr (Wilson et al. 2) ΚΥΚΛΟΣ ΤΗΣ ΛΟΞΟΤΗΤΑΣ (OBLIQUITY-TILT): Η κλίση του άξονα περιστροφής της Γης, συσχετιζόμενη με την πλάνη της τροχιάς του, κυμαίνεται πάνω σε μια περιοδο των 41 kyr. Ταλαντεύτηκε μεταξύ 21,8 και 24,4 πάνω από 8 kyr και περισσότερο. Αυτή η διακύμανση επηρεάζει τη διασπορά της ακτινοβολίας στην επιφάνια της Γής, και ως εκ τούτου την ένταση των εποχικών εναλλαγών, αλλα δεν επηρεάζει τη συνολική ακτινοβολία που δέχεται η επιφάνεια της Γης καθόλη την διάρκεια του έτους ΚΥΚΛΟΣ ΤΗΣ ΜΕΤΑΠΤΩΣΗΣ ΤΩΝ ΙΣΗΜΕΡΙΝΏΝ (PRECESSION TILT) : Η μετάπτωση είναι η αλλαγή στην διεύθυνση του άξονα της γης σε σχέση με σταθερούς αστέρες, με περίοδο κοντά στα 26. χρόνια. Αυτή η γυροσκοπική κίνηση επηρεάζει τις παλιρροιακές δυνάμεις που ασκούνται από τον ήλιο και τη σελήνη στη γη, και συσχετίζεται με το γεγονός ότι η Γη είναι σφαιροειδούς σχήματος και όχι μια τέλεια σφαίρα. Όταν ο άξονας ευθυγραμμίζετε έτσι ώστε να δείχνει τον ήλιο κατά την διάρκεια του περιηλίου, το ένα πολικό ημισφαίριο θα παρουσιάζει μεγάλη διαφορά στις εποχές ενώ το άλλο θα παρουσιάζει ηπιότερες συνθήκες ΔΙΑΚΥΜΑΝΣΗ ΤΗΣ ΑΚΤΙΝΟΒΟΛΙΑΣ: Η συνδυασμένη επιρροή των τροχιακών διακυμάνσεων στη θερινή ακτινοβολία στις 65Β τα τελευταία 6 kyr φαίνονται στα σχήματα 1.1 και 1.2. Το μέγιστο της διακύμανσης της ακτινοβολίας είναι το 2% της μέσης τιμής (ισοδύναμα με μια διαφορά 65 με 75 B). Η μέγιστη ετήσια διακύμανση της ακτινοβολίας που προέρχεται από την εκκεντρότητα είναι μόνο,3% οπότε η μέγιστη αλλαγή της ηλιακής ακτινοβολίας που φτάνει στην επιφάνεια της γης είναι 7Wm-2. Αυτό μπορεί να προκαλέσει μια θερμοκρασιακή μεταβολή της τάξης των 5C (με την χρήση δυναμικού παράγοντα ακτινοβολίας των.8w-1m2). 6

14 Σχήμα 1.1 : Σύνθεση των τροχιακών χαρακτηριστικών που υπογραμμίζονται από τους κύκλους Milnkovich και η συνδυασμένη επίδραση τους σε γεωγραφικό πλάτος 65 (μοιρών) βόρια κατά την διάρκεια του θέρους στο Βόριο Ημισφαίριο (Berger et al 1984). 7

15 Σχήμα 1.2 : Κύκλοι των τροχιακών διακυμάνσεων με τις συχνότητες των κλιματικών διακυμάνσεων εξαιτίας της μετάπτωσης ισημεριών (precession), της λοξότητας (obliquity) και της εκκεντρότητας (eccentricity) της περιστροφής του άξονα της Γης (Berger et al., 1978). 1.6 ΠΡΟΣΦΑΤΗ ΓΕΩΛΟΓΙΚΗ ΕΞΕΛΙΞΗ ΤΗΣ ΓΗΣ (ΠΛΕΙΣΤΟΚΑΙΝΟ ΟΛΟΚΑΙΝΟ) Η τελευταία παγετώδης περίοδος είναι η Βούρμια (Wϋrm), η οποία ξεκίνησε περίπου 75. χρόνια πριν από σήμερα και παρουσίασε μέγιστο περίπου πριν από 18. χρόνια. Την εποχή του μεγίστου της παγετώδους περιόδου, μεγάλα στρώματα πάγου, πάχους έως και 3 χιλιομέτρων κάλυπταν το μεγαλύτερο μέρος της βόρειας αμερικανικής και της ευρωπαϊκής ηπείρου, και παράλληλα η στάθμη της θάλασσας ήταν περίπου 1-12 m χαμηλότερη από την σημερινή (Chappel & Shackleton et al., 1986 Fairbanks et al., 1989). Η έναρξη της μεσοπαγετώδους περιόδου που διανύεται μέχρι σήμερα, σηματοδοτήθηκε από την σταδιακή άνοδο της θερμοκρασίας και την τήξη του πάγου (Φλάνδρια επίκληση της θάλασσας). Σε αυτήν την μεσοπαγετώδη περίοδο οριοθετείται η βάση της Ολοκαινικής εποχής περίπου πριν από 12. έτη. Το Ολόκαινο γνωστό και ως Φλάνδρια μεσοπαγετώδης περίοδος, χαρακτηρίζεται από σχετικά θερμότερο και σταθερότερο κλίμα σε σχέση με το Πλειστόκαινο (Dansgaard et al., 1993) για τον λόγο αυτό δεν διαιρείται σε τυπικά στάδια (Lourens et al., 24). Παρόλα αυτά, τα κλιματικά γεγονότα που εμφανίζονται στην διάρκεια του, παρέχουν την δυνατότητα παρακολούθησης των διακυμάνσεων της Ολοκαινικής περιόδου, με αποτέλεσμα να δίνεται η δυνατότητα με βάση σημαντικές μεταβολές στην θερμοκρασία και στην υγρασία (Stager & Mayewski et al., 1997), να 8

