ΠΑΝΕΠΙΣΤΗΜΙΟ ΠΑΤΡΩΝ ΣΧΟΛΗ ΘΕΤΙΚΩΝ ΕΠΙΣΤΗΜΩΝ ΤΜΗΜΑ ΓΕΩΛΟΓΙΑΣ

Transcript

1 1

2 ΠΑΝΕΠΙΣΤΗΜΙΟ ΠΑΤΡΩΝ ΣΧΟΛΗ ΘΕΤΙΚΩΝ ΕΠΙΣΤΗΜΩΝ ΤΜΗΜΑ ΓΕΩΛΟΓΙΑΣ Βιοστρωματογραφία και Περιβάλλοντα Απόθεσης των Πλειοκαινικών και Πλειστοκαινικών Σχηματισμών της Κύπρου ΕΥΘΥΜΙΟΣ Μ. ΤΣΙΟΛΑΚΗΣ ΔΙΔΑΚΤΟΡΙΚΗ ΔΙΑΤΡΙΒΗ ΠΟΥ ΥΠΟΒΛΗΘΗΚΕ ΣΤΟ ΤΜΗΜΑ ΓΕΩΛΟΓΙΑΣ ΤΟΥ ΠΑΝΕΠΙΣΤΗΜΙΟΥ ΠΑΤΡΩΝ ΠΑΤΡΑ 2

3 ΣΥΜΒΟΥΛΕΥΤΙΚΗ ΕΠΙΤΡΟΠΗ Καθηγητής Καθηγήτρια Καθηγητής Δρ. Γ. Φερεντίνος Δρ. Στ. Τσαϊλά-Μονόπωλη Δρ. Γ. Θεοδώρου ΕΞΕΤΑΣΤΙΚΗ ΕΠΙΤΡΟΠΗ Καθηγητής Καθηγήτρια Καθηγητής Καθηγητής Καθηγητής Δρ. Γ. Φερεντίνος Δρ. Στ. Τσαϊλά-Μονόπωλη Δρ. Γ. Θεοδώρου Δρ. Α. Ζεληλίδης Δρ. Γ. Παπαθεοδώρου Αν. Καθηγήτρια Δρ. Μ. Τριανταφύλλου Επ. Καθηγήτρια Δρ. Μ. Γεραγά 3

4 ..Η έγκριση διδακτορικής διατριβής από το Τμήμα Γεωλογικών Επιστημών του Πανεπιστημίου Πατρών δεν υποδηλώνει και αποδοχή των γνωμών του συγγραφέα.. (Ν / 1932, Άρθρο 202) 4

5 Στην οικογένεια μου για την πολύ μεγάλη υπομονή που έκαναν όλα αυτά τα χρόνια και την αμέριστη συμπαράσταση τους 5

6 Perhaps nowhere else does so small an area provide such an excellent illustration of the dynamics of Earth processes through abundant exposures of spectacular and diverse geology. This superb natural laboratory records at least 200 million years of plate-tectonic activity, particularly the construction, destruction and uplift of parts of the sea floor. Stephen Edwards et. al., 2010 Classic Geology in Europe 7: Cyprus 6

7 ΠΙΝΑΚΑΣ ΠΕΡΙΕΧΟΜΕΝΩΝ ΠΡΟΛΟΓΟΣ ΠΕΡΙΛΗΨΗ ΚΑΙ ΑΝΑΓΚΑΙΟΤΗΤΑ ΤΗΣ ΕΡΕΥΝΑΣ ΚΕΦΑΛΑΙΟ ΓΕΩΛΟΓΙΚΗ ΕΠΙΣΚΟΠΗΣΗ ΤΗΣ ΕΥΡΥΤΕΡΗΣ ΠΕΡΙΟΧΗΣ ΤΗΣ ΚΥΠΡΟΥ ΓΕΩΛΟΓΙΚΗ ΕΠΙΣΚΟΠΗΣΗ ΤΗΣ ΚΥΠΡΟΥ ΤΕΚΤΟΝΙΚΟ ΜΟΝΤΕΛΟ ΑΝΑΤΟΛΙΚΗΣ ΜΕΣΟΓΕΙΟΥ ΤΟ ΠΛΕΙΟ-ΠΛΕΙΣΤΟΚΑΙΝΟ ΤΗΣ ΚΥΠΡΟΥ ΚΕΦΑΛΑΙΟ ΛΙΘΟΣΤΡΩΜΑΤΟΓΡΑΦΙΑ ΠΕΡΙΟΧΗΣ ΕΡΕΥΝΑΣ ΚΑΙ ΜΕΘΟΔΟI ΑΝΑΛΥΣΗΣ ΛΙΘΟΣΤΡΩΜΑΤΟΓΡΑΦΙΑ ΛΙΘΟΛΟΓΙΑ ΤΟΜΗΣ ΕΣΣΟΒΟΥΓΙΕΣ-ΕΞΩΒΟΥΓΙΕΣ ΛΙΘΟΛΟΓΙΑ ΠΥΡΗΝΟΛΗΠΤΙΚΗΣ ΓΕΩΤΡΗΣΗΣ ΜΠ ΜΕΘΟΔΟΙ ΑΝΑΛΥΣΗΣ Μικροπαλαιοντολογικές αναλύσεις Προετοιμασία και επεξεργασία δειγμάτων Ποιοτική και ποσοτική ανάλυση Χρονοστρωματογραφική διάρθρωση Κλιματική καμπύλη και καμπύλη θαλάσσιας επιφανειακής παραγωγικότητας Στατιστική ανάλυση Σταθερά Ισότοπα Οξυγόνου και Άνθρακα (δ 18 Ο, δ 13 C) και Ανάλυση Ολικού Οργανικού Άνθρακα (TOC) ΚΕΦΑΛΑΙΟ ΒΙΟ-ΧΡΟΝΟΣΤΡΩΜΑΤΟΓΡΑΦΙΑ ΓΕΝΙΚΑ ΒΙΟΖΩΝΕΣ ΠΛΕΙΟΚΑΙΝΟΥ - ΠΛΕΙΣΤΟΚΑΙΝΟΥ ΤΗΣ ΜΕΣΟΓΕΙΟΥ ΠΟΙΟΤΙΚΗ ΚΑΙ ΠΟΣΟΤΙΚΗ ΑΝΑΛΥΣΗ ΤΩΝ ΠΛΑΓΚΤΟΝΙΚΩΝ ΤΡΗΜΑΤΟΦΟΡΩΝ Κριτήρια προσδιορισμού των ειδών Κατανομή της πανίδας των πλαγκτονικών τρηματοφόρων Τομή Εσσοβούγιες-Εξωβούγιες

8 Πυρήνας ΜΠ ΒΙΟΣΤΡΩΜΑΤΟΓΡΑΦΙΑ ΤΗΣ ΤΟΜΗΣ ΕΣΣΟΒΟΥΓΙΕΣ-ΕΞΩΒΟΥΓΙΕΣ ΒΙΟΣΤΡΩΜΑΤΟΓΡΑΦΙΑ ΠΥΡΗΝΑ ΜΠ ΧΡΟΝΟΣΤΡΩΜΑΤΟΓΡΑΦΙΚΗ ΔΙΑΡΘΡΩΣΗ Τομή Εσσοβούγιες-Εξωβούγιες Πυρήνας ΜΠ ΚΕΦΑΛΑΙΟ ΠΑΛΑΙΟΟΙΚΟΛΟΓΙΚΗ ΑΝΑΛΥΣΗ ΕΙΣΑΓΩΓΗ ΠΑΛΑΙΟΠΕΡΙΒΑΛΛΟΝΤΙΚΗ ΑΝΑΛΥΣΗ ΜΕ ΒΑΣΗ ΤΑ ΒΕΝΘΟΝΙΚΑ ΤΡΗΜΑΤΟΦΟΡΑ ΤΟΜΗ ΕΣΣΟΒΟΥΓΙΕΣ-ΕΞΩΒΟΥΓΙΕΣ Γενικά Στατιστική Ανάλυση κατά Συστάδες Τύπου R Κατανομή Συναθροίσεων Παλαιοοικολογική Ερμηνεία Βενθονικών Συναθροίσεων Ερμηνεία-Συμπεράσματα ΠΥΡΗΝΑΣ ΜΠ Γενικά Στατιστική Ανάλυση κατά Συστάδες Τύπου R Κατανομή Συναθροίσεων Παλαιοοικολογική Ερμηνεία Βενθονικών Συναθροίσεων Ερμηνεία-Συμπεράσματα ΚΕΦΑΛΑΙΟ ΠΑΛΑΙΟΠΕΡΙΒΑΛΛΟΝΤΙΚΗ ΑΝΑΛΥΣΗ ΓΕΝΙΚΑ ΣΤΑΤΙΣΤΙΚΗ ΑΝΑΛΥΣΗ Τομή Εσσοβούγιες-Εξωβούγιες Πυρήνας ΜΠ ΣΤΑΘΕΡΑ ΙΣΟΤΟΠΑ ΟΞΥΓΟΝΟΥ (Δ 18 Ο) ΚΑΙ ΑΝΘΡΑΚΑ (Δ 13 C) Τομή Εσσοβούγιες-Εξωβούγιες Πυρήνας ΜΠ ΑΝΑΛΥΣΗ ΟΛΙΚΟΥ ΟΡΓΑΝΙΚΟΥ ΆΝΘΡΑΚΑ (TOC) ΚΛΙΜΑΤΙΚΗ ΚΑΜΠΥΛΗ

9 5.6. ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ ΚΕΦΑΛΑΙΟ ΣΧΗΜΑΤΙΣΜΟΣ ΠΛΕΙΟΚΑΙΝΙΚΩΝ ΣΑΠΡΟΠΗΛΙΤΙΚΩΝ ΣΤΡΩΜΑΤΩΝ ΕΙΣΑΓΩΓΗ ΣΥΓΧΡΟΝΗ ΚΥΚΛΟΦΟΡΙΑ ΤΩΝ ΥΔΑΤΩΝ ΤΗΣ ΜΕΣΟΓΕΙΟΥ ΘΑΛΑΣΣΑΣ ΚΥΡΙΟΤΕΡΟΙ ΠΑΡΑΓΟΝΤΕΣ ΣΧΗΜΑΤΙΣΜΟΥ ΣΑΠΡΟΠΗΛΙΤΙΚΩΝ ΣΤΡΩΜΑΤΩΝ Ο ΡΟΛΟΣ ΤΗΣ ΠΡΩΤΟΓΕΝΟΥΣ ΠΑΡΑΓΩΓΙΚΟΤΗΤΑΣ ΣΤΟΝ ΣΧΗΜΑΤΙΣΜΟ ΣΑΠΡΟΠΗΛΙΤΙΚΩΝ ΣΤΡΩΜΑΤΩΝ ΚΥΚΛΙΚΗ ΙΖΗΜΑΤΟΓΕΝΕΣΗ ΣΤΗΝ ΤΟΜΗ ΕΣΣΟΒΟΥΓΙΕΣ-ΕΞΩΒΟΥΓΙΕΣ ΚΥΚΛΙΚΗ ΙΖΗΜΑΤΟΓΕΝΕΣΗ ΣΤΗΝ ΤΟΜΗ ΠΙΣΣΟΥΡΙΟΥ Π ΣΤΡΩΜΑΤΟΓΡΑΦΙΚΗ ΕΞΕΛΙΞΗ ΤΟΥ ΠΛΕΙΟΚΑΙΝΟΥ ΣΤΗ ΜΕΣΟΓΕΙΟ ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ ΚΕΦΑΛΑΙΟ ΕΙΣΑΓΩΓΗ ΚΥΡΙΟΤΕΡΕΣ ΡΗΞΙΓΕΝΕΙΣ ΖΩΝΕΣ, ΠΟΥ ΕΠΗΡΕΑΖΑΝ ΤΟ ΠΕΡΙΒΑΛΛΟΝ ΑΠΟΘΕΣΗΣ ΤΟΥ ΣΧΗΜΑΤΙΣΜΟΥ ΛΕΥΚΩΣΙΑΣ ΚΑΤΑ ΤΟ ΠΛΕΙΟΚΑΙΝΟ-ΜΕΣΟ ΠΛΕΙΣΤΟΚΑΙΝΟ Ρηξιγενής Ζώνη Οβγού Ρηξιγενής Ζώνη Αμμοχώστου Η ρηξιγενής ζώνη της Λάρνακας Ρηξιγενής Ζώνη Μαρωνίου Δρομολαξιάς Ρηξιγενής Ζώνη Τραχωνίου Μεγάλο Σύστημα Εφίππευσης Πάφου Ανατολικότερο Τμήμα: Ρηξιγενής Ζώνη Ακρωτηρίου Άσπρο Κεντρικό Τμήμα: Ρηξιγενής ζώνη Κτίματος (ΚFΖ) και ρήγμα Αγίας Μαρινούδας (ΑΜF) Ανώτερο Τμήμα: Ρηξιγενής ζώνη Ακάμα (ΑFS) Τάφρος Πόλις Χρυσοχού ΡΥΘΜΟΣ ΙΖΗΜΑΤΟΓΕΝΕΣΗΣ ΚΑΙ ΡΥΘΜΟΣ ΑΝΥΨΩΣΗΣ ΤΩΝ ΔΥΟ ΥΠΟ ΜΕΛΕΤΗ ΙΖΗΜΑΤΟΓΕΝΩΝ ΑΚΟΛΟΥΘΙΩΝ Τομή Εσσοβούγιες-Εξωβούγιες Πυρήνας ΜΠ ΠΑΛΑΙΟΓΕΩΓΡΑΦΙΚΗ ΑΝΑΠΑΡΑΣΤΑΣΗ ΤΗΣ ΘΑΛΑΣΣΙΑΣ ΠΕΡΙΟΧΗΣ ΠΡΙΝ 5 MA

10 7.5. ΠΑΛΑΙΟΓΕΩΓΡΑΦΙΚΗ ΑΝΑΠΑΡΑΣΤΑΣΗ ΤΗΣ ΘΑΛΑΣΣΙΑΣ ΠΕΡΙΟΧΗΣ ΠΡΙΝ 2 MA ΠΑΛΑΙΟΓΕΩΓΡΑΦΙΚΗ ΑΝΑΠΑΡΑΣΤΑΣΗ ΤΗΣ ΘΑΛΑΣΣΙΑΣ ΠΕΡΙΟΧΗΣ ΠΡΙΝ 0.9 MA ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ ΚΕΦΑΛΑΙΟ ΣΥΝΘΕΣΗ ΑΠΟΤΕΛΕΣΜΑΤΩΝ-ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ ΓΕΝΙΚΑ - ΕΙΣΑΓΩΓΗ ΤΟΜΗ ΕΣΣΟΒΟΥΓΙΕΣ-ΕΞΩΒΟΥΓΙΕΣ ΠΥΡΗΝΟΛΗΠΤΙΚΗ ΓΕΩΤΡΗΣΗ ΜΠ ΠΑΛΑΙΟΠΕΡΙΒΑΛΛΟΝΤΙΚΗ ΕΡΜΗΝΕΙΑ ΤΗΣ ΕΥΡΥΤΕΡΗΣ ΠΕΡΙΟΧΗΣ ΤΗΣ ΚΥΠΡΟΥ ΤΗΝ ΠΕΡΙΟΔΟ ΠΛΕΙΟΚΑΙΝΟΥ-ΠΛΕΙΣΤΟΚΑΙΝΟΥ ΒΙΒΛΙΟΓΡΑΦΙΑ ΔΗΜΟΣΙΕΥΣΕΙΣ ΠΑΡΑΡΤΗΜΑΤΑ (Σε ηλεκτρονική μορφή) ΠΙΝΑΚΕΣ ΦΩΤΟΓΡΑΦΙΩΝ ΗΛΕΚΤΡΟΝΙΚΟΥ ΜΙΚΡΟΣΚΟΠΙΟΥ (Σε ηλεκτρονική μορφή) 10

11 ΠΡΟΛΟΓΟΣ Το θέμα της παρούσας διδακτορικής διατριβής επιλέχθηκε, διότι εμφανίστηκαν σοβαρές αδυναμίες όσον αφορά τη βιοστρωματογραφία του Πλειο-Πλειστοκαίνου της Κύπρου, κατά τη διάρκεια της λεπτομερούς γεωλογικής χαρτογράφησης της ευρύτερης περιοχής της πόλης της Λευκωσίας (τυπική τοποθεσία του Πλειοκαινικού- Πλειστοκαινικού Σχηματισμού Λευκωσίας), στα πλαίσια του προγράμματος με τίτλο «Εκτίμηση κινδύνου και σεισμικής επικινδυνότητας της ευρύτερης περιοχής Λευκωσίας», η οποία πραγματοποιήθηκε από το 2000 μέχρι το Στο δικοινοτικό αυτό πρόγραμμα, συμμετείχε το Τμήμα Γεωλογικής Επισκόπησης της Κυπριακής Δημοκρατίας και η Γεωλογική Επισκόπηση των Ηνωμένων Πολιτειών της Αμερικής (USGS). Το πρόγραμμα διήρκησε 4 χρόνια και χρηματοδοτήθηκε από την Αμερικάνικη Εταιρεία Διεθνούς Ανάπτυξης (USAID) και το Αναπτυξιακό Πρόγραμμα των Ηνωμένων Εθνών (UNDP), μέσω του Γραφείου του ΟΗΕ για τις Υπηρεσίες Προγραμμάτων (UNOPS). Οι αδυναμίες αυτές έγιναν ακόμη πιο εμφανείς στα πλαίσια της ολοκλήρωσης του διετούς προγράμματος, με τίτλο «Παλαιοντολογική Μελέτη Κύπρου», Το πρόγραμμα αυτό, του Τμήματος Γεωλογικής Επισκόπησης του Υπουργείου Γεωργίας, Φυσικών Πόρων και Περιβάλλοντος της Κυπριακής Δημοκρατίας, ανατέθηκε μετά από διαγωνισμό, στον Τομέα Ιστορικής Γεωλογίας και Παλαιοντολογίας του Τμήματος Γεωλογίας και Γεωπεριβάλλοντος του Εθνικού Καποδιστριακού Πανεπιστημίου Αθηνών. Στόχοι του προγράμματος ήταν αφ ενός η συλλογή και αξιολόγηση παλαιότερων μελετών και αφ ετέρου να αναδείξει τα κενά στη βιοστρωματογραφία των Γεωλογικών Σχηματισμών της Κύπρου. Από τα φοιτητικά μου χρόνια η εκπόνηση μίας διδακτορικής μελέτης στον κλάδο της Παλαιοντολογίας και ειδικότερα της μικροπαλαιοντολογίας αποτελούσε ένα όνειρο ζωής, το οποίο απομακρύνθηκε όταν λόγω οικογενειακών προβλημάτων υπήρξε άμεση ανάγκη να εργαστώ. Μετά παρέλευση αρκετών χρόνων το όνειρο έγινε πραγματικότητα και πήρε σάρκα και οστά χάρη στη βοήθεια του Καθηγητή Δρ. Γεώργιου Θεοδώρου, Καθηγητή του Τομέα Ιστορικής Γεωλογίας και Παλαιοντολογίας του Τμήματος Γεωλογίας και Γεωπεριβάλλοντος του Εθνικού Καποδιστριακού Πανεπιστημίου Αθηνών και Επιστημονικό Υπεύθυνο του Προγράμματος της «Παλαιοντολογικής Μελέτης Κύπρου», τον οποίο ευχαριστώ θερμά για την ενθάρρυνση, υποστήριξη και αμέριστη συμπαράσταση για την ολοκλήρωση της διδακτορικής μου διατριβής. Με τον Καθηγητή Δρ. Γεώργιο Θεοδώρου είχαμε μία 11