16 διαιρείται στο Κατώτερο (12-8 χιλιάδες χρόνια πριν από σήμερα) στο Μέσο (8-4 χιλιάδες χρόνια πριν από σήμερα) και στο Ανώτερο (4 χιλιάδες χρόνια πριν από σήμερα) Ολόκαινο. 1.7 ΠΕΡΙΟΧΗ ΜΕΛΕΤΗΣ (ΜΕΣΟΓΕΙΟΣ) ΓΕΝΙΚΑ ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΑ Στην αρχή του μέσου Μειόκαινου (περίπου 14 εκατομμύρια χρόνια πριν) σαν αποτέλεσμα της αντίθετης με την φορά των δεικτών του ρολογιού μετατόπισης της τεκτονικής πλάκας της Αφρικής, η Τηθής έχασε την ιδιότητα της σαν ένας από ανατολή σε δύση θαλάσσιος δρόμος και έγινε η ημίκλειστη λεκάνη περιθωρίων της Μεσογείου (Cita et al., 1982; Hsu et al., 1982). Οι ωκεάνιες λεκάνες και θάλασσες περιθωρίων είναι συχνά περισσότερο ανταποκρινόμενες στις παλαιωκεανογραφικές και παλαιοκλιματικές αλλαγές από ότι οι παγκόσμιοι ωκεανοί λόγω του μικρότερου μεγέθους τους και της τμηματικής απομόνωσής τους. Αυτή η ευαισθησία στην καταγραφή των αιφνίδιων κλιματικών φαινομένων φαίνεται να ισχύει για την Μεσόγειο θάλασσα (Bethoux, 1989, Gogou et al., 27) ΣΥΓΧΡΟΝΗ ΜΕΣΟΓΕΙΟΣ ΘΑΛΑΣΣΑ, ΓΕΩΓΡΑΦΙΚΗ ΠΕΡΙΟΧΗ ΚΑΙ ΚΛΙΜΑ Η Μεσόγειος θάλασσα είναι μια ημίκλειστη θάλασσα που επικοινωνεί, με τον Ατλαντικό ωκεανό μέσω του στενού του Γιβραλτάρ, με την ερυθρά θάλασσα μέσω της τεχνητής διώρυγας του Σουέζ και με την Μαύρη θάλασσα μέσω του στενού των Δαρδανελίων δια μέσου του Αιγαίου Πελάγους. Η Μεσόγειος χωρίζεται μέσω του στενού της Σικελίας σε δύο κύριες υπο-λεκάνες, την Δυτική και την Ανατολική Μεσόγειο (Σχήμα 1.3). Τα φυσικά σύνορά της είναι με την Ευρώπη από τα βόρεια, με την Ασία στα ανατολικά και με την Αφρική στα νότια. Κλιματολογικά, η Μεσόγειος βρίσκεται πάνω στην μετάβαση από τα υψηλά στα μέσα γεωγραφικά πλάτη και τα υποτροπικά ατμοσφαιρικά συστήματα, τα οποία αλληλεπιδρούν και κατά έναν τρόπο μπορεί να συσχετίζονται ανταγωνιστικά μεταξύ τους (Lionello et al., 26). Κατά συνέπεια, το κλίμα της Μεσογείου εξαρτάται από τις μετατοπίσεις του γεωγραφικού πλάτους αυτών των κλιματικών συστημάτων με τις εποχές, και τυπικά κυμαίνεται μεταξύ ήρεμων, υγρών χειμώνων και θερμών, ξηρών καλοκαιριών (Eshel et al., 22; Rohling et al., 28a). Συγκεκριμένα, το σύστημα της κατά τον χειμώνα αποτελείται από ήπιες και υγρές συνθήκες συσχετιζόμενες με την νοτίως κατευθυνόμενη επέκταση των θερμοκρασιών από την κεντρική και βόρεια Ευρώπη (Lolis et al., 22), με περιστασιακά ξεσπάσματα από ψυχρές, πολικές, χερσαίες, αέριες μάζες που μεταφέρονται εν είδη χοάνης από τις κοιλάδες του Βορείου μεσογειακού περιθωρίου (Maheras et al., 1999). Κατά την 9

17 διάρκεια του θέρους, θερμές και ξηρές συνθήκες επικρατούν εξ αιτίας μιας προς βορά μετακίνησης της υποτροπικής, υψηλής πίεσης ζώνης πάνω από την λεκάνη (Rodwell and Hoskins et al., 1996; Saaroni et al., 23; Ziv et al., 24). Αξίζει να σημειωθεί ότι πρίν την ανθρωπογενή μείωση της παροχής γλυκού νερού του Νείλου ποταμού, ένα διαφορετικό κλιματικό σύστημα ονομαζόμενο βοριο- αφρικανικός μουσώνας, συνήθως επιδρούσε στο σύστημα της Μεσογείου και ιδιαίτερα στην υδρογραφία των λεκανών. Η επιρροή των αφρικανικών μουσώνων στην υδρογραφία της Μεσογείου είναι ωστόσο έμμεση καθώς δεν υπάρχει πραγματική μετατόπιση του γεωγραφικού πλάτους αυτού του κλιματικού συστήματος μέσα σε αυτήν την περιοχή αλλά μάλλον μια διαμόρφωση της εισαγωγής γλυκού νερού μέσω του Νείλου και άλλων συστημάτων απορροής της βορείου Αφρικής (Rohling and Bryden et al., 1992; Rohling et al., 22b, 24; Scrivner et al., 24; Skliris and Lascaratos et al., 24). Σχήμα 1.3 : Χάρτης της Ανατολικής Μεσογείου ΚΥΚΛΟΦΟΡΙΑ ΤΗΣ ΜΕΣΟΓΕΙΟΥ Η Μεσόγειος θάλασσα είναι μια ημίκλειστη θάλασσα περιθωρίων που επικοινωνεί με τον Ατλαντικό ωκεανό μέσω του στενού περάσματος του Γιβραλτάρ. Το αρνητικό ισοζύγιο σε γλυκό 1

18 νερό και τα ποσά θερμότητας της λεκάνης οδηγούν σε αντι-κυκλωνική (anti-estuarine) θερμόαλη κυκλοφορία που καθορίζει τα υδρολογικά χαρακτηριστηκά της. Το χαμηλής αλατότητας Ατλαντικό νερό (Low salinity Atlantic water (AW)) το οποίο εισχωρεί στα άνω στρώματα του στενού του Γιβραλτάρ μετασχηματίζεται σε υψηλής αλατότητας Μεσογειακό νερό το οποίο ακολούθως εκρέει στον ατλαντικό από τα χαμηλότερα στρώματα του στενού. Μολονότι το επιφανειακό AW προοδευτικά χάνει τα χαρακτιριστηκά του με την μίξη και την εξάτμιση κατά την διάρκεια του ταξιδιού του προς την ανατολή, (salinity rising from at Gibraltar Strait, to 38.6 in the eastern Levantine Basin according to Lacombe & Tchernia et al., 1972; Ozsoy, Hecht & Unluata et al., 1989), η δημιουργία του ενδιάμεσου και του βαθέως ύδατος συμβαίνει σε αποκλειστικές περιοχές μέσα στην λεκάνη (Wust et al., 1961). Σε αυτές τις περιοχές, ευνοϊκές ωκεάνιες συνθήκες και ακραίες διαδικασίες αλληλεπίδρασης αέρα-θάλασσας οδηγούν σε καθοδική μίξη και επέκταση σε βάθος στην υδάτινη στήλη. (Laskaratos, et al., 1999) Η κυκλοφορία της Μεσογείου Θάλασσας (Σχήμα 1.4) συνήθως περιγράφεται σχηματικά κυρίως σαν ένα ανοιχτό κύτταρο θερμόαλλης κυκλοφορίας με δύο κλειστά δευτερεύοντα κύτταρα, ένα για κάθε υπο-λεκάνη. Το κυρίως κύτταρο περιγράφει τον μετασχηματισμό του επιφανειακού Ατλαντικού νερού (AW) σε ενδιάμεσο νερό της Λεβαντίνης (Levantine Intermediate Water (LIW)), το οποίο είναι το κυρίως συνεισφέρον στην εκροή από την Μεσόγειο στον Ατλαντικό. Τα δύο δευτερεύοντα κύτταρα περιγράφουν τον μετασχηματισμό του επιφανειακού και ενδιαμέσου νερού σε βαθύ νερό της δυτικής Μεσογείου Mediterranean Deep Water (WMDW) και σε βαθύ νερό της ανατολικής Μεσογείου Eastern Mediterranean Deep Water (EMDW). Η ύπαρξη ενός κυτάρου στα ενδιάμεσα βάθη ελέγχεται κυρίως από την παρουσία των σχετικά ρηχών περασμάτων (τα στενά του Γιβραλτάρ και της Σικελίας) (Phillips et al.,, 1966). Επιπλέον, το πέρασμα μέσα στο στενό της Σικελίας αποτρέπει την κατευθείαν επικοινονία μεταξύ του EMDW και του WMDW αλλά η ένωση τους επιτυγχάνεται μέσω του στρώματος του LIW (Lascaratos et al., 1999). 11

19 Σχήμα 1.4 : Κυκλοφορία θαλάσσιων μαζών στην ανατολική Μεσόγειο (Zervakis et al., 25) ΠΑΡΑΓΩΓΙΚΟΤΗΤΑ ΤΗΣ ΑΝΑΤΟΛΙΚΗΣ ΜΕΣΟΓΕΙΟΥ Το υδάτινο περιβάλλον της Ανατολικής Μεσογείου ελέγχεται από το τοπικό κλίμα, την εισροή υδάτων από τους κύριους ποταμούς που διαπερνούν την νοτιοανατολική Ευρώπη και τον Νείλο ποταμό, καθώς και από τις εποχιακές διακυμάνσεις των επιφανειακών υδάτων που εισρέουν στο Αιγαίο πέλαγος από την Μαύρη Θάλασσα. Η χαμηλή περιεκτικότητα σε θρεπτικά στοιχεία, προσδίδει ολιγοτροφικό χαρακτήρα στην σύγχρονη Ανατολική Μεσόγειο, γεγονός που οφείλεται κυρίως στο φαινόμενο εισροής φτωχού σε θρεπτικά επιφανειακού ύδατος από τον Ατλαντικό και αντίστοιχης εκροής του σχετικά εμπλουτισμένου ενδιάμεσου ύδατος. Παρόλο τον ισχυρό ρόλο που διαδραματίζει το παραπάνω φαινόμενο παρατηρείται σημαντική έμφαση στην επιστημονική έρευνα της Ανατολικής Μεσογείου για την διερεύνηση του ισχυρά περιοριστικού παράγοντα του φωσφόρου στην πρωτογενή βιολογική δραστηριότητα της περιοχής (Siokou-Frangou et al., 22; Psarra et al., 25) ΠΑΛΑΙΟΚΛΙΜΑΤΙΚΕΣ ΔΙΑΚΥΜΑΝΣΕΙΣ ΤΟΥ ΑΝΩΤΕΡΟΥ ΠΛΕΙΣΤΟΚΑΙΝΟΥ ΚΑΙ ΤΟΥ ΟΛΟΚΑΙΝΟΥ ΣΤΗΝ ΑΝΑΤΟΛΙΚΗ ΜΕΣΟΓΕΙΟ Η καταγραφή των κλιματικών διακυμάνσεων του ανωτέρου Πλειστοκαίνου και ιδιαίτερα του Ολοκαίνου γίνεται με μεγάλη λεπτομέρεια στις λεκάνες της Μεσογείου. Ιδιαίτερα η Ανατολική 12