12 άριστη και εξαιρετική συνεργασία καθ όλη τη διάρκεια του προγράμματος. Κατά τη διάρκεια εκπόνησης του προγράμματος διαφάνηκε, ότι ήταν αδύνατο να επιλυθούν όλα τα προβλήματα της βιοστρωματογραφίας του νησιού, που εξάλλου δεν ήταν και ο αυτοσκοπός του προγράμματος. Ως εκ τούτου, για την επίλυσή τους το Τμήμα θα πρέπει να προχωρήσει σε συνεργασίες με Ακαδημαϊκά Ινστιτούτα. Βάσει αυτού, αποφασίστηκε και ξεκίνησε η διδακτορική διατριβή για τη μελέτη της βιοστρωματογραφίας του Σχηματισμού Λευκωσίας, με τη βοήθεια και αμέριστη συμπαράσταση του Επιβλέποντα Καθηγητή Δρ. Γεώργιου Φερεντίνου, Προέδρου του Τμήματος Γεωλογίας του Πανεπιστημίου Πατρών, στον οποίο θα ήθελα να εκφράσω τη βαθιά ευγνωμοσύνη μου, διότι η δική του συμβολή ήταν καταλυτική για την έναρξη της διατριβής αυτής. Επίσης, τη μεγάλη μου ευγνωμοσύνη και ένα πολύ μεγάλο ευχαριστώ θα ήθελα να εκφράσω και στην Συνεπιβλέπουσα Καθηγήτρια Δρ. Στέλλα Τσαϊλά-Μονόπωλη, Καθηγήτρια στον Τομέα Γεωλογίας του Πανεπιστημίου Πατρών, με τεράστιο επιστημονικό υπόβαθρο στη μικροπαλαιοντολογία. Η Δρ. Στέλλα Τσαϊλά-Μονόπωλη ακούραστα, με υπομονή και επιμονή με δίδαξε και με καθοδήγησε όλα αυτά τα χρόνια, αφιερώνοντας πάρα πολύ χρόνο για την ταυτοποίηση των πλαγκτονικών και βενθονικών τρηματοφόρων, όσον αφορά την εκπόνηση της παρούσας διατριβής. Ιδιαίτερα, επιθυμώ να ευχαριστήσω την Επίκουρο Καθηγήτρια Δρ. Ασημίνα Αντωναράκου και τον Δρ. Γεώργιο Κοντακιώτη, του Τομέα Ιστορικής Γεωλογίας και Παλαιοντολογίας του Τμήματος Γεωλογίας και Γεωπεριβάλλοντος Εθνικού Καποδιστριακού Πανεπιστημίου Αθηνών, για την πολύτιμη βοήθεια που μου πρόσφεραν όσον αφορά τις αναλύσεις ισοτόπων οξυγόνου και άνθρακα της τομής Εσσοβούγιες-Εξωβούγιες, καθώς και για την στατιστική επεξεργασία και αξιολόγηση των αποτελεσμάτων της παρούσας διατριβής. Θα ήθελα επίσης να ευχαριστήσω θερμά την Επίκουρο Καθηγήτρια Χαρίκλεια Ντρίνια, του Τομέα Ιστορικής Γεωλογίας και Παλαιοντολογίας του Τμήματος Γεωλογίας και Γεωπεριβάλλοντος του Εθνικού Καποδιστριακού Πανεπιστημίου Αθηνών και την Επ. Καθηγήτρια Δρ. Μαρία Γεραγά, του Τομέα Γενικής Θαλάσσιας Γεωλογίας και Γεωδυναμικής του Τμήματος Γεωλογίας του Πανεπιστημίου Πατρών, για την καθοδήγηση, το συνεχές ενδιαφέρον, την υποστήριξη και τις εποικοδομητικές συζητήσεις κατά την εκπόνηση της παρούσας διατριβής. Επίσης, θα ήθελα να ευχαριστήσω την Δρ. Ελίζαμπεθ Σταθοπούλου για τη βοήθεια της φωτογράφιση των τρηματοφόρων με ηλεκτρονικό μικροσκόπιο σάρωσης (SEM) του Τομέα Ιστορικής 12

13 Γεωλογίας και Παλαιοντολογίας του Τμήματος Γεωλογίας και Γεωπεριβάλλοντος του Εθνικού Καποδιστριακού Πανεπιστημίου Αθηνών. Θα ήταν από μέρους μου άδικο να μην αναφέρω την πολύ μεγάλη βοήθεια, την τεράστια οικονομική και ψυχολογική υποστήριξη και την αμέριστη συμπαράσταση, που είχα από τον Dr Richard Harrison και τον Dr Harry Dowsett της Γεωλογικής Επισκόπησης των Ηνωμένων Πολιτειών Αμερικής. Η δική τους συμβολή ήταν σημαντική για την εκπόνηση της παρούσας διατριβής, λόγω της παραχώρησης στερεοσκοπίου για τη μελέτη των τρηματοφόρων και τις αναλύσεις ισοτόπων οξυγόνου και άνθρακα σε κελύφη του πλαγκτονικού τρηματοφόρου Globigerinoides ruber του πυρήνα ΜΠ7. Επίσης, ευχαριστώ θερμά τον Dr Alan Lord, του Ινστιτούτου Έρευνας και Μουσείου Φυσικής Ιστορίας Senckenberg της Φρανκφούρτης, για την παροχή πολλών επιστημονικών δημοσιεύσεων και την αμέριστη συμπαράσταση του. Θα ήθελα να ευχαριστήσω θερμά την Δρ. Ελένη Μορισσώ, Δ/ντρια Τμήματος Γεωλογικής Επισκόπησης και τους προϊσταμένους του Κλάδου Γενικής Γεωλογίας, Χαρτογραφίας και Γεωγραφικών Συστημάτων Πληροφοριών κ. Ιωάννη Παναγίδη και Δρ. Ζωμενία Ζωμενή για την παραχώρηση γεωλογικών στοιχείων από την τράπεζα πληροφοριών του Τμήματος και την παραχώρηση χώρου για το πλύσιμο και διαχωρισμό των δειγμάτων κατά τις απογευματινές ώρες. Επίσης, θα ήθελα να ευχαριστήσω τον Γεωλογικό Λειτουργό Δρ. Ανδρέα Ζήσιμο για τη βοήθεια, που μου προσέφερε όσον αφορά τις αναλύσεις οργανικού άνθρακα. Επίσης, νιώθω την ανάγκη να ευχαριστήσω και τα μέλη της επταμελούς εξεταστικής επιτροπής και ιδιαίτερα τους Καθηγητές Δρ. Γ. Παπαθεοδώρου και Δρ. Α. Ζεληλίδη, την Αν. Καθηγήτρια Δρ. Μ. Τριανταφύλλου και την Επ. Καθηγήτρια Δρ. Μ. Γεραγά για τις εύστοχες παρατηρήσεις τους, ούτως ώστε η παρούσα διδακτορική διατριβή να παρουσιαστεί πιο ολοκληρωμένη. Τέλος, θέλω να ευχαριστήσω όλους όσους με βοήθησαν για να τελειώσω το διδακτορικό αυτό και δεν τους έχω αναφέρει ονομαστικά. 13

14 Περίληψη και αναγκαιότητα της έρευνας Σε πολύ λίγα μέρη ανά το παγκόσμιο, συναντάμε μία τόσο εξαιρετική απεικόνιση της δυναμικής των γήινων διεργασιών, μέσω των πολυάριθμων καταπληκτικών και μεγάλης ποικιλίας γεωλογικών εμφανίσεων, όπως στη μικρή Κύπρο. Αυτό το θαυμάσιο φυσικό εργαστήριο καταγράφει για τουλάχιστον 200 εκατομμύρια χρόνια, την τεκτονική δραστηριότητα των πλακών και ιδιαίτερα την καταστροφή, τη δημιουργία και την ανύψωση ωκεάνιου φλοιού (Edwards et. al., 2010). Είναι εντυπωσιακό να αναλογιστεί κανείς, ότι η κορυφή του Τροόδους, σε υψόμετρο 1952 μέτρων, αποτελεί το κατώτερο στρωματογραφικά κομμάτι του ωκεάνιου φλοιού, το οποίο άρχισε να σχηματίζεται σε βάθη 60 χιλιομέτρων περίπου κάτω από τα αποκλίνοντα όρια της Αφρικής και της Ευρασίας. Τo ταξίδι του Τροόδους από τα βάθη του ωκεανού της Νεοτηθύος μέχρι τη σημερινή του θέση, στην επιφάνεια της γης, ανέδειξε όλες εκείνες τις φυσικές διεργασίες που αφορούν τη διάνοιξη και το κλείσιμο ενός ωκεανού, τη δημιουργία ρηγμάτων μετασχηματισμού, την άνοδο και κρυσταλλοποίηση μάγματος, τη μεταλλογέννεση, την υποθαλάσσια υδροθερμική δραστηριότητα (Edwards et. al., 2010), την σύγκρουση των πλακών, την τεκτονική ανύψωση, που ακολούθησε και την θαλάσσια ιζηματογένεση, η οποία κατέγραφε τη σταδιακή ανύψωση του νησιού τα τελευταία 75 εκατομμύρια χρόνια. Στον ωκεάνιο φλοιό του Τροόδους εμφανίζονται αδιατάρακτα όλα τα στρωματογραφικά μέλη ενός οφιολιθικού συμπλέγματος. Αυτό δεν το συναντάμε σε πολλές περιοχές της γης και γι αυτό το Τρόοδος είναι μοναδικό και αποτελεί φυσικό μνημείο της γεωλογικής κληρονομιάς της γης. Τα πετρώματα του και ο πλούσιος ορυκτός του πλούτος, μονοπώλησε το μεγαλύτερο ενδιαφέρον της επιστημονικής κοινότητας με αποτέλεσμα τα ιζηματογενή πετρώματα της Κύπρου να βρεθούν κάπως στο περιθώριο, κυρίως από άποψη βιοστρωματογραφίας. Κατά καιρούς έγιναν κάποιες εργασίες για τη βιοστρωματογραφία των ιζηματογενών πετρωμάτων της Κύπρου από τους Allen (1967), Μάντης (1968, 1970), Baroz και άλλοι (1974, 1978), Τσαϊλά-Μονόπωλη (1984), Eaton & Robertson (1993), Banner και άλλοι (1999), BouDagher-Fadel & Banner (1999), Lord και άλλοι (2000), Θεοδώρου και άλλοι (2005), BouDagher-Fadel & Lord (2006), Bragina & Bragin (2006), Bragina (2013) καθώς και διδακτορικές διατριβές, όπως των Eaton (1987), Urquhart (1992, Upper Cretaceous Radiolaria from the Atlantic Ocean and Cyprus), Kähler (1994, Stratigraphy and sedimentology of the Lefkara Formation, Cyprus, Paleogene to Early Neogene), και Morse (1996, Biostratigraphical constraints (Calcareous Nannofossils) on the Late Cretaceous to Late Miocene evolution of S.W. Cyprus). 14

15 Σύμφωνα με τα πιο πάνω φαίνεται, ότι τα τελευταία χρόνια δεν έχει γίνει ενδελεχής ολοκληρωμένη έρευνα για τον πλήρη σχεδιασμό των βιοζωνών, με βάση τα πλαγκτονικά τρηματοφόρα όλων των ιζηματογενών πετρωμάτων της Κύπρου. Κάποιοι ιζηματογενείς γεωλογικοί σχηματισμοί, έχουν μελετηθεί με σχετική λεπτομέρεια σε αντίθεση με κάποιους άλλους, που χρειάζονται επιπλέον έρευνα για να μπορέσει να ολοκληρωθεί μία βιοστρωματογραφική στήλη για όλη την Κύπρο, η οποία θα συνάδει με τα διεθνή πρότυπα. Κύριοι στόχοι της παρούσας μελέτης είναι να γίνει ο σχεδιασμός των βιοστρωματογραφικών ζωνών και η εκτίμηση των παλαιοκλιματολογικώνπαλαιοωκεανογραφικών συνθηκών, που επικρατούσαν στην περιοχή της Κύπρου κατά την περίοδο του Πλειοκαίνου-Πλειστοκαίνου, καθώς και των διεργασιών, που τις προκάλεσαν σε σχέση με την επέκταση και απόσυρση των μεγάλων παγετώνων του νότιου και βόρειου ημισφαιρίου. Η μικροπαλαιοντολογική έρευνα βασίστηκε κυρίως στην ποιοτική και ποσοτική ανάλυση των πλαγκτονικών και βενθονικών τρηματοφόρων, στην ανάλυση ισοτόπων οξυγόνου και σε αναλύσεις προσδιορισμού οργανικού άνθρακα. Η ποιοτική και ποσοτική σύνθεση των συγκεντρώσεων των πλαγκτονικών και βενθονικών τρηματοφόρων σε θαλάσσια ιζήματα του Πλειοκαίνου και Πλειστοκαίνου της Κύπρου, έχουν ως στόχο να εντοπίσουν τις σημαντικές αλλαγές στη σύνθεση των συναθροίσεων των απολιθωμένων ειδών, για να αποκαλυφθούν τα διάφορα βιοστρωματογραφικά γεγονότα, που θα μας βοηθήσουν στην κατασκευή της στρωματογραφικής κολώνας της περιοχής, η οποία ακολούθως θα συγκριθεί με βιοζώνες, που προτάθηκαν από άλλους ερευνητές για τη Μεσόγειο. Περαιτέρω, θα ερευνήσουμε τις παλαιοκλιματικές συνθήκες, που επικρατούσαν στην ευρύτερη περιοχή του νησιού βασιζόμενοι αφ ενός σε αναλύσεις ισοτόπων οξυγόνου (δ 18 Ο) και αφ ετέρου στη σύγκριση των απολιθωμένων συναθροίσεων, που βρέθηκαν στην δική μας περιοχή, με παρόμοιες συγκεντρώσεις οργανισμών που βρέθηκαν σε άλλες περιοχές της Μεσογείου, για τις οποίες έχει γίνει σχετική έρευνα και έχουν διεξαχθεί συμπεράσματα για τις παλαιοπεριβαλλοντικές τους προτιμήσεις. Για τα είδη, τα οποία δε διαβιούν σήμερα, θα ήταν δυνατόν να υποθέσουμε, ότι οι ωκεανογραφικές τους προτιμήσεις είναι παρόμοιες με εκείνες των σημερινών ειδών, που είναι μορφολογικά και ή φυλογενετικά πλησιέστερα προς αυτά. 15

16 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 ΓΕΩΛΟΓΙΚΗ ΕΠΙΣΚΟΠΗΣΗ ΤΗΣ ΕΥΡΥΤΕΡΗΣ ΠΕΡΙΟΧΗΣ ΤΗΣ ΚΥΠΡΟΥ 1.1. Γεωλογική Επισκόπηση της Κύπρου Η Κύπρος βρίσκεται στην Ανατολική Μεσόγειο, 270 χιλιόμετρα ανατολικά της Ελλάδας (Καστελόριζο), 75 περίπου χιλιόμετρα νότια της Τουρκίας και 105 χιλιόμετρα δυτικά της Συρίας. Η Κύπρος έχει έκταση km 2, μήκος 240 km και πλάτος 100 km. Η γεωλογία της Κύπρου χωρίζεται σε τέσσερις ακολουθίες (Εικ.1.1): το Οφιολιθικό Σύμπλεγμα του Τροόδους και το αυτόχθονο ιζηματογενές του κάλυμμα, το Σύμπλεγμα Μαμωνιών και την Ακολουθία της Κερύνειας. Το Οφιολιθικό Σύμπλεγμα του Τροόδους, που δεσπόζει στο κεντρικό τμήμα του νησιού, αποτελεί μέρος του Άνω Κρητιδικού ωκεάνιου φλοιού της Νεοτηθύος, ο οποίος άρχισε να σχηματίζεται πριν 92 εκατ. χρόνια περίπου. Το Σύμπλεγμα Μαμωνιών, που απαντάται κυρίως στο νότιο και νοτιοδυτικό τμήμα του νησιού, αποτελείται από εκρηξιγενή, ιζηματογενή και μεταμορφωμένα πετρώματα Τριαδικής έως Μέσω Κρητιδικής ηλικίας, τα οποία επωθήθηκαν πάνω στα κράσπεδα της ζώνης του Τροόδους κατά το Μέσο Μαιστρίχτιο και είναι έντονα τεκτονισμένα και κατακερματισμένα. Η Ακολουθία της Κερύνειας, που βρίσκεται στο βόρειο τμήμα του νησιού, αποτελείται από μία στενή και κρημνώδη σειρά, κυρίως ασβεστολιθικών όγκων Περμίου έως Ιουρασικής ηλικίας, τα οποία επωθήθηκαν στην σημερινή τους θέση πριν από 6 εκατ. χρόνια περίπου και είναι επίσης έντονα τεκτονισμένα. Τέλος το ιζηματογενές κάλυμμα του Τροόδους, που καλύπτει εν μέρει όλους τους παλαιότερους γεωλογικούς σχηματισμούς, αποτελείται κυρίως από πεντονιτικές αργίλους, κρητίδες, μάργες και ψαμμίτες, τα οποία αποτέθηκαν από το Ανώτερο Μαιστρίχτιο μέχρι σήμερα. 16

17 Εικόνα 1.1: Χάρτης με τις κύριες ακολουθίες της Κύπρου (ιστοσελίδα Τμήματος Γεωλογικής Επισκόπησης ( Οι τρεις παλαιότερες ακολουθίες (Κερύνειας, Μαμωνιών και Τροόδους) αρχικά είχαν σχηματιστεί σε διαφορετικά περιβάλλοντα μέχρις ότου τελικά συνενωθούν. Κατά τη διάρκεια του Περμίου, η Κύπρος αποτελούσε μέρος του βόρειου ηπειρωτικού περιθωρίου της Γκοντβάνας, όπου ασβεστόλιθοι αβαθούς θάλασσας με φουσουλίνες (Σχ. Καντάρας) της ακολουθίας της Κερύνειας, συσσωρεύονταν πάνω σε μία ηπειρωτική υφαλοκρηπίδα εκτεινόμενη προς βορρά στον Ωκεανό της Παλαιτηθύος. Aνατολικότερα, στην περιοχή μεταξύ Λιβάνου, Ισραήλ, Ιορδανίας, Παλαιστίνης, Συρίας, Ανατολικής Τουρκίας και Ομάν, το Ανώτερο Πέρμιο ήταν μία περίοδος κατακόρυφων μετακινήσεων και η έναρξη της δημιουργίας της τεκτονικής τάφρου της Μεσοζωϊκής Τηθύος. Η περιοχή της Κύπρου είχε επίσης, επηρεαστεί από τις μετακινήσεις των εφελκυστικών ρηγμάτων της τεκτονικής τάφρου, στα πρώτα στάδια δημιουργίας της Νεοτηθύος (Robertson, 1990). Κατά τη διάρκεια του Κατώτερου έως Μέσου Τριαδικού, η ανθρακική πλατφόρμα του Περμίου κατακερματίστηκε (rifted) και οι ασβεστόλιθοι και δολομίτες αβαθούς θάλασσας της ακολουθίας της Κερύνειας συσσωρεύονταν πάνω σε μία ασταθώς καταβυθιζόμενη πλατφόρμα, ενώ ιζήματα πλούσια σε οργανική ύλη και χερσογενούς προέλευσης άργιλοι αποτέθηκαν σε λεκάνες ελεγχόμενες από τεκτονικές κινήσεις (Σχ. Συγχαριού) (Robertson, 1990). 17

18 Μεγάλης έκτασης διάσπαση του βορείου ηπειρωτικού περιθωρίου της Γκοντβάνα, έλαβε χώρα στον παλαιογεωγραφικό χώρο της Ανατολικής Μεσογείου μέχρι τη Μέση Ανατολή, στο Ανώτερο Τριαδικό. Αυτή η διάσπαση προήλθε πιθανόν από μία δεξιόστροφη ρηξιγενή ζώνη, που προκάλεσε την αναδιοργάνωση της Παγγαίας του Δεβονίου σε ένα κάπως πιο πλατύ Ωκεανό της Παλαιοτηθύος, στην περιοχή της Κύπρου κατά τη διάρκεια του Πέρμιο-Τριαδικού (Livermore et al., 1986; Robertson, 1990). Ο έντονος τεκτονισμός (ρήγματα εφελκυσμού) στα βόρεια περιθώρια της Γκοντβάνας (Lapierre,1975; Lapierre and Rocci, 1976; Robertson, 1990), οδήγησε στη δημιουργία μίας ή περισσότερων αλληλοσυνδεόμενων μικρών ωκεάνιων λεκανών, τύπου κόκκινης θάλασσας ή περιθωριακής λεκάνης πίσω από το ορογενετικό τόξο (backarc basin), με διάσπαρτες μικροπλάκες και ατόλλες και έκχυση προσκεφαλοειδών λαβών (Σχηματισμός Φασούλας), σε βαθιές υποθαλάσσιες περιοχές στον άξονα διεύρυνσης του ωκεανού, ενώ ηφαιστειακά λατυποπαγή αναπτύχθηκαν κατά μήκος υποθαλάσσιων ρηξιγενών κρημνών (Λουτρά της Αφροδίτης) (Robertson, 1990). Η συνεχιζόμενη διεύρυνση και έκχυση λαβών είχε ως αποτέλεσμα τον σχηματισμό ενδοωκεάνιων ηφαιστειακών νησιών, στην περιφέρεια των οποίων αποτέθηκαν υφαλογενείς ασβεστόλιθοι (Σχηματισμός Πέτρας του Ρωμιού) (Εικ.1.2). Κοντά στα ηπειρωτικά περιθώρια, έλαβαν χώρα ροές λεπτόκοκκης ιλύος πάνω στο ηφαιστειακό υπόβαθρο, λόγω βαρύτητας, ενώ ταυτόχρονα σε περιοχές μακριά από τις ηφαιστειακές νήσους προς το κέντρο της λεκάνης, σε καλής κυκλοφορίας παραγωγικές θάλασσες, αρχίζει η εναπόθεση πελαγικών ραδιολαριτικών πηλιτών κάτω από το όριο διάλυσης του ανθρακικού ασβεστίου, με αποτέλεσμα τα έκχυτα ηφαιστειακά πετρώματα, να εναλλάσσονται με πελαγικούς ραδιολαριτικούς κερατόλιθους και ημιπελαγικούς ασβεστόλιθους (Μέλος Χολέτρια) (Εικ.1.2). Ακολούθως, υπέρκεινται από ημιπελαγικές αργίλους και μεγάλης απόστασης, χερσογενούς προέλευσης, ασβεστιτικούς τουρβιδίτες (Σχηματισμός Μαυροκόλυμπου) υποδεικνύοντας, ότι το περιβάλλον απόθεσης βρισκόταν σχετικά κοντά στα όρια της ηπείρου παρά σε συνθήκες ανοικτού ωκεανού. Την ίδια περίοδο (Ανώτερο Τριαδικό), νοτιότερα προς τα όρια της ηπείρου, ο κατακερματισμένος περιθωριακός ωκεάνιος φλοιός, περνά σε ένα παθητικό περιθώριο με εναπόθεση χερσογενών τουρβιδιτικών φάσεων κλιτύος και βάσεως κλιτύος (Σχηματισμός Βλάμπουρου), με κοραλλιογενείς ασβεστολιθικές πλατφόρμες. Προς τη λεκάνη πάνω στον περιθωριακό ωκεάνιο φλοιό, λάμβανε χώρα μεταφορά ασβεστιτικής ιλύος, που υπήρχε γύρω από την πλατφόρμα, λόγω ρευμάτων βαρύτητας (ασβεστόλιθοι με Halobia), όπου ταυτόχρονα είχαμε την απόθεση πηλιτών και αργιλικών σχιστολίθων (Σχηματισμός Μαρώνας), καθώς και φάσεις ammonitico rosso πάνω σε υποθαλάσσιες ανυψωμένες περιοχές (Εικ.1.2). 18

19 Εικόνα 1.2: Αναπαράσταση της περιοχής απόθεσης των διαφόρων φάσεων του Συμπλέγματος Μαμωνιών, οι οποίες αποτελούν μέρος ενός παθητικού περιθωρίου μίας μικρής ωκεάνιας λεκάνης κατά το Ανώτερο Τριαδικό. Οι υποτιθέμενοι χώροι γένεσης των διαφόρων ενοτήτων υποδεικνύονται (Robertson, 1990). Οι φάσεις αυτές αποτελούν μέρος ενός παθητικού ηπειρωτικού περιθωρίου, το οποίο βρισκόταν νότια της ακολουθίας της Κερύνειας κατά το Ιουρασικό έως Κατώτερο Κρητιδικό. Την περίοδο αυτή, το παθητικό περιθώριο και ο γειτονικός ωκεάνιος φλοιός καταβυθίζονται αργά μετά την Άνω Τριαδική διεύρυνση του φλοιού. Η περιοχή των Μαμωνιών, κυριαρχείται από αποθέσεις βαρύτητας, όπως εναλλαγές νηριτικών ασβεστολιθικών κροκαλοπαγών και χερσογενών ψαμμιτών με ιζήματα πολύ βαθιάς θάλασσας, κάτω από το όριο διάλυσης του ανθρακικού ασβεστίου, όπως ραδιολαριτών και πηλιτών (Σχηματισμός Επισκοπής) (Εικ.1.2) (Robertson, 1990), ενώ στην περιοχή της Κερύνειας συσσωρεύτηκαν αρκετές εκατοντάδες μέτρα από ασβεστολίθους και δολομίτες αβαθούς θάλασσας πάνω σε μία βυθιζόμενη ανθρακική πλατφόρμα (Σχηματισμός Αγίου Ιλαρίωνα)(Ducloz, 1972; Baroz, 1979; Robertson & Woodcock, 1986; Robertson, 1990). Από το Ανώτερο Ιουρασικό έως το Κατώτερο Κρητιδικό ( Ma) το παθητικό περιθώριο στην περιοχή των Μαμωνιών, γίνεται ασταθές με περιστροφές τεμαχών και νέα ηφαιστειακή δραστηριότητα, τα οποία αποδίδονται σε ένα νέο παλμό διεύρυνσης του περιθωριακού ωκεάνιου φλοιού, μέσα σε μία ήδη υπάρχουσα μικρή ωκεάνια λεκάνη. Αυτή η επέκταση μπορεί να σχετίζεται με αλλαγές του ορίου της τεκτονικής πλάκας της Παλαιοτηθύος, ως αποτέλεσμα ανοίγματος του Βόρειου Ατλαντικού Ωκεανού (Robertson, 1990). Την περίοδο αυτή η πλάκα της Ευρασίας κινείται βασικά υπο-παράλληλα (subparallel), σε σχέση με την Γκοντβάνα (Livermore & Smith, 1984; Robertson, 1990) και ως εκ τούτου η ηφαιστειότητα στην Κύπρο 19

20 εμφανίζεται κατά μήκος ρηγμάτων μετασχηματισμού, με μικρή διάνοιξη του ωκεάνιου πυθμένα (Robertson, 1990). Paleogeographic map by R. Blakey Εικόνα 1.3: Χάρτης παλαιογεωγραφικής αναπαράστασης του τεκτονικού καθεστώτος του ωκεανού της Νεοτηθύος, πριν από 92 εκατομμύρια χρόνια (Harrison, 2009). Πριν από 92 εκατ. χρόνια περίπου, άρχισε να ανοίγει ο Νότιος Ατλαντικός Ωκεανός, με αποτέλεσμα η Αφρικανική Πλάκα να κινηθεί βορειότερα. Η συμπίεση που προκλήθηκε από τη σύγκλιση της Αφρικής με την Ευρασία, προκάλεσε στα βάθη του ωκεανού της Νεοτηθύος, τη δημιουργία διαδοχικών ζωνών καταβύθισης προς βορρά, με αποτέλεσμα το σπάσιμο του παλαιού ωκεάνιου φλοιού και την καταβύθιση ενός τμήματος του κάτω από το άλλο (Εικ. 1.3). Μετά την καταβύθιση κάθε νέου Κρητιδικού ωκεάνιου φλοιού, εισήλθε στην τάφρο καταβύθισης πυκνός Τριαδικός ωκεάνιος φλοιός προκαλώντας την υποστροφή και τη μετανάστευση προς τα πίσω της ζώνης καταβύθισης (roll-back)(smith & Spray, 1984; Robertson, 1990). Αυτό είχε ως αποτέλεσμα, το κομμάτι του μανδύα πάνω από τη νέα ζώνη καταβύθισης να επεκταθεί και η ασθενόσφαιρα να αποσυμπιεσθεί, να λιώσει και να δώσει νέο μάγμα, το οποίο ανήλθε για να σχηματίσει το οφιολιθικό σύμπλεγμα του Τροόδους στο Ανώτερο Κρητιδικό (Mantis, 1971), πλάτους 200 χιλιομέτρων περίπου (Robertson, 1990) (Εικ. 1.4). 20

21 Εικ. 1.4: Τρισδιάστατη απεικόνιση της δημιουργίας του Οφιολίθου του Τροόδους, πριν από 92 εκατομ. χρόνια περίπου, σε μία Ζώνη Υπερ-καταβύθισης κατά μήκος ενός άξονα διεύρυνσης κοντά στα όρια καταβύθισης της Αφρικανικής Πλάκας, κάτω από την Πλάκα της Ευρασίας (Tsiolakis et al., 2013). Εικ.1.5: Στρωματογραφική κολώνα του οφιολιθικού συμπλέγματος Τροόδους (ετοιμάστηκε από Ε. Τσιολάκη & Λ. Κυπριανού). 21

22 Πρόκειται για μία ομάδα βασικών και υπερβασικών πετρωμάτων, όπου από τα κατώτερα προς τα ανώτερα στρωματογραφικά μέλη, συναντάμε τους χαρζβουργίτες και σερπεντινίτες της ακολουθίας του Μανδύα, τους δουνίτες, βερλίτες, πυροξενίτες, γάββρους και πλαγιογρανίτες, που είναι τα σωρειτικά πετρώματα, φλεβικά διαβασικά πετρώματα, από τα οποία αποτελείται κυρίως το Σύστημα Πολλαπλών Φλεβών, τους βασάλτες (επίπεδες και προσκεφαλοειδείς ροές λάβας) των ηφαιστειακών οριζόντων και τέλος τα φαιοχώματα (oύμπρες), τα οποία στα ανώτερα στρωματογραφικά τμήματα τους εναλλάσσονται με ενστρώσεις ιζηματογενών πετρωμάτων βαθιάς θάλασσας, όπως ραδιολαρίτες, πηλίτες και αργιλικούς σχιστόλιθους του Σχηματισμού Πέρα Πεδί, ηλικίας Τουρώνιο-Σαντόνιο (Bragina & Bragin, 2006; Bragina, 2013) (Εικ.1.5). Το Ανώτερο Κρητιδικό πριν εκατομμύρια χρόνια (Καμπάνιο-Μέσο Μαιστρίχτιο), αποτέθηκαν οι γκρίζες μπεντονιτικές άργιλοι και υπόλευκοι ηφαιστειοκλαστικοί ψαμμίτες του Σχηματισμού της Κανναβιού (Εικ.1.6), πάνω σε πετρώματα του οφιολιθικού συμπλέγματος, όπως τις λάβες του Τροόδους και τα φαιοχώματα και ραδιολαρίτες του Σχηματισμού Πέρα Πεδί. Οι μπεντονιτικές άργιλοι προήλθαν από την υποθαλάσσια διάβρωση λεπτόκοκκης ηφαιστειακής στάχτης, ενώ οι ηφαιστειοκλαστικοί ψαμμίτες από την επανιζηματογένεση αδρομερέστερων πυροκλαστικών υλικών. Η θέση των ηφαιστείων, από τα υλικά των οποίων προήλθαν τα πετρώματα του Σχηματισμού της Κανναβιού, δεν είναι γνωστή και πιθανότατα βρίσκονται κάπου εκτός των σημερινών ορίων της Κύπρου (Edwards et al., 2010). Πριν 70 εκατομμύρια χρόνια περίπου, η πλάκα της Αραβίας, που τότε ήταν ενιαία με την πλάκα της Αφρικής, συγκρούστηκε στη ζώνη καταβύθισης με ένα τμήμα του νέου ωκεάνιου φλοιού, ανατολικά του άξονα διεύρυνσης του Τροόδους και σε συνδυασμό με τη συνεχιζόμενη προς βορρά σύγκλιση της Αφρικανικής πλάκας, είχε ως επακόλουθο να αναπτυχθεί μία περιστροφική ροπή, που προκάλεσε την αποκόλληση μίας ακανόνιστου σχήματος μικροπλάκας. Παλαιομαγνητικά δεδομένα επιβεβαιώνουν την περιστροφή της μικροπλάκας του Τροόδους κατά ο περίπου, με φορά αντίθετη των δεικτών του ρολογιού (Robertson, 1990, Morris et al., 2006). Τα αποτελέσματα δείχνουν ότι το μεγαλύτερο μέρος της περιστροφής, η οποία άρχισε αμέσως μετά τη διακοπή της διεύρυνσης, έλαβε χώρα το Μαιστρίχτιο (Εικ. 1.7) (Robertson, 1990, Morris et al., 2006). 22

23 Εικ.1.6: Στρωματογραφική κολώνα του ιζηματογενούς καλύμματος Τροόδους (ετοιμάστηκε από Ε. Τσιολάκη & Λ. Κυπριανού). Εικ. 1.7: Περιστροφή της μικροπλάκας του Τροόδους κατά 90, με φορά αντίθετη των δεικτών του ρολογιού από το Καμπάνιο μέχρι το Κατώτερο Ηώκαινο (Harrison, 2008). 23

24 Αναλυτικότερα, με βάση παλαιομαγνητικές μελέτες σε πελαγικά ανθρακικά ιζήματα του Μαιστριχτίου έως Κατώτερου Τριτογενούς του Σχηματισμού Λευκάρων, η μικροπλάκα του Τροόδους περιστράφηκε έως και 60 ο μέχρι την περίοδο του Μαιστριχτίου, μέσα σε περίπου 3-7 Ma, ενώ η περιστροφή ολοκληρώθηκε με το τέλος του Ηωκαίνου (Morris et al., 2006). Την ίδια περίοδο, που λάμβανε χώρα η σύγκρουση της πλάκας της Αραβίας με την πλάκα της Ευρασίας στη ζώνη καταβύθισης, πάνω από την οποία σχηματιζόταν ο ωκεάνιος φλοιός του Τροόδους, τεμάχια του συμπλέγματος Μαμωνιών βρέθηκαν μέσα στην τάφρο καταβύθισης και επωθήθηκαν βορειότερα, πάνω στα κράσπεδα της ζώνης του Τροόδους και των μπεντονιτικών αργίλων του Σχηματισμού της Κανναβιού, τα οποία είχαν αποτεθεί πριν από τη σύγκρουση με το περιθώριο των Μαμωνιών (Edwards et al., 2010). Επίσης, ογκόλιθοι πετρωμάτων διαφόρων μεγεθών της ακολουθίας των Μαμωνιών, έχουν αναμειχθεί με ιζήματα του Σχηματισμού της Κανναβιού (Συνοθύλευμα της Μονής) (Robertson, 1990) και σήμερα εμφανίζονται σε πολλές περιοχές της νότιας Κύπρου, από την Πάφο μέχρι το Κάβο Γκρέκο. Εξαιτίας της περιστροφής, τα ιζηματογενή και ηφαιστειακά πετρώματα του Μεσοζωϊκού ηπειρωτικού περιθωρίου (Μαμώνια) ήταν προφανώς κατακερματισμένα και αποσυγκολλημένα κατά μήκος ρηγμάτων οριζόντιας ολίσθησης, με αποτέλεσμα να παρατηρούνται πολλαπλές ροές κορημάτων, από τα μέτωπα των ενεργών ρηγμάτων προς τις γειτονικές λεκάνες ιζηματογένεσης, όπου ταυτόχρονα είχε αρχίσει η συσσώρευση πελαγικών ασβεστιτικών ιζημάτων του Μαιστριχτίου (Σχηματισμός Κάθηκα) (Robertson, 1990). Στην περιοχή της Κερύνειας κατά τη διάρκεια της έναρξης της αποκόλλησης της μικροπλάκας του Τροόδους, η Μεσοζωϊκή ασβεστιτική πλατφόρμα κατακερματίζεται και ανακρυσταλλώνεται σε μία εκτεταμένη ζώνη πλάγιας συμπίεσης (transpressive). Μεταμορφωμένα πετρώματα, όπως σχιστόλιθοι και μάρμαρα, σχηματίζονται σε βάθος, τεμαχίζονται και κινούνται προς τα πάνω μέσω ενεργών ρηγμάτων. Επίσης, στην περιοχή της Κερύνειας, την ίδια περίοδο ιζηματογένεσης με αυτή του Σχηματισμού της Κανναβιού, είχαμε την απόθεση τουρβιδιτικών ψαμμιτών, πάνω από το ήδη κατακερματισμένο και μεταμορφωμένο υπόβαθρο, οι οποίοι αποτελούνται από παρόμοιες λιθολογίες με εκείνες των ολιγόμικτων ψαμμιτών στα ανώτερα στρώματα του Σχηματισμού της Κανναβιού. Αυτό μας βοηθάει να υποθέσουμε, ότι το βορειότερο όριο της μικροπλάκας του Τροόδους, βρισκόταν μεταξύ των παλαιοπεριοχών του Τροόδους και της Κερύνειας και ότι τα ρήγματα 24