20 Μεσόγειος αποτελεί μια ημίκλειστη λεκάνη με ένα πολύπλοκο υδρογραφικό σύστημα (Béthoux et al., 1999) όπου παρουσιάζει μεγάλη ευαισθησία στην αποτύπωση των κλιματικών διακυμάνσεων. Η ευαισθησία αυτή στην αποτύπωση των κλιματικών συνθηκών οφείλεται στην γεωγραφική θέση της και στον σχετικά υψηλό ρυθμό ιζηματογένεσης καθώς και στις επαναλαμβανόμενες φάσεις επανοξυγόνωσης των βαθέων υδάτων και στην υψηλή παραγωγικότητα (Rohling et al., 22b; Rohling et al., 23). Οι πρόσφατες μελέτες που επικεντρώνονται στο σύστημα της Ανατολικής Μεσογείου, έδειξαν ότι επηρεάζεται σημαντικά τόσο από παγκόσμιες κλιματικές μεταβολές όπως το σύστημα του βορείου Ατλαντικού (NAO) όσο και από τοπικές όπως είναι οι Μουσώνες της Αφρικής και της Ασίας (Lionello and Galati et al., 28). Συγκεκριμένα, το NAO (επηρεάζει σημαντικά τις ατμοσφαιρικές και τις ποτάμιες εισροές στην Μεσόγειο διαδραματίζοντας πρωτεύοντα ρόλο στην θερμόαλη κυκλοφορία της (Hurrell et al.,1995; Tsimplis et al., 26). Τέλος, οι Αφρικανικοί και Ασιατικοί μουσώνες, με έντονες βροχοπτώσεις και εισροές ύδατος μέσω του Νείλου και άλλων σημαντικών ποτάμιων συστημάτων επηρεάζουν περισσότερο την ανατολική Μεσόγειο (Rohling et al., 22a; Scrivner et al., 24; Wang et al., 25). Τις τελευταίες δεκαετίες, με την χρήση κυρίως δεδομένων από επιφανειακές παλαιοθερμοκρασίες της θάλασσας (paleo-sst), προσδιορίστηκαν στον βόρειο Ατλαντικό τα κλιματικά γεγονότα Dansgaard/Oeschger (D/O), τα οποία ουσιαστικά απεικονίζουν μια ταλάντωση του κλιματικού συστήματος μεταξύ θερμών και ψυχρών περιόδων (Dansgaard et al. 1993; Bond et al., 1997b; Alley et al., 1998; Cacho et al. 2; Martrat et al., 24; Sierro et al., 25). Ο δεύτερος σημαντικός τύπος κλιματικών γεγονότων είναι τα Heinrich events (H), που εμφανίζεται κατά την διάρκεια ψυχρών περιόδων του D/O και η τελευταία εμφάνιση του ήταν το H1 πριν από 17 kyr BP (Cacho et al. 1999; Rohling et al. 23). Ιδιαίτερης σημασίας, στο διάστημα αυτό, αποτελεί μια θερμή περίοδος που σημειώνεται από 14 έως 12 kyr BP περίπου και αντιστοιχεί στο γεγονός Bølling/Allerød (Bar-Matthews et al., 1997; Sbaffi et al., 21). Το θερμό αυτό γεγονός διακόπηκε απότομα από πτώση της θερμοκρασίας, η οποία συνέβη μέσα σε περίοδο λίγων εκατοντάδων χρόνων και εκφράστηκε με το ψυχρό γεγονός Younger Dryas από 12 έως 11 kyr BP περίπου (Alley et al., 2; Andrews et al., 23; Gagosian et al., 23; McManus et al. 24) ΟΛΟΚΑΙΝΙΚΗ ΠΕΡΙΟΔΟΣ (ΤΕΛΕΥΤΑΙΑ ΜΕΣΟΠΑΓΕΤΩΔΗΣ ΠΕΡΙΟΔΟΣ) Η περίοδος του Ολοκαίνου που ακολούθησε χαρακτηρίζεται από σημαντική βελτίωση και σταθεροποίηση των περιβαλλοντικών συνθηκών, που σε μία ημίκλειστη λεκάνη όπως η Ανατολική Μεσόγειος καταγράφονται με ακρίβεια και επιτρέπουν την μελέτη των κλιματικών αλλαγών που 13

21 έλαβαν χώρα στην ευρύτερη περιοχή (Rohling et al., 22b). Η έναρξη του Ολοκαίνου χαρακτηρίσθηκε από αύξηση της θερμοκρασίας που αποτυπώθηκε ως ένα θερμό διάστημα, που είναι γνωστό ως το κλιματικό βέλτιστο του Ολοκαίνου (climatic optimum). Η ενίσχυση της έντασης της ηλιακής ακτινοβολίας εκφράστηκε με αύξηση της έντασης των βροχοπτώσεων εξαιτίας των Αφρικανικών και Ασιατικών μουσώνων (Σχήμα 1.5) και με τις συνεπαγόμενες αυξημένες εισροές υδάτων από τα ποτάμια της βόρειας Ευρώπης και τον Νείλο (Rossignol-Strick et al., 1983, 1985; Poulos et al. 1996; Rodwell and Hoskins et al., 21; Ζedakis et al., 27). Σχήμα 1.5 : Επίδραση Αφρικανικών και Ασιατικών μουσώνων (A) σύγχρονο περιβάλλον και (Β) κατά το κλιματικό βέλτιστο του Ολοκαίνου (Rohling, Οι κλιματικές αλλαγές καταγράφηκαν ιδιαίτερα στην περιοχή του Αιγαίου Πελάγους, με επιπρόσθετα χαρακτηριστικά την κατακόρυφη ανάμιξη και το σχηματισμό βαθέων υδάτων (Zervakis and Georgopoulos et al., 2) καθώς και την σύνδεση του με την Μαύρη Θάλασσα 14