25 οριζόντιας ολίσθησης είναι τώρα θαμμένα κάτω από την λεκάνη της Μεσαορίας ή ακόμα βορειότερα, κάτω από το επίπεδο επωθήσεως της ακολουθίας της Κερύνειας (Robertson, 1990). Από το Ανώτερο Μαιστρίχτιο μέχρι το Κατώτερο Ηώκαινο (τα επόμενα 20 εκ.χρ.) η μικροπλάκα του Τροόδους περιστράφηκε επιπλέον 30 ο περίπου (Clube and Robertson, 1986). Την περίοδο αυτή η μικροκροπλάκα παρέμεινε σε μεγάλα βάθη, όπου είχαμε τη συσσώρευση πελαγικών ανθρακικών ιζημάτων βαθιάς θάλασσας, όπως κρητίδων και μαργών (Κατώτερος Σχ. Λευκάρων)(Εικ.1.6). Η απόθεση των ιζημάτων ελέγχεται από την τοπογραφία του ωκεάνιου βυθού και από τα ρήγματα, που δημιουργούνται κατά τη διάρκεια της περιστροφής της μικροπλάκας. Λόγω της περιστροφής της μικροπλάκας του Τροόδους, η περιοχή της Κερύνειας υπέστη καθιζήσεις, με αποτέλεσμα κατά την περίοδο αυτή να παρατηρείται ηφαιστειότητα, μέσα σε ένα πλάγιο εφελκυστικό (transtensional) καθεστώς, ενώ ταυτόχρονα είχαμε την απόθεση πελαγικών ανθρακικών πετρωμάτων, από ασβεστόλιθο, κρητίδες και μάργες (Σχηματισμός Λαπήθου). Η ηφαιστειότητα στην περιοχή της Κερύνειας και η περιστροφή της μικροπλάκας του Τροόδους σταματάει στο Κατώτερο Ηώκαινο. Στην περιοχή του Τροόδους, μη παραμορφωμένα πελαγικά ιζήματα, όπως κρητίδες και κερατόλιθοι (Σχηματισμός Λευκάρων) (Εικ.1.6), επικαλύπτουν τις ρηξιγενείς επαφές του Τροόδους με τα Μαμώνια, υποδεικνύοντας έτσι, ότι η τελική συνένωση έλαβε χώρα (Robertson, 1990). Στο τέλος του Ηωκαίνου ένα σημαντικό τεκτονικό γεγονός έλαβε χώρα στην περιοχή της Κερύνειας. Η πλάκα της Ανατολίας συνενώθηκε, λόγω σύγκρουσης με άλλες μικροπλάκες και η ωκεάνια λεκάνη βόρεια της Κύπρου, έκλεισε. Αυτό είχε ως αποτέλεσμα, να δημιουργηθεί ένα μέτωπο συμπίεσης μεταναστεύοντας προς νότο, με αποτέλεσμα η περιοχή της Κερύνειας να ανυψωθεί, παραμορφωθεί και επωθηθεί νοτιότερα (Robertson and Woodcock, 1986). Νότια της γεωτεκτονικής ζώνης της Κερύνειας, την περίοδο αυτή αναπτύχθηκε μία στενή και ασταθής βυθιζόμενη λεκάνη με διεύθυνση Ανατολή Δύση. Στα βόρεια ασταθή όρια της λεκάνης αυτής, γινόντουσαν μετακινήσεις υλικών λόγω βαρύτητας. Ολισθοστρώματα (Μέσο- Ανώτερο Ηώκαινο) από τεμάχια παλαιότερων πετρωμάτων, όπως κρητίδων του Σχηματισμού Λευκάρων, λαβών καθώς και ολισθόλιθους ασβεστολίθων Περμίου ηλικίας του Σχηματισμού Καντάρας, κύλησαν προς νότο μέσα στην τάφρο και παραμορφώθηκαν, ενώ πάνω από αυτά αποτέθηκε φλύσχης (Ολιγόκαινο-Κατώτερο Μειόκαινο?), που σχηματίστηκε λόγω τουρβιδιτικών ρευμάτων που έφεραν υλικά από τα ανατολικά και τα δυτικά της τάφρου (Σχ. Καλογραίας-Αρδάνων). Αντίθετα, 25

26 στις συνενωμένες γεωτεκτονικές ζώνες του Τροόδους και των Μαμωνιών, συνεχίζεται κατά το Ολιγόκαινο - Κατώτερο Μειόκαινο, η απόθεση αδιατάραχτων ασβεστούχων ιζημάτων, κυρίως κρητίδων, μαργαϊκών κρητίδων και μαργών του Σχηματισμού Λευκάρων (Robertson, 1990). Μετά το κλείσιμο των Μεσοζωϊκών ωκεάνιων λεκανών, βόρεια της Κύπρου κατά το Ανώτερο Ηώκαινο, η σύγκλιση Αφρικής και Ευρασίας δε σταμάτησε, αλλά συνεχίστηκε νότια και δυτικά της Κύπρου, δια μέσου ρηγμάτων ολίσθησης και καταβύθισης ωκεάνιου υπολειμματικού φλοιού. Η καταβύθιση δεν ήταν ποτέ εκτεταμένη, ώστε να σχηματισθεί ηφαιστειακό τόξο. Η προς βορρά σύγκρουση, πιθανόν κατά το Κατώτερο Μειόκαινο (πριν 22 Ma περίπου), να επαναδραστηριοποίησε κατάλοιπο της Κρητιδικής ζώνης καταβύθισης ή/και τα ρήγματα στα όρια της μικροπλάκας. Καθώς η σύγκρουση προχωρά, οι συνενωμένες ζώνες του Τροόδους και των Μαμωνιών, ανυψώνονται σταδιακά, ενώ περαιτέρω προς βορρά, η περιοχή της Κερύνειας καταβυθίζεται δραστικά κατά μήκος της ρηξιγενούς ζώνης του Οβγού, η οποία αποτελεί την κύρια τεκτονική δομή μεταξύ του ιζηματογενούς καλύμματος του Τροόδους και των τεκτονικών σχηματισμών της Κερύνειας. Κατά την διάρκεια του Μειοκαίνου τόσο νότια του Τροόδους, όσο και βόρεια κατά μήκος της ρηχής και ανοιχτής θάλασσας περιθωριακής πλατφόρμας, νότια της ρηξιγενούς ζώνης του Οβγού, έχουμε την απόθεση ανθρακικών ιζημάτων, όπως κρητίδες, μαργαϊκές κρητίδες και μάργες του Σχηματισμού Πάχνας (Εικ.1.6). Την ίδια περίοδο βόρεια της ρηξιγενούς ζώνης του Οβγού, μέσα στην βαθιά τάφρο, είχαμε την απόθεση αβυσσικών τουρβιδιτών, που αποτελούν μονότονη σειρά από ψαμμίτες, ιλυόλιθους, μάργες και λίγες κρητίδες (Φλύσχης του Σχηματισμού Κυθραίας) (Robertson, 1990). Πριν 9 εκατομμύρια χρόνια περίπου (Κατώτερο Τορτόνιο), η αλλαγή της διεύθυνσης της σχετικής κίνησης των τεκτονικών πλακών της Αφρικής και της Ευρασίας (Dewey et al., 1989) σε πλάγιο-συγκλίνουσα, οδήγησε στην ανάπτυξη, στην Ανατολική Μεσόγειο, πεδίου τάσεων συμπίεσης (compressional) ή πλαγιοσυμπίεσης (transpressional)(ducloz, 1972; Robertson and Woodcock, 1986), με αποτέλεσμα την ανύψωση του Τροόδους, πάνω από την επιφάνεια της θάλασσας, τη διάβρωση και αποσάθρωση των πετρωμάτων του και την παρουσία κλαστικού υλικού, από το οφιολιθικό σύμπλεγμα του Τροόδους, στους ανώτερους ορίζοντες του Σχηματισμού της Πάχνας (Lord et al., 2000). Την περίοδο αυτή, η οροσειρά των αλλόχθονων ασβεστολίθων της Κερύνειας, κινήθηκε νοτιότερα με την επαναδραστηριοποίηση παλαιότερων ρηγμάτων εφίππευσης, πτυχώνοντας και επωθώντας όλα τα νεότερα ιζήματα, που συνάντησαν στην πορεία τους. Αντίστοιχα η ιζηματογένεση, βόρεια της 26

27 ρηξιγενούς ζώνης του Οβγού, αλλάζει από απόθεση τουρβιδίτη/φλύσχη σε ανθρακικά ιζήματα αβαθούς θάλασσας, όπως εναλλαγές κρητίδων, μαργών και ασβεστολίθων (Σχηματισμός Λαπάτσας), όπου οι λιθολογίες του Σχηματισμού αυτού είναι παρόμοιες με αυτές των ανώτερων οριζόντων του Σχηματισμού της Πάχνας, νότια της ρηξιγενούς ζώνης. Αυτό υποδηλώνει την ανύψωση της περιοχής της Κερύνειας, ταυτόχρονα με την παρουσία κλαστικού υλικού στους ανώτερους ορίζοντες του Σχηματισμού της Πάχνας, γύρω από την γεωτεκτονική ζώνη του Τροόδους. Λόγω των τεκτονικών κινήσεων, από τη δράση ρηγμάτων οριζόντιας ολίσθησης κατά μήκος της ρηξιγενούς ζώνης του Οβγού, την περίοδο Τορτονίου- Μεσσηνίου, οδήγησαν στην περιστροφή και ανύψωση ρηξιγενών τεμαχίων κοντά στην επιφάνεια της θάλασσας κατά μήκος των σημερινών περιθωρίων του οφιολιθικού συμπλέγματος του Τροόδους, πάνω στα οποία αναπτύχθηκαν υφαλογενείς ασβεστόλιθοι (Μέλος Κορωνιά) (Εικ.1.6) (Follows and Robertson, 1990). Κατά τη διάρκεια της Κρίσης Αλατότητας του Μεσσηνίου (πριν 6 Ma περίπου), η Κύπρος ήταν αρκετά ανυψωμένη πάνω από το βυθό της Ανατολικής Μεσογείου, με αποτέλεσμα η υποθαλάσσια απόθεση γύψων (εβαπορίτες) του Σχηματισμού Καλαβασού (Εικ.1.6) να περιοριστεί, κυρίως σε σχετικά αβαθείς (<100 μέτρων) λεκάνες ελεγχόμενες από ρήγματα (Μεσαορία, Μαρώνι-Ψεματισμένος, Πολέμι, Πόλις)(Orszag-Sperber et al., 1980)(Εικ.1.8). Εικ. 1.8: Γενικός χάρτης της Κύπρου, στον οποίο φαίνονται οι κύριες λεκάνες απόθεσεις των εβαποριτών του Μεσσηνίου (Blanc-Valleron et al., 1998). 27

28 Εικ. 1.9: Γενικός χάρτης της Κύπρου, στον οποίο φαίνονται οι κυριότερες εμφανίσεις (κόκκινο χρώμα) του Σχηματισμού Λευκωσίας (Drinia et al., 2013). Ακόμη μία αλλαγή, στo τεκτονικó καθεστώς της περιοχής, λαμβάνει χώρα πριν 5 εκατομμύρια χρόνια περίπου (Κατώτερο Πλειόκαινο), όταν η κίνηση της Αφρικανικής πλάκας άλλαξε από πλάγια (βορειοανατολική) σε μία πιο βόρεια κατεύθυνση, και η σύγκλιση με τη μικροπλάκα της Ανατολίας έγινε κάθετη. Αυτό είχε ως αποτέλεσμα τη σταδιακή ανύψωση του Οφιολιθικού Συμπλέγματος του Τροόδους. Την περίοδο αυτή, έχουμε την αποκατάσταση των συνθηκών ανοικτής θάλασσας, μετά το τέλος της Κρίσης Αλατότητας του Μεσσηνίου και την απόθεση μαργών πλούσιων σε πλαγκτονικά τρηματοφόρα, ασβεστιτικών ψαμμιτών (Μέλος Αθαλάσσας), δελταϊκών (Μέλος Κεφαλές) και παράκτιων (Μέλος Λιθικός Άμμος και Ασπροπάμπουλος) αποθέσεων του Σχηματισμού Λευκωσίας (Εικ.1.6), τόσο νότια του Τροόδους όσο και βόρεια μέσα στη λεκάνη της Μεσαορίας (Εικ.1.9), με διεύθυνση Ανατολή Δύση, η οποία εκτεινόταν από τα περιθώρια του Τροόδους νότια μέχρι την ακολουθία της Κερύνειας βόρεια. Η περιοχή της Κερύνειας επηρεάστηκε περισσότερο από αυτήν την περίοδο τεκτονισμού, όπου σχηματίστηκαν εκτεταμένα ρήγματα εφιππεύσεως, μεγάλης 28

29 κλίσης ανάστροφα ρήγματα και πολλές πτυχώσεις λόγω της κίνησης των ρηγμάτων (fault-propagation fold) (Harrison et al., 2004). Η τελική τοποθέτηση, των αλλόχθονων σχηματισμών της ακολουθίας της Κερύνειας, αποδίδεται στην επαναδραστηριοποίηση κατά το Ανώτερο Μειόκαινο και Κατώτερο Πλειόκαινο παλαιότερων ρηγμάτων εφίππευσης, τα οποία είχαν σχηματιστεί την Κατώτερη Καινοζωϊκή ή Κρητιδική περίοδο (Ducloz, 1972; Cleintuar et al., 1977; Robertson and Woodcock, 1986; Kempler and Garfunkel, 1994). Η σύγκρουση του ηπειρωτικού φλοιού, του υποθαλάσσιου βουνού του Ερατοσθένη, με τον ωκεάνιο φλοιό του Τροόδους νότια της Κύπρου, κατά την διάρκεια του Τεταρτογενούς, οδήγησε σε μία επιτάχυνση της ανύψωσης του νησιού και οι γεωτεκτονικές ενότητες της Κύπρου ανυψώθηκαν ταυτόχρονα. Η ανύψωση της Κύπρου οφείλεται στην καταβύθιση του ηπειρωτικού φλοιού της Αφρικανικής Πλάκας και στη σερπεντινίωση και διαπυρισμό των υπερβασικών πετρωμάτων της ακολουθίας του μανδύα του Τροόδους (Εικ. 1.10), εξαιτίας της δράσης του νερού στα πετρώματα αυτά, το οποίο μετανάστευσε προς τα πάνω από τον καταβυθιζόμενο ηπειρωτικό φλοιό. Η ανυψωτική κίνηση του Τροόδους τεκμηριώνεται, από τις συγκεντρώσεις μεγάλου πάχους ακτινωτών αλλουβιακών ριπιδίων (Σχηματισμός Απαλού, Σύναγμα) (Εικ.1.6), πλούσιες σε κλαστικό υλικό μεταφερμένο από τα πετρώματα του οφιολιθικού συμπλέγματος Τροόδους, ως προϊόντα της δραστικής ανύψωσής του και της έντονης αποσάθρωσης και διάβρωσης που ακολούθησε. 29

30 Εικ. 1.10: Σχηματική απεικόνιση της δημιουργίας του Τροόδους και της γεωλογικής εξέλιξης της Κύπρου (τροποποιήθηκε από Ε. Τσιολάκη σχεδιάγραμμα Τμήματος Γεωλογικής Επισκόπησης ( 30

31 1.2. Τεκτονικό μοντέλο Ανατολικής Μεσογείου Η Κύπρος βρίσκεται σε μία τεκτονικά πολύπλοκη ζώνη μεταξύ της Αφρικανικής, Ευρασιατικής και Αραβικής Πλάκας. Η περιοχή της Ανατολικής Μεσογείου είχε μία πολυσύνθετη τεκτονική ιστορία, από τη διάσπαση της Γκοντβάνας στο Κατώτερο Μεσοζωϊκό μέχρι σήμερα. Μεταξύ των κύριων πλακών της Αφρικής και της Ευρασίας υπάρχει μία ζώνη πλάτους μεγαλύτερη των χιλιομέτρων, στην οποία παρατηρούνται τεμάχια φλοιού από διάφορες τεκτονικές περιοχές, που διαχωρίζονται μεταξύ τους με μεγάλες τεκτονικές δομές, οι οποίες είναι προϊόντα των σχετικών κινήσεων των τεκτονικών πλακών από το Κατώτερο Μεσοζωϊκό, όπως ρήγματα οριζόντιας ολίσθησης, τεκτονικές τάφρους, ζώνες καταβυθίσεων, επωθήσεων και συγκρούσεων τα τελευταία 200 εκ. χρόνια. Αυτό είχε ως αποτέλεσμα να δημιουργηθούν κατακερματισμένες περιοχές λόγω τεκτονισμού, που περιλαμβάνουν το Κυπριακό και Ελληνικό Τόξο, την τεκτονική τάφρο του Αιγαίου, τις μικροπλάκες του Σινά και Ανατολίας και μερικές ωκεάνιες λεκάνες (Dewey et al., 1973; Dewey and Segnör, 1979; Robertson and Dixon, 1984; Dercourt et al., 1986; Gealey, 1988; Anastasakis and Kelling, 1991; Robertson et al., 1991). Στο κατώτερο Μεσοζωϊκό έλαβε χώρα ένα σημαντικό γεγονός, η διάνοιξη του Ατλαντικού Ωκεανού, η οποία δημιούργησε μια αριστερόστροφη διατμητική τάση κατά μήκος των βορείων περιθωρίων της Αφρικανικής πλάκας, καθώς η Αφρική κινήθηκε Ανατολικά σε σχέση με την πλάκα της Ευρασίας. Αυτό είχε ως αποτέλεσμα να σχηματιστεί ο ωκεανός της Νεοτηθύος, καθώς και ζώνες καταβύθισης, οι οποίες χαρακτηρίζουν μεγάλο μέρος του Μεσοζωϊκού στην περιοχή της Ανατολικής Μεσογείου. Καθώς η διάνοιξη του Ατλαντικού επεκτεινόταν βορειότερα στο Βόρειο Ατλαντικό και την Αρκτική, η σχετική κίνηση των δύο πλακών έγινε πιο συγκλίνουσα και οι περιφερειακές πιέσεις κατά μήκος του περιθωρίου της Αφρικανικής πλάκας έγιναν πιο (transpressive=πλάγια συμπίεση) πλαγιοσυμπιεστικές. Τρία άλλα παγκόσμιας κλίμακας τεκτονικά γεγονότα, έχουν επηρεάσει σημαντικά την Ανατολική Μεσόγειο. Αρχικά, η σύγκρουση της Ινδικής πλάκας με την Ευρασία στο Ηώκαινο, αύξησε την αριστερόστροφη κίνηση της Ευρασίας σε σχέση με την Αφρική, δεύτερον, πριν από 92 εκατ. χρόνια περίπου, άρχισε να ανοίγει ο Νότιος Ατλαντικός Ωκεανός, με αποτέλεσμα η Αφρικανική Πλάκα να κινηθεί βορειότερα και τρίτον, ο διαχωρισμός της Αραβικής από την Αφρικανική πλάκα κατά μήκος του ρήγματος μετασχηματισμού της Νεκρής Θάλασσας το Μειόκαινο, προκάλεσε προς βορρά σύγκρουση της Αραβικής πλάκας, προπάντων με την μικροπλάκα της Ανατολίας. Αυτό το γεγονός 31

32 προκάλεσε την έναρξη της κίνησης της μικροπλάκας αυτής προς τα δυτικά (Harrison et al., 2004). Λόγω της πολυπλοκότητας της αλληλεπίδρασης των πλακών, υπάρχουν δύο διαφορετικά σενάρια για το τεκτονικό καθεστώς της Κύπρου. Το ένα σενάριο αφορά την ύπαρξη ζώνης καταβύθισης, που συχνά αναφέρεται και ως Κυπριακό Τόξο, μεταξύ του υποθαλάσσιου βουνού Ερατοσθένη και των νότιων ακτών της Κύπρου (Εικ.1.11). Η καταβύθιση αυτή υπήρξε η κύρια κινητήρια δύναμη πίσω από την ανύψωση του νησιού από το Μειόκαινο (Gass and Masson-Smith, 1963; Woodside, 1977; Kempler and Ben-Avraham, 1987; Robertson, 1990; Robertson et al., 1994, 1995 a,b; Garfunkel, 1998; Robertson, 2000). Εικ. 1.11: Μοντέλο Ζώνης Καταβύθισης (Robertson et al., 1995). Ομάδες πρόσφατης συγκεντρωμένης σεισμικότητας έχουν καταγραφεί μεταξύ του υποθαλάσσιου βουνού του Ερατοσθένη και της Κύπρου (Jackson and McKenzie, 1988; Ambraseys and Adams, 1993; Makris et al., 2000). Υπάρχουν, ωστόσο, προβλήματα σχετικά με το μοντέλο της ζώνης καταβύθισης. Το κυριότερο είναι η απουσία ηφαιστειότητας, στην περιοχή της Κύπρου σε οποιαδήποτε στιγμή του 32

33 Καινοζωϊκού. Η απουσία ηφαιστειακού τόξου, αποκλείει την ύπαρξη μιας κλασικής ζώνης καταβύθισης νότια της Κύπρου (Harrison et al., 2004). Ένα άλλο πρόβλημα είναι η μη ξεκάθαρη παρουσία μίας ζώνης Benioff κάτω από την Κύπρο, με κλίση προς βορρά. Η καταγραφείσα σεισμικότητα εμφανίζεται κατά μήκος ΒΒΔ ΝΝΑ γραμμικών κατευθύνσεων (Makris et al., 2000), οι οποίες είναι σχεδόν κατακόρυφες (T. Algermissen and A. Rogers, personal commun., 2002) και οι μηχανισμοί γένεσης ρηχών (< 100 χιλ.) και μεγάλων σεισμών (Μ>5.0), καταδεικνύουν ένα μείγμα από διάφορους τύπους ρηγμάτων, αλλά υπερισχύουν τα ρήγματα οριζόντιας ολίσθησης (Arvidsson et al., 1998; Pinar and Kalafat, 1999; Makris et al., 2000). Επίσης, γεωφυσικές έρευνες που έγιναν στην περιοχή δείχνουν, ότι η Κύπρος υπέρκειται ενός ηπειρωτικού φλοιού 35 χιλιομέτρων περίπου, ο οποίος επεκτείνεται νοτιότερα κάτω από το υποθαλάσσιο βουνό του Ερατοσθένη. Με βάση γεωφυσικές έρευνες σεισμικής διάθλασης, φάνηκε η παρουσία 28 χιλιομέτρων περίπου ηπειρωτικού φλοιού κάτω από το υποθαλάσσιο βουνό Ερατοσθένης (Εικ. 1.12)(Makris et al., 1983; Makris and Stobbe, 1984; Aal et al., 2001; Ben-Avraham et al., 2002). Συνεπώς, η σημερινή τεκτονική κατάσταση αφορά αλληλοεπίδραση ηπειρωτικού με ηπειρωτικό φλοιό. Εικ.1.12: Γεωφυσικές διασκοπήσεις στην περιοχή της Ανατολικής Μεσογείου κατέδειξαν, ότι η Κύπρος και το υποθαλάσσιο βουνό του Ερατοσθένη νοτιότερα, υπόκεινται από περίπου 35 km και 28 km ηπειρωτικού φλοιού αντίστοιχα. Συνεπώς, το όριο των πλακών είναι επαφής ηπειρωτικού-ηπειρωτικού φλοιού (Aal et al., 2001). 33

34 Το δεύτερο σενάριο, αφορά την επικράτηση ρηγμάτων οριζόντιας ολίσθησης στην περιοχή και δεν υπάρχει κλασσική ζώνη καταβύθισης κάτω από την Κύπρο. Σύμφωνα με το Μακρή (2000) η περιοχή της συγκεντρωμένης σεισμικότητας ανάμεσα στην Κύπρο και το υποθαλάσσιο βουνό του Ερατοσθένη, είναι μέρος μίας αριστερόστροφης ρηξιγενούς ζώνης οριζόντιας ολίσθησης. Επίσης, οι Μακρής (2000) και Aal (2001) προτείνουν, ότι το νοτιότερο άκρο του υποθαλάσσιου βουνού του Ερατοσθένη οριοθετείται από αριστερόστροφα ρήγματα οριζόντιας ολίσθησης, η ύπαρξη των οποίων έχει αιτιολογηθεί από απεικόνιση σεισμικής αντανάκλασης τεκτονικών δομών, που έχουν χαρακτηριστικά ρηγμάτων οριζόντιας ολίσθησης από πλαγιοσυμπίεση νότια της Κύπρου (Vidal and Alvarez-Marron, 2000; Vidal et al., 2000; Aal et al., 2001). Μεγάλες αλλαγές στο τεκτονικό καθεστώς της περιοχής, που σχετίζονται με αλλαγές της σχετικής κίνησης της Αφρικανικής Πλάκας, εμφανίζονται στο Ανώτερο Μειόκαινο (~9 Ma) και στο Κατώτερο Πλειόκαινο (~5 Ma) (Harrison et al., 2004). Από το Ανώτερο Μειόκαινο, το τεκτονικό καθεστώς κυριαρχείται από παραμόρφωση συμπίεσης (contractional) και οριζόντιας ολίσθησης. Δε βρέθηκαν ενδείξεις μεγάλων παραμορφώσεων λόγω εφελκυσμού, όπως οπισθοτάφρος που προτάθηκε από τους McCallum και Robertson (1990), Robertson και άλλοι (1995) και Robertson (2000), στο βόρειο κομμάτι της Κύπρου σε καμία περίοδο του Ανώτερου Καινοζωϊκού (Harrison et al., 2003). Η χρονική περίοδος από τα 9 μέχρι τα 5 εκατομμύρια χρόνια κυριαρχείται από ρήγματα οριζόντιας ολίσθησης, λόγω πλάγιας συμπίεσης (transpressive), ενώ η περίοδος από 5 εκατομμύρια χρόνια μέχρι το Κατώτερο Πλειστόκαινο κυριαρχείται από έντονη συμπιεστική (contractional) παραμόρφωση, με διεύθυνση Βορρά Νότο (Harrison et al., 2004). Το τεκτονικό μοντέλο, με ρήγματα οριζόντιας ολίσθησης, είναι συμβατό με μία συμπιεστική κάμψη (restraining bend) και με δυνατότητα πολλαπλών συμπιεστικών κάμψεων, κατά μήκος ενός μεγάλου αριστερόστροφου ρηξιγενούς συστήματος, που βρίσκεται στα ανοικτά των νότιων και νοτιοανατολικών περιθωρίων της Κύπρου (Harrison et al., 2004). Η συμπιεστική κάμψη πιθανόν άρχισε, κατά τη διάρκεια της σημαντικής αλλαγής της κίνησης της Αφρικανικής πλάκας, πριν 9 εκατομμύρια χρόνια περίπου, αλλά έγινε πολύ πιο σημαντική μετά την αλλαγή της κίνησης πριν από περίπου 5 εκατομμύρια χρόνια, η οποία συνοδεύτηκε με ρήγματα οριζόντιας ολίσθησης σε ολόκληρη την περιοχή από την Ανατολική Μεσόγειο μέχρι την Μέση Ανατολή. Το μοντέλο αυτό φέρνει μαζί πολλά από τα τεκτονικά χαρακτηριστικά, που έχουν παρατηρηθεί πάνω και γύρω από τον Κυπριακό χώρο μέσα σε ένα ενιαίο και σταθερό τεκτονικό πλαίσιο, συμπεριλαμβανομένου της ανύψωσης της Κύπρου και του υποθαλάσσιου βουνού 34

35 του Ερατοσθένη δίπλα στη συμπιεστική κάμψη. Επίσης, συνάδει και με την απουσία μαγματικής δραστηριότητας στην Κύπρο καθ όλη τη διάρκεια του Ανώτερου Καινοζωϊκού, την εμφανή απουσία μίας ζώνης Benioff κάτω από την Κύπρο, των βορειοανατολικών και βορειοδυτικών διευθύνσεων επίμηκων ζωνών σεισμικότητας στην επιφάνεια της Κύπρου, το ευρύ φάσμα των μηχανισμών γένεσης (κυρίως ρήγματα οριζόντιας ολίσθησης), που έχουν αναφερθεί για την περιοχή νότια και νοτιοανατολικά της Κύπρου και η αφθονία τεκτονικών δομών οριζόντιας ολίσθησης, που έχουν προσδιορισθεί από γεωφυσικές μεθόδους στον παράκτιο χώρο (Harrison et al., 2004). Εικ. 1.13: Τεκτονικό Μοντέλο περιοχής Ανατολικής Μεσογείου (από Vidal et al. (2000); Mascle et al. (2000); Robertson et al. (1995a); Robertson and Grasso (1995); Garfunkel (1998); Glover and Robertson (1998) and Aal et al.(2001)). Τα μεγάλα τοξά αντιπροσωπεύουν τη σχετική κίνηση μεταξύ των πλακών (after Jackson and McKenzie, 1988; McClusky et al. (2000)). Οι παχιές διακεκομμένες γραμμές είναι περίπου τα όρια μεταξύ Ωκεάνιου (Ο) και Ηπειρωτικού (C) φλοιού (after Dolson et al., 2002 and Ben-Avraham et al., 2002). Ηπειρωτικός φλοιός υπόκειται του υποθαλάσσιου βουνού του Ερατοσθένη (ES) (Aal et al., 2001). Τα μαύρα τρίγωνα αντιπροσωπεύουν το Ελληνικό τόξο, ενώ τα λευκά τρίγωνα αντιπροσωπεύουν περιοχές συμπίεσης, χωρίς να συνοδεύονται από μαγματισμό (Harrison et al., 2004, 2008). 35

36 Η σύγκρουση του υποθαλάσσιου βουνού του Ερατοσθένη, με το νότιο περιθώριο της Κύπρου στο Κατώτερο Πλειστόκαινο (Robertson, 2000), οδήγησε σε επιτάχυνση της ανύψωσης και σε αλλαγή του τεκτονικού καθεστώτος. Από εκείνη τη χρονική περίοδο μέχρι σήμερα οι κύριες τεκτονικές δομές, που κυριαρχούν είναι ρήγματα οριζόντιας ολίσθησης κατά μήκος βορειοδυτικών και βορειοανατολικών τάσεων και με δευτερεύοντα ρήγματα επώθησης με διεύθυνση Ανατολή Δύση (Harrison et al., 2004). Επίσης, τα πρόσφατα αποτελέσματα του Παγκόσμιου Συστήματος Θεσιθεσίας (GPS), που δείχνουν την Κύπρο να κινείται προς τα δυτικά, κάθετα ως προς την κίνηση της Αφρικανικής πλάκας, είναι επίσης συμβατά με το πιο πάνω τεκτονικό μοντέλο (Harrison et al., 2004). Η Κύπρος φαίνεται να συμπιέζεται προς τα δυτικά, μέσω ρηγμάτων οριζόντιας ολίσθησης, παρόμοια με την κίνηση διαφυγής της πλάκας της Ανατολίας (Εικ. 1.13) Το Πλειο-Πλειστόκαινο της Κύπρου Οι ιζηματογενείς ακολουθίες του αυτόχθονου ιζηματογενούς καλύμματος του Οφιολιθικού Συμπλέγματος Τροόδους, έχουν αποτεθεί από το Ανώτερο Κρητιδικό μέχρι και το Τεταρτογενές. Το όριο Μειοκαίνου-Πλειοκαίνου, σηματοδοτείται από την αλλαγή της σχετικής κίνησης μεταξύ των πλακών της Αφρικής και της Ευρασίας, με αποτέλεσμα τη διάνοιξη των στενών του Γιβραλτάρ και τον κατακλυσμό της Μεσογείου από τα νερά του Ατλαντικού Ωκεανού. Το γεγονός αυτό, σηματοδοτεί το τέλος της Κρίσης Αλατότητας του Μεσσηνίου και της απόθεσης γύψων, γυψούχων μαργών και βιοφάσεων Lago-Mare (σε περιβάλλοντα με υφάλμυρα και γλυκά ύδατα στο ανώτερο διάστημα του Μεσσηνίου) (Rouchy et al., 2001) του Σχηματισμού Καλαβασού (Εικ.1.14) και την έναρξη ενός νέου κύκλου ιζηματογένεσης. Η περίοδος του Πλειοκαίνου-Μέσου Πλειστοκαίνου καλύπτεται από τον Σχηματισμό Λευκωσίας, ο οποίος εμφανίζεται τόσο βόρεια όσο και νότια της οροσειράς του Τροόδους (Εικ. 1.14). Η ευρύτερη περιοχή της λεκάνης της Κεντρικής Μεσαορίας, αποτελεί την τυπική τοποθεσία του σχηματισμού, ο οποίος πήρε το όνομα του, από το όνομα της πόλης της Λευκωσίας. Ο σχηματισμός στην πλήρη ανάπτυξη του έχει συνολικό πάχος 900 μέτρων περίπου, αλλά το μεγαλύτερο πάχος, στο οποίο συναντάται είναι 500 m περίπου σε γεωτρήσεις στην περιοχή της Δυτικής και Ανατολικής Μεσαορίας. 36

37 Εικ.1.14: Στρωματογραφική Κολώνα και χάρτης των Πλειο-Πλειστοκαινικών αποθέσεων του Σχηματισμού Λευκωσίας (κόκκινο χρώμα)( ετοιμάστηκε από Ε. Τσιολάκη με στοιχεία Τμήματος Γεωλογικής Επισκόπησης). 37

38 Η έναρξη του νέου κύκλου ιζηματογένεσης στη Μεσόγειο Θάλασσα, συμπίπτει με τον ταχύ κατακλυσμό της λεκάνης, με θαλάσσιο νερό (Cita, 1975b; Rouchy et al., 2001) και την έναρξη απόθεσης του Σχηματισμού Λευκωσίας στην περιοχή της Κύπρου. Πάνω από τα ιζήματα του Σχηματισμού Καλαβασού αποτέθηκαν ιζήματα, που χαρακτηρίζουν τη μετάβαση Μεσσηνίου Πλειοκαίνου. Τα ιζήματα αυτά χαρακτηρίζονται από μία πολύ γρήγορη αλλαγή των περιβαλλοντικών συνθηκών, με απότομες διακυμάνσεις στη λιθολογία και στις συγκεντρώσεις των τρηματοφόρων. Εικ.1.15: Πλειοκαινικές μάργες του Σχηματισμού Λευκωσίας υπέρκεινται Lago-Mare φάσεων, με εναλλαγές κροκαλοπαγών, ασβεστιτικών ψαμμιτών και παλαιοεδαφών στην περιοχή Πισσουρίου (φωτ. από Ε. Τσιολάκη). Συγκεκριμένα, πάνω από τις βιοφάσεις Lago-Mare (Εικ.1.15) ή απευθείας πάνω στους γύψους του Σχηματισμού της Καλαβασού ή στις μάργες και κρητίδες του Σχηματισμού της Πάχνας, αποτέθηκαν διαφόρων χρωμάτων μάργες (άσπρες, μπεζ έως ανοικτού γκρίζου), οι οποίες ανήκουν στο Μέλος των Μαργών του Σχηματισμού Λευκωσίας. Οι μάργες αυτές είναι πλούσιες σε μεγάλα τρηματοφόρα, κυρίως επιπελαγικών συγκεντρώσεων (G. trilobus, G. obliquus και G. sacculifer) (Orszag- Sperber et al., 1989) και επικαλύπτουν τα ιζήματα του Μεσσηνίου με μία απότομη επαφή (Εικ. 1.14, 1.15). Τα τρηματοφόρα αυτά υποδεικνύουν ρηχό θαλάσσιο περιβάλλον, αλλά λόγω απουσίας στρωματογραφικών δεικτών, οι μάργες αυτές θεωρούνται ως μεταβατικό στάδιο. Τοπικά στη βάση του Πλειοκαίνου, κάτω από τις μάργες, εμφανίζεται ένα κροκαλοπαγές βάσης, που αποτελείται κυρίως από 38

39 οφιολιθικής προέλευσης χονδρόκοκκους άμμους, χαλίκια, κροκάλες και παιπάλες, μέσα σε μία λεπτόκοκκη κύρια μάζα (Εικ. 1.14, 1.16). Εικ.1.16: Κροκαλοπαγές Βάσης του Σχηματισμού Λευκωσίας στην περιοχή του χωριού Πολιτικό στην Μεσαορία (φωτ. από Ε. Τσιολάκη). Ακολούθως, εναποτέθηκαν κυρίως ασβεστούχες ροδόχροες μάργες, πολύ πλούσιες σε πελαγικά τρηματοφόρα. Το ροζ χρώμα πιθανόν να οφείλεται σε οξείδια του σιδήρου, που προήλθαν από τη διάβρωση-απόπλυση των ιζημάτων των βιοφάσεων Lago-Mare κατά την ανύψωση της στάθμης της θάλασσας, μετά τη διάνοιξη των στενών του Γιβραλτάρ και τον κατακλυσμό της Μεσογείου με τα νερά του Ατλαντικού Ωκεανού. Πάνω από τις ροδόχροες μάργες κατά τόπους, εναποτέθηκαν τοπικά σημαντικού πάχους (Πισσούρι, Λάρνακα, Λύμπια) ρυθμικοί κύκλοι θαλάσσιων ιζημάτων από εναλλασσόμενα στρώματα γκρίζων, μπεζ έως ανοικτού άσπρου χρώματος ομοιογενών μαργών, με σκούρου καστανού χρώματος ελασματοειδών σαπροπηλιτικών στρωμάτων (Εικ.1.17). Οι μάργες αυτές προς τα πάνω μεταπίπτουν σε γκρίζες έως γκριζοπράσινες συμπαγείς μάργες, στρωσιγενείς μάργες, ιλυώδεις μάργες και αμμώδεις απολιθωματοφόρες μάργες, πάχους μέχρι μερικών εκατοντάδων μέτρων, οι οποίες έχουν την μεγαλύτερη τους ανάπτυξη στην περιοχή της Μεσαορίας και της Λάρνακας. 39