22 περίπου 7.5 χρόνια πριν από σήμερα (Hiscott et al., 27). Ιδιαίτερης σημασίας φαινόμενο για την διερεύνηση των αιφνιδίων κλιματικών αλλαγών στην Ανατολική Μεσόγειο αποτελεί η εναπόθεση χαρακτηριστικού ορίζοντα σκουρόχρωμου ιζήματος πλούσιου σε οργανικό άνθρακα, του σαπροπηλού S1 (Rohling et al., 1994). Οι κλιματικές διακυμάνσεις κατά τη διάρκεια του Ολοκαίνου αποτελούν αντικείμενο εντατικής έρευνας την τελευταία δεκαετία με σκοπό να διερευνηθεί η περιοδικότητα στην εμφάνιση ψυχρών και θερμών γεγονότων (Rohling et al. 22c). Τα πρόσφατα αποτελέσματα υποδεικνύουν ότι υπάρχουν ενδείξεις για πολλά μικρής κλίμακας γεγονότα που εμφανίζουν περιοδικότητα μεταξύ 14 έως 17 χρόνων (Cacho et al., 21; Sbaffi et al., 24) και παράλληλα σχετίζονται με κλιματικά γεγονότα του συστήματος NAO (Bond et al. 1997a; Campbell et al. 1998). Ένα σημαντικό κλιματικό φαινόμενο που παρατηρήθηκε κατά τη διάρκεια του Ολοκαίνου είναι ένα ψυχρό γεγονός 8.2 yrs B.P. (Before Present) που απέδειξε την ύπαρξη αιφνίδιων κλιματικών μεταβολών, οι οποίες μπορούν να συμβούν ακόμα και σε διάστημα μερικών δεκαετιών (Alley et al. 1997; Rohling et al. 1997; De Rijk et al. 1999; Rohling and Pälike et al., 25). 1.8 ΣΑΠΡΟΠΗΛΟΙ ΟΡΙΣΜΟΣ Πολλαπλά στρώματα σκουρόχρωμων ιζημάτων πλούσιων σε οργανικό άνθρακα είχαν αναγνωριστεί ως συνήθη χαρακτηριστικά στην προ-μεσσήνια Μεσόγειο στην ευρύτερη χέρσο αλλά και στις βαθιές υδάτινες αποθέσεις (Vergnaud-Grazzini et al., 1977, 1986; Cita and Grignani et al., 1982; Thunell et al., 1984; Rohling et al., 1994; and references therein). Αυτές οι ακολουθίες, ονομάζονται ρυθμίτες (rhythmites), λαμινίτες (laminites), ή σαπροπηλοί ανάλογα με την θέση τους. Είναι αξιοσημείωτες διότι η αναμενόμενη μοίρα του περισσότερου οργανικού υλικού στον ωκεανό είναι η οξείδωση και η αποδόμηση, που επικρατεί σε σχέση με την συσσώρευση στον πυθμένα. Αυτή η ασυνήθιστη συσσώρευση απαιτεί ειδικές συνθήκες και εικάζεται ότι η εκδήλωση τους είναι αποτέλεσμα στις έντονες αλλαγές στο υδρογραφικό σύστημα της Μεσογείου και στους βιογεωχημικούς κύκλους που συνδέονται με τις παγκόσμιες και τοπικές κλιματικές αλλαγές (Bouloubassi et al., 1999). Οι σαπροπηλοί εμφανίζονται περιοδικά στα ιζήματα της Ανατολικής Μεσογείου τα τελευταία 13,5 εκατομμύρια χρόνια (Hilgen et al., 23), και αποτέθηκαν κατά την διάρκεια των διαστημάτων αυξομείωσης της τροχιάς της γης κατά το μέγιστο της ακτινοβολίας στο βόρειο 15

23 ημισφαίριο και κατά συνέπεια την αυξημένη εκδήλωση των αφρικανικών μουσώνων που με την σειρά τους εφοδίασαν την ποτάμια ροή στο νότιο περιθώριο της λεκάνης (Rossignol-Strick et al., 1982; Rossignol-Strick et al., 1983, 1985; Hilgen et al., 1991) (Σχήμα 1.6). Σχήμα 1.6 : Συσχετισμοί φάσης μεταξύ των σαπροπηλών του τεταρτογενούς και των αστρονομικών καμπύλων της eccentricity, obliquity, precession και της θερινής ακτινοβολίας στις 65 N (απο Hilgen et al., 1991) ΒΙΟΓΕΩΧΗΜΙΚΑ ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΑ Οι σαπροπηλοί έχουν χαρακτηριστεί ως αποθέσεις φτωχές σε ανθρακικά και πλούσιες σε οργανική ύλη (Calvert et al., 1992) Η βενθική μικροπανίδα είναι γενικά σπάνια στους σαπροπηλούς, έως και απούσα, λόγω των δυσοξικών/ανοξικών συνθηκών στα ύδατα του πυθμένα 16

24 (Lourens et al., 1996a). Σε αντίθεση με τους σαπροπηλούς του Πλειστόκαινου, οι οποίοι γενικά έχουν περιεχόμενο ολικό οργανικό άνθρακα (TOC), λιγότερο από 1% και συχνά κάτω από 3%, οι σαπροπηλοί του Πλειοκαίνου χαρακτηρίζονται από ακραίους εμπλουτισμούς σε TOC πάνω από 3% (Passier et al., 1999; Rinna et al., 22). Αυτό φαίνεται να είναι ενδεικτικό μιας ακόμα μεγαλύτερης αλλαγής στις κλιματικές και περιβαλλοντικές συνθήκες κατά τον σχηματισμό του σαπροπηλού στην Μεσόγειο. Ο Passier και οι συνεργάτες του (Passier et al., 1999) περιέγραψαν ένα μοντέλο για την εναπόθεση του σαπροπηλού του Πλειοκαίνου κάτω από συνεχή βαθύαλη κυκλοφορία, βασισμένη σε δεδομένα από ίχνη μετάλλων και σε βιογεωχημικά στοιχεία από την ευφωτική ζώνη (π.χ. η ύπαρξη σουλφιδίων). Λεπτομερείς μελέτες οργανικών βιοδεικτών (Repeta et al., 1993; Sinninghe Damste et al., 1993), άφησαν να φανεί ότι η πρόωρη απόθεση του S1 στην λεκάνη της Λεβαντίνης πιθανόν οφείλεται σε μια μεγάλης κλίμακας εισαγωγής θρεπτικών από τον Νείλο, με επακόλουθη διασπορά προς την Ιόνια Λεκάνη (Menzel et al., 22). Η επικράτηση των πυριτικών ή των ανθρακικών ειδών πλαγκτού κατά την διάρκεια του σχηματισμού του σαπροπηλού εισηγείται ότι η σύνθεση του φυτοπλαγκτού στην Μεσόγειο θάλασσα πιθανόν να έχει μεταβληθεί περιστασιακά (van Os et al., 1994; Nijenhuis et al., 1996). Μελέτες σε σαπροπηλούς του πρόσφατου Τεταρτογενούς, ανέφεραν ενισχυμένη παραγωγή διατόμων και συνεπάγονται την πλούσια σε οργανικά σύσταση των σαπροπηλών (Kemp et al., 1999) ΥΠΟΘΕΣΕΙΣ Από τότε που ανακαλύφθηκαν για πρώτη φορά στη Μεσόγειο οι σαπροπηλοί του Πλειστοκαίνου και Ολοκαίνου (Kullenberg et al., 1952), πολλές υποθέσεις έχουν προταθεί για να εξηγήσουν την απόθεση τους. Ωστόσο, ο ακριβής μηχανισμός που ηγείται αυτής της ασυνήθιστης συγκέντρωσης είναι ακόμα ένα ζήτημα συζήτησης. Σήμερα γνωρίζουμε ότι: α) οι σαπροπηλοί συμπίπτουν με το ελάχιστο της εκκεντρότητας, και χαρακτηρίζουν εποχές με αυξημένη υγρασία (Rossignol-Strick et al., 1985; Hilgen et al., 1991) και β) η παρουσία τους συνδέεται με τα υδρογραφικά δεδομένα συσχετιζόμενα με την ισχυρή κατακρήμνιση και τις χερσαίες απορροές (Rossignol-Strick et al., 1982; Rohling and Hilgen et al., 1991). Η πρώτη υπόθεση θεωρεί την απόθεση των σαπροπηλών ως αποτέλεσμα της ανοξίας στον πυθμένα της μεσογείου θάλασσας που αύξησε την διατήρηση της οργανικής ύλης. Αυτή η υπόθεση υποστηρίζεται από ισοτοπικές ανωμαλίες που παρατηρήθηκαν στον σαπροπηλό (e.g., VergnaudGrazzini et al., 1986) και σε πανιδικές μελέτες (Thunell et al., 1984), υποδηλώνοντας σταθερής πυκνότητας στρωμάτωση της θαλάσσιας στήλης. Αυξημένη απορροή γλυκού νερού από την χέρσο, από πλημύρες του Νείλου ποταμού (Rossignol-Strick et al., 1985) ή από αυξημένη κατακρήμνιση 17