40 Εικ.1.17: Εναλλαγές γκρίζων μαργών με σκούρους καστανούς ελασματοειδείς σαπροπηλούς στην περιοχή του Πισσουρίου (φωτ. από Ε. Τσιολάκη). Εικ. 1.18: Κίτρινες αμμούχες μάργες με μακροαπολιθώματα από την περιοχή Εσσοβούγιες-Εξωβούγιες (φωτ. από Ε. Τσιολάκη). Οι αμμώδεις απολιθωματοφόρες μάργες προς τα πάνω μεταπίπτουν σε κίτρινες έως κιτρινοκάστανες αμμούχες μάργες, πλούσιες σε τρηματοφόρα και μακροαπολιθώματα. Στο ανώτερο τμήμα τους παρατηρούνται εναλλασσόμενες στρώσεις αμμούχων μαργών και μαργαϊκών άμμων, πολύ πλούσιων σε μακροαπολιθώματα (Εικ.1.18). 40

41 Σε ορισμένες περιοχές της κεντρικής Μεσαορίας, μέσα στους ανώτερους ορίζοντες των μαργαϊκών άμμων, είναι εντυπωσιακή η παρουσία μεγάλου αριθμού οστράκων διθύρων, γαστερόποδων, σκαφόποδων, θυσανόποδων κ.α.. Πρόκειται για θανατοκοινωνίες που προέκυψαν από τον ομαδικό θάνατο της βιοκοινωνίας των μαλακίων και θυσανόποδων, από την απότομη αλλαγή της αλατότητας και της περιεκτικότητας του θαλάσσιου νερού σε οξυγόνο, της μετατροπής του σε υφάλμυρο, κυρίως σε περιοχές κοντά σε δέλτα ποταμών, ως αποτέλεσμα της εισροής μεγάλων ποσοτήτων γλυκού νερού στη θαλάσσια λεκάνη, λόγω έντονων βροχοπτώσεων αλλά και της ανύψωσης της Κύπρου (Εικ. 1.19). Εικ. 1.19: Απολιθωματοφόροι ορίζοντες στο φαράγγι της Κακκαρίστρας στη λεκάνη της Μεσαορίας (φωτ. από Ε. Τσιολάκη). Οι κίτρινες έως κιτρινοκάστανες αμμούχες μάργες προς τα πάνω ενδιαστρώνονται, με ιζήματα αβαθούς θάλασσας των Μελών Κεφαλές, Λιθικού Άμμου, Αθαλάσσας και Ασπροπάμπουλου, που ανήκουν στον Σχηματισμό Λευκωσίας και κάθε ένα από αυτά αντιπροσωπεύει διαφορετικό περιβάλλον απόθεσης. Το Μέλος Κεφαλές αποτελείται από δελταϊκές αποθέσεις χαλίκων, κροκαλών και παιπαλών με ενδιάμεσα στρώματα λεπτόκοκκων έως χονδρόκοκκων άμμων (Εικ.1.14). Το υλικό είναι κυρίως οφιολιθικής προέλευσης και σε μικρότερο ποσοστό από το ιζηματογενές κάλυμμα του Τροόδους, με παρουσία μακροαπολιθωμάτων και χερσογενών απολιθωμένων φυτών. Οι δελταϊκές αποθέσεις εμφανίζουν τόσο 41

42 Gilbert-type ακολουθίες κοντά στο δέλτα των ποταμών, με παρουσία στρώσεων χονδρόκοκκων κλαστικών υλικών με μεγάλη κλίση, στην εμπρόσθια όψη ενός προελαύνοντα δέλτα, σε υψηλής ενέργειας περιβάλλοντα, όσο και ως υποθαλάσσιες ροές κορημάτων κατά μήκος υποθαλάσσιων ρευμάτων, τα οποία εκτείνονται από τα δέλτα των ποταμών προς το κέντρο των θαλάσσιων λεκανών (Εικ.1.20). Εικ.1.20: Υποθαλάσσιες ροές χονδρόκοκκου κλαστικού υλικού του Μέλους Κεφαλές στην περιοχή της Κεντρικής Μεσαορίας (φωτ. από Ε. Τσιολάκη) Το Μέλος του Λιθικού Άμμου αποτελείται κυρίως από άμμους, που περιλαμβάνουν θραύσματα πετρωμάτων κυρίως οφιολιθικής προέλευσης και σε πολύ μικρό ποσοστό από αμμώδεις μάργες και ψαμμίτες (Εικ.1.14). Θεωρείται περιβάλλον χαμηλής ενέργειας χρονικά αντίστοιχο του Μέλους Κεφαλές. Το Μέλος Αθαλάσσας αποτελείται από παλιρροιακές έως υπο-παλιρροιακές παράκτιες αποθέσεις κρηπιδώματος (offshore bar deposits) παράλληλου προς την ακτή, όπως βιοκλαστικούς ασβεστιτικούς ψαμμίτες και ασβεστορουδίτες, με στρώσεις μεγάλης κλίσης (fore sets) καθώς και σταυρωτή στρώση και επίπεδη σταυρωτή στρώση (Εικ.1.14, 1.21). Προς τα πάνω, το Μέλος Αθαλάσσας μεταπίπτει σε ενδοπαλιρροιακές ελασματοειδείς στρώσεις από βιοκλαστικό ασβεστιτικό ψαμμίτη και ασβεστολουτίτη, με μικρής κλίμακας σταυρωτή στρώση. 42

43 Εικ.1.21: Ασβεστιτικός ψαμμίτης του Μέλους Αθαλάσσα με σταυρωτή στρώση (διεύθυνση Β073 ο -86 ο Α) στην περιοχή Αγίου Σοζώμενου της επαρχίας Λευκωσίας. Στη φωτογραφία φαίνεται ξεκάθαρα η βαθμιαία μετάβαση από τις υποκείμενες γκρίζες μάργες, μέσω μίας μεταβατικής ζώνης συνεχών εναλλαγών κίτρινων αμμούχων μαργών και ασβεστιτικών ψαμμιτών προς στους ασβεστιτικούς ψαμμίτες στην κορυφή της τομής (φωτ. από Ε. Τσιολάκη). Το Μέλος Ασπροπάμπουλος του Σχηματισμού Λευκωσίας, περιορίζεται σε μία μικρής έκτασης εμφάνιση λίγων εκταρίων γύρω από κωνικό λόφο, νότια της περιοχής του Δήμου Λατσιών. Το Μέλος Ασπροπάμπουλος είναι ένας σχεδόν καθαρός λεπτόκοκκος ωόλιθος, με επίπεδη σταυρωτή στρώση με διεύθυνση προς τα νοτιοανατολικά και νοτιοδυτικά (Εικ. 1.14, 1.22). Ο ωόλιθος αποτέθηκε από θαλάσσια ρεύματα, με διεύθυνση προς τη ξηρά, παρόμοια με αυτή των εμφανίσεων του Μέλους Αθαλάσσας. Οι αποθέσεις των μελών του Σχηματισμού Λευκωσίας αναπτύσσονται σταδιακά από τις υποκείμενες μάργες με συνεχείς εναλλαγές λεπτοστρωματωδών αμμούχων μαργών, μαργαϊκών άμμων και ψαμμιτών. Το γεγονός αυτό, αντανακλά τη σταδιακή ανύψωση της Κύπρου και τη συνεχή μείωση του βάθους των θαλάσσιων λεκανών γύρω από αυτή, καθώς και τη διακύμανση της στάθμης της θάλασσας κατά τις παγετώδεις και μεσοπαγετώδεις περιόδους. 43

44 Εικ.1.22: Ωολιθικός Άμμος του Μέλους Ασπροπάμπουλου. Το συμπαγές πέτρωμα στα αριστερά είναι ο λεπτόκοκκος με σταυρωτή-στρώση ωόλιθος. Το ίζημα στα δεξιά είναι κολλουβιακές αποθέσεις του ωολιθικού άμμου (photo from project Seismic hazard and risk assessment of greater Nicosia area ). 44

45 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2 ΛΙΘΟΣΤΡΩΜΑΤΟΓΡΑΦΙΑ ΠΕΡΙΟΧΗΣ ΕΡΕΥΝΑΣ ΚΑΙ ΜΕΘΟΔΟI ΑΝΑΛΥΣΗΣ 2.1. Λιθοστρωματογραφία Για την παρούσα έρευνα επιλέχθηκαν η γεωλογική τομή Εσσοβούγιες-Εξωβούγιες στις παρυφές των λεκανών Μεσαορίας και Λάρνακας και η πυρηνοληπτική γεώτρηση ΜΠ7 νότια της οροσειράς του Τροόδους στην περιοχή της Πάφου (Εικ.2.1). Εικ.2.1: Γεωλογικός χάρτης της Κύπρου με τις θέσεις της τομής Εσσο-Εξωβούγιες και του πυρήνα ΜΠ7, οι οποίες βρίσκονται βορειοανατολικά και νοτιοδυτικά του Τροόδους αντίστοιχα (ετοιμάστηκε από Ε. Τσιολάκη με στοιχεία Τμήματος Γεωλογικής Επισκόπησης). 45

46 Λιθολογία Τομής Εσσοβούγιες-Εξωβούγιες Η τομή Εσσοβούγιες-Εξωβούγιες βρίσκεται 4 χιλιόμετρα ανατολικά της κοινότητας Λυμπιών, στα όρια των επαρχιών Λευκωσίας και Λάρνακας (WGS 84, E546438, N ). Είναι η μοναδική θέση στην περιοχή, όπου συναντώνται ιζήματα της Πλειο-Πλειστοκαινικής περιόδου, πάχους 90 μέτρων περίπου, κατά μήκος δύο μικρών τραπεζοειδών λόφων, τις Εσσοβούγιες και Εξωβούγιες (Εικ.2.2). Πρόκειται για μία σύνθετη τομή, η οποία αποτελείται από έξι μικρότερα τμήματα, μερικώς αλληλεπικαλυπτόμενα στρωματογραφικά. Τα τμήματα αυτά είναι τα Site1, Site1A, Site1AΒ, Site1B, Site1Γ και Site1Δ (Εικ.2.3, 2.4). Εικ.2.2: Γεωλογικός χάρτης της περιοχής της τομής Εσσοβούγιες-Εξωβούγιες, η οποία βρίσκεται στις παρυφές των λεκανών Μεσαορίας (βόρεια-βορειοδυτικά) και Λάρνακας (νοτιοανατολικά) (κάτω) και φωτογραφία με τους δύο τραπεζοειδείς λόφους Εσσοβούγιες (αριστερά) και Εξωβούγιες (δεξιά) (πάνω) (ετοιμάστηκε από Ε. Τσιολάκη με στοιχεία Τμήματος Γεωλογικής Επισκόπησης). 46

47 Εικ.2.3: Σύνθετη στρωματογραφική στήλη, στην οποία φαίνονται όλα τα επί μέρους τμήματα της τομής Εσσοβούγιες-Εξωβούγιες. 47

48 Εικ.2.4: Θέσεις τμημάτων τομής Εξωβούγιες.Το τμήμα Site 1 (πάνω) βρίσκεται νότια του λόφου, ενώ τα τμήματα Site 1Α, Site 1ΑΒ, Site 1Β, Site 1Γ και Site 1Δ στην βόρεια πλευρά του. Οι φωτογραφίες λήφθηκαν με προσανατολισμό Βορρά-Νότο (φωτ. από Ε. Τσιολάκη). Τα ιζήματα της τομής αποτέθηκαν στα όρια δύο θαλάσσιων λεκανών της Πλειο- Πλειστοκαινικής περιόδου, της Μεσαορίας βόρεια και της Λάρνακας νότια και επικάθονται με σαφή ασυμφωνία πάνω σε μικρού πάχους γκρίζες ελασματοειδείς μάργες και λευκές γυψούχες μάργες του Μεσσηνίου, που ανήκουν στον Σχηματισμό Καλαβασού. Τα ιζήματα αυτά που αποτέθηκαν κατά την περίοδο της Κρίσης Αλατότητας του Μεσσηνίου υπέρκεινται των κρητίδων, μαργαϊκών κρητίδων και μαργών των ανώτερων οριζόντων του Σχηματισμού Πάχνας (Μειόκαινο). Πάνω από τις στείρες από απολιθώματα γκρίζες ελασματοειδείς μάργες του Μεσσηνίου, 48

49 επικάθονται ροδόχροου χρώματος, πολύ πλούσιες σε τρηματοφόρα, συμπαγείς μάργες του Κατώτερου Πλειοκαίνου, πάχους 3 m (Εικ.2.5). Η επαφή τους είναι πολύ χαρακτηριστική και ευδιάκριτη. Εικ.2.5: Στρωματογραφική κολώνα του τμήματος Site 1, στην οποία εμφανίζονται οι κατώτερες ελασματοειδείς μάργες του Μεσσηνίου και οι υπερκείμενες ροδόχροες και καστανόχροες μάργες του Πλειοκαίνου. Στην αριστερή πλευρά της κολώνας εμφανίζονται τα υψόμετρα και οι θέσεις των δειγμάτων που συλλέχθηκαν (φωτ. από Ε. Τσιολάκη). Προς τα πάνω οι ροδόχροες μάργες μεταπίπτουν σε καστανόχροες μάργες, το πάχος των οποίων δεν έγινε κατορθωτό να υπολογιστεί. Εν συνεχεία, ακολουθούν επαναλαμβανόμενοι ρυθμικοί ιζηματογενείς κύκλοι αποτελούμενοι από κίτρινες έως ελαφρώς γκρίζες ομοιογενείς μάργες πλούσιες σε πλαγκτονικά τρηματοφόρα με σκούρα έως ανοικτού χρώματος καστανές ελασματοειδείς μάργες πλούσιες σε οργανική ύλη (σαπροπηλητικά), πάχους 5 50 cm για διάστημα 22 m περίπου (Εικ.2.6 α & β). Η δειγματοληψία στα στρώματα αυτά ήταν συνεχής (τμήματα Site1A, Site1AΒ και Site1B), με αλληλοεπικάλυψη μεταξύ των διαφόρων τμημάτων για την αποφυγή οποιουδήποτε στρωματογραφικού κενού. 49

50 Εικ.2.6α: Εναλλαγές γκρίζων έως κίτρινων ομοιογενών μαργών με καστανές ελασματοειδείς μάργες των τμημάτων Site 1ΑΒ & 1Β. Στην αριστερή πλευρά στη στρωματογραφική κολώνα εμφανίζονται τα υψόμετρα και οι θέσεις των δειγμάτων που συλλέχθηκαν (φωτ. από Ε. Τσιολάκη). 50

51 Εικ.2.6β: Εναλλαγές γκρίζων έως κίτρινων ομοιογενών μαργών με καστανές ελασματοειδείς μάργες του τμήματος Site 1Α (φωτ. από Ε. Τσιολάκη). Πάνω από τους ρυθμικά επαναλαμβανόμενους ιζηματογενείς κύκλους, αποτέθηκαν ανοικτοκάστανου έως κίτρινου χρώματος αμμώδεις μάργες πάχους 1,5 m, πολύ πλούσιες σε μακροαπολιθώματα διθύρων, όπως Chlamys, Ostrea, Ammusium, Pseudammusium κ.α. καθώς και εκμαγεία γαστερόποδων του τμήματος Site 1Γ (Εικ.2.7). Εικ.2.7: Απολιθωματοφόρα κίτρινη έως ανοικτού καστανού χρώματος αμμώδη μάργα με ορίζοντες μακροαπολιθωμάτων διθύρων και γαστεροπόδων του Site 1Γ (φωτ. από Ε. Τσιολάκη). 51

52 Εικ.2.8: Στρωματογραφική κολώνα του τμήματος Site 1Δ πάχους. Στην αριστερή πλευρά στη στρωματογραφική κολώνα εμφανίζονται τα υψόμετρα και οι θέσεις των δειγμάτων που συλλέχθηκαν (φωτ. από Ε. Τσιολάκη). Πάνω από τις αμμώδεις μάργες του τμήματος Site 1Γ αποτέθηκαν τα ιζήματα του τμήματος Site 1Δ (Εικ.2.8). Στη βάση του τμήματος εμφανίζονται καστανού χρώματος παχυστρωματώδεις ομοιογενείς μάργες πάχους 10 m περίπου, πλούσιες σε μικροαπολιθώματα (Εικ.2.8). Εν συνεχεία, πάνω από τις μάργες αυτές αποτέθηκαν εκ νέου ανοικτοκάστανου, κίτρινου έως ελαφρώς γκρίζου χρώματος αμμώδεις μάργες με παρουσία απολιθωματοφόρων οριζόντων στην κορυφή τους, πλούσιους σε μακροαπολιθώματα διθύρων, όπως Pecten, Chlamys, Ammusium, Pseudammusium, Terebratula κ.α., γαστερόποδων και σκαφόποδων (Ditrupa) (Εικ.2.9, 2.10). Πάνω από τις αμμώδεις μάργες εμφανίζεται ελαφρώς κίτρινος συνεκτικός λεπτόκοκκος μαργαϊκός άμμος πλούσιος σε μακροαπολιθώματα διθύρων (Ostrea και Chlamys) και σκαφόποδων (Ditrupa) (Εικ.2.11). Ακολούθως αποτέθηκαν 52

53 εκ νέου ανοικτού κίτρινου έως γκρίζου χρώματος συνεκτικές αμμώδεις μάργες πλούσιες σε μακροαπολιθώματα διθύρων (Pecten, Chlamys). Παρατηρείται δηλαδή προς τα πάνω μία σταδιακή αύξηση του κλαστικού αμμώδους υλικού πριν την απόθεση των ασβεστιτικών ψαμμιτών στην κορυφή της τομής. Το συνολικό πάχος των ιζήματων αυτών είναι 37 m περίπου. Εικ.2.9: Ομοιογενείς καστανές, κίτρινες και γκρίζες μάργες του τμήματος Site 1Δ. Στην αριστερή πλευρά στη στρωματογραφική κολώνα εμφανίζονται τα υψόμετρα και οι θέσεις των δειγμάτων που συλλέχθηκαν (φωτ. από Ε. Τσιολάκη). 6 cm 5 cm 6 cm Εικ.2.10: Απολιθωματοφόροι ορίζοντες μέσα στις καστανές έως κίτρινες αμμώδεις μάργες του τμήματος Site 1Δ. Στην αριστερή πλευρά στη στρωματογραφική κολώνα εμφανίζονται τα υψόμετρα και οι θέσεις των δειγμάτων που συλλέχθηκαν (φωτ. από Ε. Τσιολάκη). 53

54 Εικ.2.11: Απολιθωματοφόροι κίτρινοι μαργαϊκοί άμμοι του τμήματος Site 1Δ. Στην αριστερή πλευρά στη στρωματογραφική κολώνα εμφανίζονται τα υψόμετρα και οι θέσεις των δειγμάτων που συλλέχθηκαν (φωτ. από Ε. Τσιολάκη). Εικ.2.12: Ασβεστιτικοί ψαμμίτες στα ανώτερα στρωματογραφικά επίπεδα του τμήματος Site 1Δ. Στην αριστερή πλευρά στη στρωματογραφική κολώνα εμφανίζονται τα υψόμετρα και οι θέσεις των δειγμάτων που συλλέχθηκαν (φωτ. από Ε. Τσιολάκη). Τέλος, στην κορυφή εμφανίζεται κίτρινος συμπαγής λεπτόκοκκος έως χονδρόκοκκος βιοκλαστικός ασβεστιτικός ψαμμίτης, του μέλους Αθαλάσσας πάχους 8 m περίπου (Εικ.2.12). 54

55 Λιθολογία Πυρηνοληπτικής γεώτρησης ΜΠ7 Η πυρηνοληπτική γεώτρηση ΜΠ7 βρίσκεται στον χώρο στάθμευσης του λιμανιού στην Κάτω Πάφο (WGS 84, E446112, N ) (Εικ.2.13) και έχει διατρυπήσει ιζήματα πάχους 191 m. Τα ιζήματα του Πλειο-Πλειστοκαίνου έχουν πάχος 130 m περίπου και επικάθονται με σαφή ασυμφωνία πάνω σε ιζήματα του Ανώτερου Μειοκαίνου πάχους μόνο 3 m, καθώς απουσιάζουν παντελώς αφ ενός τα ιζήματα του Κατώτερου και Μέσου Μειοκαίνου του Σχηματισμού Πάχνας και αφ ετέρου τα γυψούχα ιζήματα του Σχηματισμού Καλαβασού, που χαρακτηρίζουν την Κρίση Αλατότητας του Μεσσηνίου (Εικ.2.14). Πάνω από τα ιζήματα του Ανώτερου Μειοκαίνου αποτέθηκε μία λευκή έως ανοικτού γκρίζου χρώματος συμπαγής ασβεστούχα μάργα πάχους 1,30 m, πλούσια σε μεγάλα τρηματοφόρα κυρίως επιπελαγικών συγκεντρώσεων (G. obliquus). Προς τα πάνω ακολουθεί ροδόχροα σκληρή συμπαγής μάργα, πλούσια σε μεγάλα πλαγκτονικά τρηματοφόρα, πάχους 16,40 m, με μικρού πάχους ενστρώσεις καστανόχροων μαργών από τα 123,50 m μέχρι τα 125,50 m βάθος (Εικ.2.14). Εν συνεχεία πάνω από τη ροδόχροα μάργα επικάθεται σκούρου γκρίζου έως μπλε χρώματος ομοιογενής μάργα, πάχους 99,35 m, πάνω από την οποία επικάθεται κίτρινη ομοιογενής μάργα πάχους 6,95 m. Τέλος, πάνω από τις κίτρινες μάργες επικάθεται κίτρινου χρώματος μεσόκοκκος έως χονδρόκοκκος βιοκλαστικός ασβεστιτικός ψαμμίτης του μέλους Αθαλάσσας, πάχους 4 m περίπου. Εικ.2.13: Γεωλογικός Χάρτης της ευρύτερης περιοχής Πάφου, στον οποίο φαίνεται η θέση της πυρηνοληπτικής γεώτρησης ΜΠ7 (ετοιμάστηκε από Ε. Τσιολάκη με στοιχεία Τμήματος Γεωλογικής Επισκόπησης. Μικρός χάρτης από Drinia et al., 2013). 55

56 Εικ.2.14: Στρωματογραφική κολώνα πυρηνοληπτικής γεώτρησης ΜΠ7. 56

57 2.2. Μέθοδοι ανάλυσης Μικροπαλαιοντολογικές αναλύσεις Για τη διεξαγωγή των μικροπαλαιοντολογικών αναλύσεων των πλαγκτονικών και βενθονικών τρηματοφόρων συλλέχθηκαν συνολικά 111 δείγματα από την τομή Εσσοβούγιες-Εξωβούγιες (Εικ.2.3) και 235 δείγματα από τον πυρήνα ΜΠ7 (Εικ.2.14). Κατά την μικροπαλαιοντολογική ανάλυση των πλαγκτονικών τρηματοφόρων αναγνωρίστηκαν 50 περίπου διαφορετικά είδη, τα οποία μας βοήθησαν στην αναγνώριση μίας σειράς βιοσυμβάντων για τη βιοστρωματογραφική και χρονοστρωματογραφική διάρθρωση των δύο υπό μελέτη ιζηματογενών ακολουθιών του Πλειο-Πλειστοκαίνου. Κατά την μικροπαλαιοντολογική ανάλυση των βενθονικών τρηματοφόρων αναγνωρίστηκαν περίπου 300 είδη, τα οποία μας βοήθησαν στην εκτίμηση του παλαιοπεριβάλλοντος των δύο υπό μελέτη ιζηματογενών ακολουθιών Προετοιμασία και επεξεργασία δειγμάτων Από κάθε δείγμα πήραμε γραμμάρια υλικού, το οποίο τοποθετήθηκε μέσα σε ένα αραιό διάλυμα Υπεροξειδίου του Ηδρογόνου (H 2 O 2 ) και νερού σε αναλογία 1:3 για 24 ώρες περίπου. Ακολούθησε υγρό κοσκίνισμα με κόσκινο 125 μm άνοιγμα, με αποσταγμένο νερό. Tο κλάσμα, το οποίο παρέμεινε μέσα στο κόσκινο, αφού φιλτραρίστηκε σε ειδικό χαρτί ανοίγματος 125 μm, ξηράθηκε σε φούρνο στους ο C με σκοπό να μελετηθεί περαιτέρω. Προτιμήθηκε το κόσκινο των 125 μm, αφ ενός για να αποφύγουμε την καταμέτρηση κλάσματος μικρότερου των 125 μm, το οποίο επειδή αποτελείται κυρίως από νεαρές μορφές, δίνει λανθασμένο ποσοστό συμμετοχής εντός του διαχωρισμένου κλάσματος ειδών με μικρό μέγεθος, όπως για παράδειγμα της Τ. quinqueloba και αφ ετέρου για να δημιουργηθούν ταξινομικές ομάδες, που να ομαδοποιούν είδη με παρόμοια μορφολογία ή/και σχετίζονται φυλογενετικά (Foresi et al., 2002) Ποιοτική και ποσοτική ανάλυση Σε σύνολο 346 δειγμάτων, και από τις δύο υπό μελέτη τομές, διαχωρίστηκε κλάσμα για κάθε δείγμα, με τη χρήση του Otto splitter, μέχρις ότου να περιέχει αριθμό 57

58 πλαγκτονικών τρηματοφόρων ίσο ή μεγαλύτερο των 300 ατόμων, με σκοπό τη λεπτομερή ποσοτική μικροπαλαιοντολογική ανάλυση. Ακολούθως, συλλέχθηκαν τα πλαγκτονικά και βενθονικά τρηματοφόρα, που υπήρχαν στο διαχωρισμένο κλάσμα κάθε δείγματος και ταυτοποιήθηκαν σε επίπεδο είδους, σύμφωνα με τους Meulenkamp (1969), Murray (1971), Baroz & Bizon (1974), Zachariasse (1975), Stainforth και άλλοι (1975), Brolsma (1978), Baroz και άλλοι (1978), Thunell (1978), Hageman (1979), Drooger και άλλοι (1979), Van Der Zwaan (1982), Spaak (1983), Kennett & Srinivasan (1983), Jonkers (1984), Bolli & Saunders (1985), Loeblich & Tappan (1987), Cimerman & Langer (1991), Hottinger και άλλοι (1993), Hilgen και άλλοι (2000). Σε κάθε δείγμα έγινε ποσοτική καταμέτρηση των ατόμων του κάθε είδους και υπολογίστηκε το ποσοστό συμμετοχής του στο κλάσμα, σε σχέση με τον συνολικό αριθμό των απολιθωμένων ειδών. Κατόπιν με βάση το ποσοστό συμμετοχής, κατασκευάστηκαν καμπύλες κατανομής του κάθε είδους. Είδη με φυλογενετικές ομοιότητες και παρόμοιων περιβαλλοντικών προτιμήσεων, ομαδοποιούνται για την καλύτερη ερμηνεία των διαγραμμάτων κατανομής Χρονοστρωματογραφική διάρθρωση Η χρονοστρωματογραφική διάρθρωση της τομής και του πυρήνα βασίστηκε μόνο στα βιοσυμβάντα, που αναγνωρίστηκαν από την ποιοτική και ποσοτική κατανομή των πλαγκτονικών τρηματοφόρων Κλιματική καμπύλη και καμπύλη θαλάσσιας επιφανειακής παραγωγικότητας Για την κατασκευή της κλιματικής καμπύλης εκτιμήθηκε, σύμφωνα με τον τύπο (1), το πηλίκο της διαφοράς των ποσοστών των θερμών και ψυχρών ειδών, προς το άθροισμα των ποσοστών των θερμών και ψυχρών ειδών (Lourens et al., 1992), των συναθροίσεων των πλαγκτονικών τρηματοφόρων, όλων των δειγμάτων και εν συνεχεία από το αρχείο "θερμών-ψυχρών" ειδών, που προέκυψε από την εφαρμογή του τύπου κατασκευάστηκε η καμπύλη με την κατακόρυφη κατανομή των τιμών της. (w-c) / (w + c) x100 (1) w αναπαριστά τους δείκτες θερμών υδάτων και c τους δείκτες ψυχρών υδάτων 58

59 Χρησιμοποιήσαμε ως δείκτες θερμού κλίματος τα πλαγκτονικά τρηματοφόρα: Globoturborotalita apertura, G. decoraperta, G. rubescens, Globoturborotalita spp., Globigerinella siphonifera, G. obesa, Orbulina universa, O. bilobata, O. suturalis, Globigerinoides ruber, G. trilobus, G. obliquus, G. extremus, G. sacculifer, G. immaturus, G. quadrilobatus, G. bollii, G. bulloideus, G. tenellus, G. fistulosus, G. conglobatus, Dentoglobigerina altispira altispira, Globorotalia crassaformis, και ως ψυχρού κλίματος τα είδη: Globigerinita glutinata, Turborotalita quinqueloba, Neogloboquadrina atlantica, Globorotalia scitula, G. bononiensis και G. inflata. Για την κατασκευή της καμπύλης της θαλάσσιας επιφανειακής παραγωγικότητας εκτιμήθηκε το συνολικό άθροισμα των επί τοις εκατό ποσοστών των χαρακτηριστικών ειδών ευτροφικών υδάτων σε κάθε δείγμα. Ως δείκτες ευτροφικών συνθηκών χρησιμοποιήσαμε τα πλαγκτονικά τρηματοφόρα: Globorotalia inflata, G. bononiensis, G. puncticulata, Neogloboquadrina (d & s), Globigerina bulloides και G. falconensis Στατιστική ανάλυση Για την αποκωδικοποίηση των παλαιοπεριβαλλοντικών παραγόντων, που επηρέαζαν τις δύο περιοχές μελέτης, προχωρήσαμε στη διεξαγωγή στατιστικών αναλύσεων τόσο στα πλαγκτονικά όσο και στα βενθονικά τρηματοφόρα, με τη βοήθεια του προγράμματος Past. Για τη διεξαγωγή της στατιστικής ανάλυσης χρησιμοποιήθηκαν τα επί τοις εκατό ποσοστά συμμετοχής των ατόμων του κάθε είδους, που προέκυψαν από την ποσοτική ανάλυση του κάθε δείγματος. Για τα πλαγκτονικά τρηματοφόρα προχωρήσαμε στη διεξαγωγή της μεθόδου της «Ανάλυσης Κυρίων Συνιστωσών» (Principal Component Analysis (PCA)) και για τα βενθονικά τρηματοφόρα, της μεθόδου «Ανάλυσης κατά Συστάδες Τύπου R» (R-mode Cluster Analysis). Η μέθοδος της «Ανάλυσης Κυρίων Συνιστωσών» εφαρμόστηκε προκειμένου να καθοριστούν οι κυριότεροι παράγοντες, που επηρεάζουν τις διακυμάνσεις της μικροπανίδας. Η μέθοδος αυτή απλοποιεί το σύνολο των δεδομένων, συσχετίζοντας δείγματα με παρόμοια συνάθροιση ειδών σε μικρό αριθμό ανεξάρτητων συνιστωσών. Η μέθοδος ανέδειξε τρεις κύριους παράγοντες, τους PCA-1, PCA-2 και PCA-3, οι οποίοι περιγράφουν το 80% περίπου της συνολικής βιοποικιλότητας. Η Παραγοντική Ανάλυση (Cluster Analysis) είναι μια στατιστική μέθοδος, που έχει σκοπό να βρει την ύπαρξη κοινών παραγόντων ανάμεσα σε μια ομάδα μεταβλητών. 59

60 Αποτελείται από δύο τύπους, τον Q-τύπο όταν μας ενδιαφέρουν οι συσχετίσεις μεταξύ των δειγμάτων και τον R-τύπο ή «Ανάλυσης κατά Συστάδες Τύπου R», η οποία χρησιμοποιείται στο σύνολο των δεδομένων, προκειμένου να καθοριστούν ποια από τα είδη είναι υπεύθυνα για την ομαδοποίηση των βιοφάσεων Σταθερά Ισότοπα Οξυγόνου και Άνθρακα (δ 18 Ο, δ 13 C) και Ανάλυση Ολικού Οργανικού Άνθρακα (TOC) Για τον προσδιορισμό των παλαιοκλιματολογικών συνθηκών, που επικρατούσαν στην ευρύτερη περιοχή της πυρηνοληπτικής γεώτρησης ΜΠ7 και της τομής Εσσοβούγιες-Εξωβούγιες, πραγματοποιήθηκαν αναλύσεις σταθερών ισοτόπων οξυγόνου (δ 18 Ο), για την εκτίμηση της παλαιοθερμοκρασίας και άνθρακα (δ 13 C) για την εκτίμηση της πρωτογενούς παραγωγικότητας. Στον πυρήνα ΜΠ7 για την περίοδο του Πλειοκαίνου-Πλειστοκαίνου, μεταξύ 5,33-0,9 Ma περίπου, προχωρήσαμε στη διεξαγωγή γεωχημικών αναλύσεων σε σύνολο 239 δειγμάτων, τα οποία συλλέχθηκαν ανά 0,5 m περίπου απ όλα τα στρώματα του πυρήνα, συνολικού πάχους 130 μέτρων περίπου. Οι αναλύσεις για τον υπολογισμό των σταθερών ισοτόπων του οξυγόνου και του άνθρακα πραγματοποιήθηκαν σε κελύφη, συνολικού αριθμού 30 ατόμων ανά δείγμα, του πλαγκτονικού τρηματοφόρου Globigerinoides ruber. Οι ισοτοπικές αναλύσεις έγιναν στα πλαίσια του προγράμματος PRISM (Pliocene Research, Interpretation and Synoptic Mapping) στο Τμήμα Γεωλογικής Επισκόπησης των Ηνωμένων Πολιτειών της Αμερικής (USGS), υπό την επίβλεψη του Dr. Harry Dowsett. Στην τομή Εσσοβούγιες-Εξωβούγιες, για την περίοδο απόθεσης των ιζηματογενών κύκλων του μεσαίου τμήματος, προχωρήσαμε στη διεξαγωγή γεωχημικών αναλύσεων σε σύνολο 80 δειγμάτων. Τα δείγματα αυτά συλλέχθηκαν από όλα τα στρώματα των ιζηματογενών κύκλων, συνολικού πάχους 22 μέτρων περίπου. Οι αναλύσεις για τον υπολογισμό των σταθερών ισοτόπων του οξυγόνου και του άνθρακα πραγματοποιήθηκαν σε κελύφη, συνολικού αριθμού 30 ατόμων ανά δείγμα, του πλαγκτονικού τρηματοφόρου Globigerinoides ruber. Οι ισοτοπικές αναλύσεις έγιναν στο Ινστιτούτο de l Ambiente, της Ιταλίας. Aναλύσεις για τον προσδιορισμό του οργανικού άνθρακα (Corg) έγιναν μόνο σε δείγματα, που συλλέχθηκαν από την τομή Εσσοβούγιες-Εξωβούγιες. Οι αναλύσεις 60

61 έγιναν στο Εργαστήριο του κλάδου Περιβαλλοντικής Γεωλογίας του Τμήματος Γεωλογικής Επισκόπησης, με τη βοήθεια του Αναλυτή Άνθρακα-Θείου, CS800, της εταιρείας ELTRA GmbH. Ο προσδιορισμός του ολικού άνθρακα έγινε με τη μέθοδο της ξηρής καύσης σε ψηλή θερμοκρασία, σύμφωνα με το Πρότυπο ISO 10694:1995 Soil quality-determination of organic and total carbon after dry combustion. Η μέθοδος αυτή στηρίζεται στην αρχή, ότι ο άνθρακας, που βρίσκεται μέσα στο έδαφος οξειδώνεται και μετατρέπεται σε διοξείδιο του άνθρακα με την καύση του εδάφους σε θερμοκρασία τουλάχιστον 900 o C, σε ρεύμα αέρος, που περιέχει οξυγόνο απαλλαγμένο από διοξείδιο του άνθρακα. Για να υπολογισθεί ο ολικός άνθρακας, αρχικά λαμβάνουμε υπόψη την περιεκτικότητα του δείγματος σε υγρασία, με βάση την παρακάτω μαθηματική εξίσωση: WC,t = 1000(m 2 /m 1 ) x 0,2727 x (100+ WH 2 O) / 100 (1) Όπου: WC,t : είναι η ολική περιεκτικότητα σε άνθρακα, σε g/kg, στη βάση του ξηραμένου δείγματος, m 1 : είναι η μάζα του εδαφικού δείγματος, σε g, m 2 : είναι η μάζα του CO 2 που ελευθερώνεται, σε g, 0,2727 είναι ο παράγοντας μετατροπής, που προκύπτει από τα μοριακά βάρη, του CO 2 σε C, και WH 2 O : είναι η περιεκτικότητα σε νερό επί ξηρής μάζας, σε (m/m), σύμφωνα με το πρότυπο ISO Όταν το δείγμα θερμανθεί σε θερμοκρασία τουλάχιστον 900 o C, το σύνολο των ανθρακικών διασπάται πλήρως. Επειδή ο ολικός άνθρακας στο έδαφος αποτελείται από τα ανθρακικά και τον οργανικό άνθρακα, για να υπολογισθεί ο οργανικός άνθρακας θα πρέπει να αφαιρέσουμε από τον ολικό άνθρακα τα ανθρακικά. Τα ανθρακικά σε ένα εδαφικό δείγμα διασπόνται πλήρως, όταν το έδαφος θερμανθεί στους 500 ο C. Ακολούθως, για τον προσδιορισμό του οργανικού άνθρακα χρησιμοποιούμε την παρακάτω μαθηματική εξίσωση: WC,O= WC,t (0,12 x WCaCO 3 ) (2) Όπου: WC,O : είναι η περιεκτικότητα σε οργανικό άνθρακα, σε g/kg, στη βάση του ξηραμένου δείγματος, 61