25 στην περιοχή της Ανατολικής Μεσογείου, θα μπορούσαν να έχουν προκαλέσει την στρωμάτωση της υδάτινης στήλης (Rohling and Hilgen., 1991). Και στις δύο περιπτώσεις πρέπει να υπάρχει σύνδεση με τις παγκόσμιες κλιματικές αλλαγές (σύστηματα ΝΑΟ και αφρικανικών μουσώνων) και σημαντική αναδιοργάνωση της κυκλοφορίας της Μεσογείου, η οποία οδήγησε την ανατολική λεκάνη να συμπεριφέρεται σαν εργαστήριο παγίδας θρεπτικών (αναφορά). Αυτό κατά συνέπεια μπορεί να οδήγησε σε μια συνακόλουθη αύξηση της πρωτογενούς παραγωγικότητας και την συσχετιζόμενη ροή οργανικής ύλης στο υποκείμενο ίζημα. Η δεύτερη υπόθεση εισηγείται ότι η ενισχυμένη παραγωγικότητα με ταυτόχρονη αύξηση της ροής του οργανικού άνθρακα στα ιζήματα, είναι ο πρωτεύων παράγοντας που ελέγχει τον σχηματισμό των σαπροπηλών (Calvert, 1983; Pedersen and Calvert, 199). Χρησιμοποιώντας παράλληλες δημοσιεύσεις των Müller και Suess (Müller and Suess et al., 1979), τις μέσες τιμές του ρυθμού ιζηματαπόθεσης, καθώς και την πυκνότητα και το πορώδες του ιζήματος (Calvert et al., 1983), η υπόθεση αυτή στηρίζεται στο δεδομένο ότι οι ανοξικές συνθήκες από μόνες τους δεν είναι δυνατόν να δημιουργήσουν συγκεντρώσεις οργανικού άνθρακα στο ίζημα που φτάνουν μέχρι και το 2%. Ο σχηματισμός τόσο πλούσιων στρωμάτων σε οργανικό άνθρακα όπως είναι ο σαπροπηλός προτείνεται ότι οφείλεται σε αύξηση της πρωτογενούς παραγωγικότητας που υπερβαίνει τα 5gC/ cm2/yr, μία τιμή που είναι συγκρίσιμη με τα σύγχρονα συστήματα αναβλύσεων (upwelling). Άλλοι συγγραφείς με παρόμοιο τρόπο συμπέραναν ότι η παραγωγή άνθρακα στην Ανατολική Μεσόγειο ήταν σημαντικά αυξημένη, κατά τις περιόδους εναπόθεσης του σαπροπηλού (De Lange and ten Haven et al., 1983). Όπως αναφέρθηκε προηγουμένως, οι παραπάνω υποθέσεις διέπονται από δύο πιθανές διεργασίες, δηλαδή μείωση της κυκλοφορίας που οδήγησε σε ανοξία και αυξημένη απόθεση οργανικής ύλης (Olauson, 1961; Cita et al., 1977; Vergnaud-Grazzini et al., 1977; Cita and Grignani, 1982; Vergnaud-Grazzini, 1985), ή σε αυξημένη πρωτογενή παραγωγικότητα (DeLange and Ten Haven et al., 1983; Calvert et al., 1983; Boyle and Lea et al., 1989; Pederson and Calvert et al., 199; Van Os et al., 1994). Όμως καθένα από αυτά τα σενάρια δεν αποκλείει το άλλο (Rohling and Gieskes, 1989), καθώς αυξανομένης της παραγωγικότητα θα πρέπει να υπήρχε μεγαλύτερη ροή οργανικής ύλης στην επιφάνεια του ιζήματος και θα πρέπει να καταναλώθηκε όλο το διαθέσιμο οξυγόνο προκαλώντας από δυσοξία μέχρι ανοξία. Η αυξημένη εισαγωγή θρεπτικών θα μπορούσε να επιτείνει τη συγκέντρωση των θρεπτικών στις λεκάνες το οποίο με την σειρά του αύξησε την παραγωγικότητα, ιδιαίτερα όταν αυτό εμφανίστηκε να έχει μια αύξηση των θρεπτικών πάνω από >1 χρόνια πριν καταναλωθεί(casford et al., 22). Οι παρατηρήσεις από υψηλές συγκεντρώσεις γύρης (Cheddadi and Rossignol-Strick et al., 1995), είναι ισχυρή ένδειξη για το ότι η διατήρηση του οργανικού άνθρακα ήταν πολύ καλύτερη κατά την διάρκεια της εναπόθεσης του σαπροπηλού από ότι είναι στο σύγχρονο περιβάλλον, και έχει χρησιμοποιηθεί για 18

26 να προτείνει την εκτεταμένη ανοξία. Το άνω όριο της εμφάνισης του σαπροπηλού στα ~3 m στην ανοιχτή Ανατολική Μεσόγειο (Rohling and Gieskes et al., 1989) και στα ~125 m στο Αιγαίο πέλαγος (Perissoratis and Piper et al., 1992) έχει χρησιμοποιηθεί για να υποστηρίξει ότι η ανοξία σταμάτησε στην στήλη του νερού πάνω από αυτό το βάθος. Ωστόσο δεν υπάρχουν παρατηρήσεις που να απομακρύνουν την πιθανότητα η πραγματική ανοξία να αναπτύχθηκε μόνο σαν οριακό κάλυμμα στην διεπιφάνεια μεταξύ νερού και ιζήματος. Ενδείξεις για αυτήν την υπόθεση του καλύμματος παρήχθησαν από την μελέτη του πλειοκαινικού σαπροπηλού S2 από την περιοχή της Singa στην νότιο Ιταλία (Rohling et al., 1993). Επιπλέον, ο Calvert (Calvert et al., 1983) κατέδειξε ότι οι σαπροπηλοί με χαμηλό σχετικά οργανικό άνθρακα (σαπροπηλοί με λιγότερο απο 2% Corg) όπως είναι ο S1 του Ολοκαίνου μπορεί να έχουν δημιουργηθεί χωρίς καμία ιδιαίτερη αύξηση της πρωτογενούς παραγωγικότητας, και ειδικότερα χωρίς την ανάπτυξη σε μεγαλύτερα βάθη του μεγίστου της χλωροφύλλης (DCM) (Rohling et al., 1994). Τέλος, ο Mercone και οι συνεργάτες του (Mercone et al., 21) πραγματοποίησαν μια συνδυασμένη μικροπαλαιοντολογική και γεωχημική μελέτη και κατέληξαν στο συμπέρασμα ότι η υπόθεση της δυσοξίας (Rohling et al., 1997) εξηγείτε βάση του πληθυσμού της βενθικής μικροπανίδας καθόλη την διάρκεια του S1, που υποδεικνύει διακοπτόμενη ανοξία ή συνεχόμενη δυσοξία. (Casford et al., 23) Τέλος ο Rohling (Rohling et al., 1994) εισηγείται ότι η εναπόθεση των σαπροπηλών εκδηλώθηκε σε μια αντι-κυκλωνικού τύπου υδάτινη κυκλοφορία η οποία εδραιώθηκε ως αποτέλεσμα της μείωσης του πλεονάσματος της εξάτμισης σε σχέση με την παροχή γλυκού νερού στην Ανατολική Μεσόγειο. 19

27 Σχήμα 1.7 : Αλλαγές στην θερμόαλη κυκλοφορία της Μεσογείου στο παρελθόν και σχηματισμός σαπροπηλού (Thunell and Williams et al., 1989) Ωστόσο άλλα αξιοσημείωτα στοιχεία των Πλειοκαινικών-Ολοκαινικών σαπροπηλικών στρωμάτων υποδεικνύουν ότι οι κλιματικές αλλαγές ενεργοποιήθηκαν και από άλλους παράγοντες πέραν των διακυμάνσεων της ηλιακής ακτινοβολίας. Διευρυμένες σαπροπηλικές ενότητες συχνά παρουσιάζουν διακοπές (interruptions) στην απόθεσή τους, γεγονός που υποδεικνύει την παρουσία διακυμάνσεων των ρυθμών της επιφανειακής παραγωγικότητας και της έντασης και έκτασης της δυσοξίας/ανοξίας στην στήλη του νερού και στο υποκείμενο ίζημα σε χρονικές κλίμακες ετών ή δεκαετιών (Negri et al., 23; Capozzi et al., 26). Επιπλέον, πολλές σαπροπηλικές ενότητες παρουσιάζουν διακοπές που καταγράφουν εκατονταετή με χιλιετή διαλείμματα στις πιο κοινές χαμηλής παραγωγικότητας και καλής ανάμειξης συνθήκες της Μεσογείου (Myers and Rohling et al., 2; Krishnamurthy et al., 2; Arnaboldi and Meyers et al., 23; Casford et al., 23; Meyers and Arnaboldi et al., 25; Meyers and Bernasconi et al., 25). Τέτοια χαρακτηριστικά σαν αυτά υποδεικνύουν ότι οι συνθήκες που επικρατούσαν κατά την διάρκεια της απόθεσης του σαπροπηλού δεν ήταν σταθερές, αλλά τοπικά φαινόμενα επηρέασαν διαφορετικά το παλαιοκλίμα στις περιοχές απόθεσης (Gogou et al., 27). 2

28 1.9 ΣΚΟΠΟΣ Η παρούσα εργασία προσπαθεί να καθορίσει τις παλαιο-περιβαλλοντικές συνθήκες των τελευταίων 2 χρόνων στην Ανατολική Μεσόγεριο (από το τέλος σχεδόν της τελευταίας παγετώδους περιόδου), με έμφαση στην αναλυτική μελέτη του σαπροπηλού S1 προκειμένου να γίνουν κατανοητοί οι μηχανισμοί αλλελεπίδρασης του θαλασσίου περιβάλλοντος με τις αιφνίδιες, κυρίως, κλιματολογικές αλλαγές. Για την υλοποίηση του σκοπού αυτού εξετάστηκε πυρήνας ιζήματος από την ανατολική Μεσόγειο σε βάθος ~ 2m (στη λεκάνη που εκτείνεται στο θαλάσσιο πέρασμα μεταξύ της νήσου Κρήτης και της Αφρικανικής ηπείρου (Λιβυκό Πέλαγος)), στον οποίο πραγματοποιήθηκε αναλυτική οργανική γεωχημική μελέτη υψηλής δειγματοληπτικής ανάλυσης. Η θέση της δειγματοληψίας, καθώς βρίσκεται μακριά απο πρανή και απο ροές μεγάλων ποταμών, δεν είναι επιρρεπής σε ροές χερσαίου υλικού, συνεπώς μπορεί να θεωρηθεί αντιπροσωπευτική των κλιματικών αλλαγών που συνέβησαν στην περιοχή της νοτιοανατολικής Μεσογείου τα τελευταία 2. yrs B.P. 21

29 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2 ΟΡΓΑΝΙΚΟΙ ΒΙΟΔΕΙΚΤΕΣ 22

30 2.1 ΟΡΓΑΝΙΚΟΙ ΜΟΡΙΑΚΟΙ ΔΕΙΚΤΕΣ (ΒΙΟΔΕΙΚΤΕΣ) ΚΑΙ Η ΣΗΜΑΣΙΑ ΤΟΥΣ ΣΤΗΝ ΠΑΛΑΙΟΩΚΕΑΝΟΓΡΑΦΙΑ ΕΙΣΑΓΩΓΗ ΣΤΗΝ ΕΝΝΟΙΑ ΤΩΝ ΟΡΓΑΝΙΚΩΝ ΜΟΡΙΑΚΩΝ ΔΕΙΚΤΩΝ Ως μοριακοί δείκτες ορίζονται οι οργανικές ενώσεις, των οποίων η βασική δομή είναι χαρακτηριστική των βιογενών πηγών προέλευσης τους. Οι ενώσεις αυτές είναι σχετικά ανθεκτικές στην έκθεση τους στο περιβάλλον, ενώ, όταν αυτές υπόκεινται σε αλλαγές, ο δομικός τους σκελετός είναι αναγνωρίσιμος με αποτέλεσμα να είναι χρήσιμες στην μελέτη του είδους της διεργασίας που υποβλήθηκαν. Ένα παράδειγμα προέλευσης των πηγών των οργανικών μοριακών δεικτών αποτελούν οι βιοδείκτες που προέρχονται από φυτοπλαγκτονικούς οργανισμούς (Prahl et al. 2). Η άντληση παλαιοωκεανογραφικών δεδομένων μπορεί να γίνει με τον ποιοτικό και ποσοτικό προσδιορισμό των μοριακών δεικτών, οι οποίοι: α) υποδεικνύουν τις πηγές προέλευσης της οργανικής ύλης, β) μπορούν να ερμηνεύσουν τις διαγενετικές διεργασίες στις οποίες υπόκειται η οργανική ύλη κατά την έκθεση της στο περιβάλλον και γ) μπορούν να δώσουν στοιχεία για τις παλαιο-περιβαλλοντικές και κλιματολογικές συνθήκες κατά την χρονική περίοδο βιοσύνθεσης των βιοδεικτών (πχ. Προσδιορισμός θερμοκρασιών των επιφανειακών υδάτων sea surface temperature- SST). Μια από τις σημαντικότερες κατηγορίες μοριακών δεικτών είναι τα λιπίδια. Τα λιπίδια μπορούν να καθοριστούν ως οι ενώσεις εκείνες, που παράγονται από τους οργανισμούς και είναι πρακτικά αδιάλυτες στο νερό, αλλά είναι διαλυτές σε μη πολικούς και ημιπολικούς διαλύτες (πχ εξάνιο, διχλωρομεθάνιο, ακετόνη). Αυτός ο ευρύς ορισμός περιλαμβάνει μια μεγάλη ποικιλία σύνθετων οργανικών χημικών συστατικών όπως οι κηροί, τα στεροειδή, οι φωτοσυνθετικές χρωστικές και άλλες. Τα λιπίδια, έχουν χρησιμοποιηθεί ευρέως για την μελέτη της προσφοράς του αυτόχθονου (θαλάσσιο) και του αλλόχθονου (χερσαίο) υλικού στο θαλάσσιο περιβάλλον. Χαρακτηριστικές ενώσεις λιπιδίων μπορούν να προέρχονται από συγκεκριμένους οργανισμούς σε επίπεδο ειδών ή γενών ( Volkman et al., 1998). Μολονότι η βιοχημική σύνθεση των πηγών της οργανικής ύλης ποικίλει, οι διαφορές στις ταυτότητες της πηγής δεν είναι πάντα ικανές για να γίνει η ταυτοποίηση των συστατικών σε τόσο σύνθετα μίγματα, όπως είναι αυτά που βρίσκονται στα ιζήματα. Παρά τον περιορισμό αυτό, η μελέτη της αφθονίας των διαφορετικών ενώσεων καθώς και μίας σειράς διαγνωστικών εργαλείων που προκύπτουν από την μελέτη τους κάνει δυνατή την αναγνώριση των κύριων πηγών της οργανικής ύλης των ιζημάτων (Bouloubassi et al., 1997; Wakeham et al., 22). Ο μηχανισμός που προτάθηκε για την βιοσύνθεση μερικών από τις κυριότερες κατηγορίες 23

31 λιπιδίων των προστατευτικών κηρών των φυτών, θεωρεί ως πρόδρομο ένωση το Αcetyl-CoA και η επιμήκυνση της ανθρακικής αλυσίδας γίνεται με την προσθήκη του Malonyl-CoA (Σχήμα 2.1 ). Σύμφωνα με τον παραπάνω μηχανισμό, για τις ομόλογες σειρές των κ-αλκανοϊκών οξέων, των καλδεϋδών και των κ-αλκανολών παρατηρείται προτίμηση ως προς την βιοσύνθεση ομολόγων με ζυγό αριθμό ατόμων άνθρακα, ενώ για τα κ-αλκάνια, που προκύπτουν από αποκαρβοξυλίωση των κ-αλκανοϊκών οξέων, τα ομόλογα που αποτελούνται από μονό αριθμό ατόμων άνθρακα συντίθενται σε μεγαλύτερη αφθονία έναντι εκείνων ζυγού αριθμού ατόμων άνθρακα. Ακετυλο- CoA + 7 Μαλονυλο- CoA Λιπαρά Οξέα Συνθετάση Παλμιτυλο- ACP Επιμήκυνση (Μαλονυλο- CoA) C18 Επιμήκυνση (Μαλονυλο- CoA) CnH2n+1 CO CoA Ακυλο- CoA CnH2n+1 NADH CHO Αλδεΰδη NADPH CnH2n+1 CH2OH Ακυλο- CoA: Αλκοόλη Τρανσακυλάση Εστέρες κηρών Σχήμα 2.1 : Βιοσύνθεση λιπιδίων στους προστατευτικούς κηρούς των χερσαίων φυτών (Kolattukudy, 1976) Στην συνέχεια παρατίθενται οι κατηγορίες ενώσεων, που μελετήθηκαν στην παρούσα εργασία, με τους βιολογικούς τους προπομπούς καθώς και οι χαρακτηριστικοί διαγνωστικοί δείκτες και λόγοι που χρησιμοποιήθηκαν για τον προσδιορισμό των πηγών προέλευσης της οργανικής ύλης στα περιβαλλοντικά δείγματα. 24