62 WC,t : είναι η ολική περιεκτικότητα σε άνθρακα, σε g/kg, στη βάση του ξηραμένου δείγματος, 0,12 είναι ο παράγοντας μετατροπής, και WCaCO 3 : είναι η περιεκτικότητα σε ανθρακικά του δείγματος, σε g/kg, εκφρασμένο ως ανθρακικό ασβέστιο στη βάση του ξηραμένου δείγματος, σύμφωνα με το πρότυπο ISO Η διαδικασία που ακολουθείται για τον προσδιορισμό του οργανικού άνθρακα είναι η πιο κάτω: 1. Παίρνουμε γραμμάρια από κάθε δείγμα και αφού τα κονιοποιήσουμε με τη βοήθεια ειδικών μύλων (σπαστήρων), διαχωρίζουμε γραμμάρια από κάθε δείγμα, τα βάζουμε σε ειδικά μικρά (25ml) χωνευτήρια πυράκτωσης από πορσελάνη και τα ζυγίζουμε με ζυγό ακριβείας καταγράφοντας τη μάζα δοχείου-υλικού, 2. τοποθετούνται μέσα σε ειδικό φούρνο αέρος στους 100 o C για 6 ώρες ή μέχρις ότου απομακρυνθεί πλήρως η υγρασία του δείγματος ελέγχοντας συνεχώς το βάρος μέχρις ότου σταθεροποιηθεί, 3. τοποθετούνται σε ειδικούς γυάλινους αποθηκευτικούς χώρους για να κρυώσουν, χωρίς να υπάρχει κίνδυνος τα δείγματα να απορροφήσουν υγρασία από την ατμόσφαιρα και εν συνεχεία ζυγίζονται εκ νέου καταγράφοντας πάλι τη νέα μέτρηση, 4. η διαφορά μεταξύ των δύο μετρήσεων θα μας δώσει την περιεκτικότητα σε υγρασία (WH 2 O) του κάθε δείγματος, 5. ακολούθως, διαχωρίζονται δύο γραμμάρια από το κάθε ξηρό δείγμα, πριν αυτό μπει στη συσκευή CS800 ELTRA GmbH, τοποθετούνται σε καθαρά χωνευτήρια πυράκτωσης, ζυγίζονται καταγράφοντας τη μάζα δοχείου-υλικού και τοποθετούνται σε ειδικούς φούρνους στους 500 ο C για 4 ώρες, ούτως ώστε τα ανθρακικά διασπασθούν πλήρως. Ακολούθως, τα δείγματα ζυγίζονται εκ νέου και η διαφορά των μετρήσεων μας δίνει το βάρος των ανθρακικών κάθε δείγματος, 6. το υπόλοιπο υλικό κάθε δείγματος, αφού ζυγίζεται σε ζυγό ακριβείας, τοποθετείται στην συσκευή CS800 στους 900 o C για να διασπασθούν πλήρως όλα τα ανθρακικά, εν συνεχεία ζυγίζεται εκ νέου το δείγμα και από τη διαφορά των δύο μετρήσεων υπολογίζεται η μάζα του CO 2, που ελευθερώνεται. Με βάση τους μαθηματικούς τύπους (1) και (2) υπολογίζεται το ποσοστό του οργανικού άνθρακα σε κάθε εδαφικό δείγμα. 62

63 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 ΒΙΟ-ΧΡΟΝΟΣΤΡΩΜΑΤΟΓΡΑΦΙΑ 3.1 Γενικά Η βιοστρωματογραφία του Πλειοκαίνου-Πλειστοκαίνου στη Μεσόγειο (Εικ.3.1), έχει αποτελέσει αντικείμενο πολλών εργασιών, οι οποίες έχουν βασιστεί κυρίως στην ανάλυση της κατανομής των πλαγκτονικών τρηματοφόρων και νανοαπολιθωμάτων. Οι Πλειο-Πλειστοκαινικές αποθέσεις της Κύπρου έχουν μελετηθεί από διάφορους ερευνητές (Ducloz, 1965; Μάντης, 1968, 1970; Baroz et al.,1974, 1978; Τσαϊλά- Μονόπωλη, 1984; Rouchy et al., 2001; Theodorou et al., 2005; Triantaphyllou et al., 2008, 2010) όμως για πρώτη φορά πραγματοποείται λεπτομερής μελέτη μιας συνεχόμενης ακολουθίας, που χαρακτηρίζει το παραπάνω χρονοστρωματογραφικό διάστημα. Στο κεφάλαιο αυτό η βιοστρωματογραφική ανάλυση των περιοχών μελέτης πραγματοποιείται με βάση τα πλαγκτονικά τρηματοφόρα και τον προσδιορισμό των βιοζωνών, οι οποίες θα συγκριθούν με αντίστοιχες βιοζώνες άλλων ερευνητών από όλη τη Μεσόγειο. Η χρονοστρωματογραφική ανάλυση πραγματοποιείται με βάση τον προσδιορισμό των βιοσυμβάντων των πλαγκτονικών τρηματοφόρων, που χαρακτηρίζουν το υπό μελέτη διάστημα και την αντιστοίχιση τους σε απόλυτες ηλικίες, όπως αυτές έχουν καθοριστεί για την Ανατολική Μεσόγειο σύμφωνα με τους Zachariasse (1975, 1979), Spaak (1983), Lourens και άλλοι (2004), Iaccarino και άλλοι (2007) και Grandstein και άλλοι (2012). 3.2 Βιοζώνες Πλειοκαίνου - Πλειστοκαίνου της Μεσογείου Η βιοστρωματογραφική διάρθρωση του Πλειοκαίνου Πλειστοκαίνου με βάση τα πλαγκτονικά τρηματοφόρα βασίστηκε στην εμφάνιση/εξαφάνιση, αλλαγή στη φορά περιέλιξης και περίοδο ακμής συγκεκριμένων ειδών, με βάση τα οποία καθορίζονται τα σημαντικότερα βιοσυμβάντα της περιόδου αυτής. Τα χαρακτηριστικά είδη της περιόδου μελέτης είναι: Neogloboquadrina acostaensis (s), Sphaeroidinellopsis sp., Globorotalia margaritae, Globorotalia puncticulata, Globorotalia crassaformis, Globorotalia bononiensis, Globorotalia inflata, Globorotalia truncatulinoides, Neogloboquadrina pachyderma (s) και G. truncatulinoides excelsa (Εικ.3.1). Τα κύρια βιοσυμβάντα από τη βάση του Πλειοκαίνου μέχρι σήμερα καθορίζονται από: 1) τη ζώνη ακμής των Sphaeroidinellopsis sp. (5, Ma), 63

64 2) την πρώτη κοινή εμφάνιση (FCO) του είδους Globorotalia margaritae (5,08 Ma), 3) την πρώτη εμφάνιση του είδους Globorotalia puncticulata (4,52 Ma), η οποία προς τα πάνω εξελίσσεται μέσω της Globorotalia bononiensis, στην Globorotalia inflata με την παρουσία δύο διαστημάτων απουσίας και επανεμφάνισης των ειδών της ομάδας στη Μεσόγειο Θάλασσα, 4) την τελευταία κοινή εμφάνιση του είδους Globorotalia margaritae (3,98 Ma), 5) την τελευταία εμφάνιση του είδους Globorotalia margaritae (3,81 Ma), 6) την πρώτη εμφάνιση της Globorotalia crassaformis (3,6 Ma), από την οποία εξελίσσονται η Globorotalia truncatulinoides και Globorotalia truncatulinoides excelsa κατά τη διάρκεια του Πλειστοκαίνου, 7) την τελευταία εμφάνιση του είδους Globorotalia puncticulata (3,57 Ma), 8) η επανεμφάνιση της Globorotalia crassaformis (3,35 Ma), 9) την πρώτη εμφάνιση του είδους Globorotalia bononiensis (3,31 Ma), 10) την τελευταία εμφάνιση του Sphaeroidinellopsis sp. (3,19 Ma), 11) την πρώτη εμφάνιση του είδους Neogloboquadrina atlantica atlantica (2,71 Ma), 12) την τελευταία εμφάνιση του είδους Neogloboquadrina atlantica atlantica (2,41 Ma), 13) την τελευταία εμφάνιση του είδους Globorotalia bononiensis (2,41 Ma), 14) την πρώτη εμφάνιση του είδους Globorotalia inflata (2,09 Ma), 15) την πρώτη εμφάνιση του είδους Globorotalia truncatulinoides (2,00 Ma), και 16) την πρώτη εμφάνιση του είδους Globorotalia truncatulinoides excelsa (0,94Ma). Επίσης, τα δευτερεύοντα βιοσυμβάντα, τα οποία χαρακτηρίζουν το υπό μελέτη χρονοστρωματογραφικό διάστημα είναι: 1) η 1 η αύξηση του ποσοστού των αριστερόστροφα περιελιγμένων ατόμων της Neogloboquadrina acostaensis, κοντά στο όριο Mειοκαίνου / Πλειοκαίνου (μεταξύ 5,33-5,30 Ma), 2) η 2 η αύξηση του ποσοστού των αριστερόστροφα περιελιγμένων ατόμων της Neogloboquadrina acostaensis (μεταξύ 5,33-5,30 Ma), 3) η πρώτη κοινή εμφάνιση των αριστερόστροφα περιελιγμένων ατόμων του είδους της Neogloboquadrina pachyderma (1,79 Ma), και 4) η περίοδος παρακμής των αριστερόστροφων Neogloboquadriniids (1,39-1,21 Ma). 64

65 Εικ.3.1: Η βιοστρωματογραφική διάρθρωση του Πλειοκαίνου Πλειστοκαίνου της Μεσογείου, με βάση τα πλαγκτονικά τρηματοφόρα (ετοιμάστηκε από Ε. Τσιολάκη σύμφωνα με Lourens et al., 2004 και Iaccarino et al.,2007). 65

66 Η αναγνώριση και ο διαχωρισμός των διαφόρων βιοζωνών βασίστηκε κυρίως στην βιοστρωματογραφία, η οποία προτάθηκε μετά από λεπτομερείς έρευνες που έγιναν σε τομές της Κεντρικής και Ανατολικής Μεσογείου, από τους Zachariasse (1975, 1979), Spaak (1983), Lourens και άλλοι (2004) και Iaccarino και άλλοι (2007). Τα βιοσυμβάντα, στα οποία βασίστηκε η βιοζώνωση του Πλειοκαίνου Πλειστοκαίνου στην παρούσα έρευνα είναι τα ακόλουθα: 1) MPL 1. Sphaeroidinellopsis Interval Zone (5,33-5,08 Ma): η βιοζώνη αρχίζει με το άνοιγμα των στενών του Γιβραλτάρ και την αποκατάσταση των συνθηκών ανοικτής θάλασσας, μετά την Κρίση Αλατότητας του Μεσσηνίου, από τη βάση του Πλειοκαίνου και φτάνει μέχρι την πρώτη κοινή εμφάνιση του είδους Globorotalia margaritae. Η βιοζώνη χρονικά κυμαίνεται από τα 5,33 Ma μέχρι τα 5,08 Ma (Lourens et al., 2004; Iaccarino et al., 2007). Μέσα στη βιοζώνη εμφανίζονται δύο αυξήσεις των αριστερόστροφων συγκεντρώσεων του είδους N. acostaensis (Iaccarino et al. 1999), οι οποίες προηγούνται της ζώνης ακμής των Sphaeroidinellopsis, η οποία εμφανίζεται από τα 5,30 Ma έως τα 5,21 Ma (Lourens et al., 2004; Iaccarino et al., 2007). Επίσης, τη ζώνη ακμής των Sphaeroidinellopsis ακολουθεί και μία υποζώνη υψηλών ποσοστών του είδους Globoturborotalita nepenthes (Zachariasse, 1975; Spaak, 1983). Μέσα στη βιοζώνη MPL 1 τα Sphaeroidinellopsis είναι κοινά έως άφθονα σε πελαγικές ακολουθίες, ενώ είναι σπάνια ή απουσιάζουν τελείως σε ημιπελαγικά ιζήματα. Η Globorotalia margaritae εμφανίζεται περιστασιακά στη ζώνη αυτή (Iaccarino et al., 2007). 2) MPL 2. Globorotalia margaritae Interval Zone (5,08-4,52 Ma): η βιοζώνη οριοθετείται από την πρώτη κοινή εμφάνιση της Globorotalia margaritae στο κατώτερο όριο της και από την πρώτη εμφάνιση της Globorotalia puncticulata στο ανώτερο όριο της. Χρονικά κυμαίνεται από τα 5,08 Μa μέχρι τα 4,52 Ma (Lourens et al., 2004; Iaccarino et al., 2007). Η πρώτη εμφάνιση της G. margaritae έχει καταγραφεί στο Ανώτερο Μειόκαινο στον Ατλαντικό Ωκεανό (Benson & Rakic-El Bied, 1996; Hilgen et al. 2000b) και εισέρχεται στη Μεσόγειο στο Κατώτερο Πλειόκαινο αλλά γίνεται κοινή λίγο αργότερα. Επειδή, η πρώτη κοινή της εμφάνιση είναι πιο αναγνωριστική, για τον λόγο αυτό χρησιμοποιείται για τον προσδιορισμό των ορίων των βιοζωνών MPL 1 και MPL 2 (Iaccarino et al., 2007). 66

67 3) MPL 3. Globorotalia margaritae-globorotalia puncticulata Concurrent Range Zone (4,52-3,81 Ma): η βιοζώνη ξεκινά από την πρώτη εμφάνιση της Globorotalia puncticulata και σταματά στην τελευταία εμφάνιση της Globorotalia margaritae. Χρονικά κυμαίνεται από τα 4,52 Μa μέχρι τα 3,81 Ma (Lourens et al., 2004; Iaccarino et al., 2007). Η τελευταία κοινή εμφάνιση της Globorotalia margaritae στα 3,98 Ma, παρατηρείται μέσα στη βιοζώνη αυτή. 4) MPL 4. Globorotalia margaritae - Sphaeroidinellopsis Interval Zone (3,81-3,19 Ma): η βιοζώνη οριοθετείται από την τελευταία εμφάνιση της Globorotalia margaritae μέχρι την τελευταία εμφάνιση του Sphaeroidinellopsis sp.. Η ηλικία της βιοζώνης κυμαίνεται από 3,81 Μa μέχρι τα 3,19 Ma (Lourens et al., 2004; Iaccarino et al., 2007). Η βιοζώνη αυτή χωρίζεται σε δύο υποζώνες: MPL 4a. Globorotalia puncticulata Interval Subzone (3,81-3,57 Ma): η υποζώνη οριοθετείται από την τελευταία εμφάνιση της Globorotalia margaritae μέχρι την τελευταία εμφάνιση της Globorotalia puncticulata. Η ηλικία της υποζώνης κυμαίνεται από τα 3,81 Μa μέχρι τα 3,57 Ma (Lourens et al., 2004; Iaccarino et al., 2007). Η πρώτη είσοδος της Globorotalia crassaformis στη Μεσόγειο έχει καταγραφεί στα 3,60 Ma (Lourens et al., 2004), στο ανώτερο τμήμα της υποζώνης αυτής και συμπίπτει με το όριο Ζάγκλειου Πλακέντιου, λίγο πριν την τελευταία εμφάνιση της Globorotalia puncticulata στα 3,57 Ma. MPL 4b. Globorotalia crassaformis Interval Subzone (3,57-3,19 Ma): η υποζώνη οριοθετείται από την τελευταία εμφάνιση της Globorotalia puncticulata μέχρι την τελευταία εμφάνιση του Sphaeroidinellopsis. Η ηλικία της υποζώνης κυμαίνεται από τα 3,57 Μa μέχρι τα 3,19 Ma (Lourens et al., 2004; Iaccarino et al., 2007). Οι πρώτες εμφανίσεις της ομάδας της Globorotalia aemiliana crassaformis και της Globorotalia bononiensis στη Μεσόγειο Θάλασσα παρατηρούνται μέσα σ αυτή την υποζώνη, στα 3,35 Ma και 3,31 Ma αντίστοιχα (Lourens et al., 2004; Iaccarino et al., 2007). 5) MPL 5. Globigerinoides elongatus Interval Zone (3,19 2,09 Ma): η βιοζώνη οριοθετείται από την τελευταία εμφάνιση των Sphaeroidinellopsis μέχρι την πρώτη εμφάνιση της Globorotalia inflata. Η ηλικία της βιοζώνης κυμαίνεται από τα 3,19 Μa μέχρι τα 2,09 Ma (Lourens et al., 2004; Iaccarino et al., 2007). Η βιοζώνη αυτή χωρίζεται σε δύο υποζώνες: MPL 5a. Globorotalia bononiensis Interval Subzone (3,19 2,41 Ma): η υποζώνη οριοθετείται από την τελευταία εμφάνιση των Sphaeroidinellopsis μέχρι την τελευταία εμφάνιση της Globorotalia bononiensis. Η ηλικία της υποζώνης 67

68 κυμαίνεται από τα 3,19 Μa μέχρι τα 2,41 Ma (Ανώτερο Πλακέντιο - Κατώτερο Γελάσιο) (Lourens et al., 2004; Iaccarino et al., 2007). Η τελευταία εμφάνιση της Dentoglobigerina altispira altispira, η οποία πάντοτε εμφανίζεται σποραδικά μέσα στο Πλειόκαινο, βρίσκεται στη βάση αυτής της υποζώνης και έχει υπολογιστεί στα 3,17 Ma (Lourens et al., 2004; Iaccarino et al., 2007). Η κανονική και κοινή εμφάνιση της αριστερόστροφα περιελιγμένης Neogloboquadrina atlantica atlantica, παρατηρείται στο ανώτερο τμήμα της υποζώνης αυτής, μεταξύ 2,71 Ma και 2,41 Ma (Lourens et al., 2004). Το όριο Πλακέντιου/Γελάσιου, το οποίο χρονοστρωματογραφικά υπολογίστηκε στα 2,59 Ma (Lourens et al., 2004; Iaccarino et al., 2007), αποτελεί το νέο όριο Πλειοκαίνου/Πλειστοκαίνου και παρατηρείται εντός της υποζώνης αυτής. MPL 5b. Globorotalia bononiensis - Globorotalia inflata Interval Subzone (2,41 2,09 Ma): η υποζώνη οριοθετείται από την τελευταία εμφάνιση της Globorotalia bononiensis μέχρι την πρώτη εμφάνιση της Globorotalia inflata. Η ηλικία της υποζώνης κυμαίνεται από τα 2,41 Μa μέχρι τα 2,09 Ma (Lourens et al., 2004; Iaccarino et al., 2007). 6) MPL 6. Globorotalia inflata Interval Zone (2,09 1,79 Ma): η βιοζώνη οριοθετείται από την πρώτη εμφάνιση της Globorotalia inflata μέχρι την πρώτη κοινή εμφάνιση της αριστερόστροφα περιελιγμένης Neogloboquadrina pachyderma. Η ηλικία της βιοζώνης κυμαίνεται από τα 2,09 Μa μέχρι τα 1,79 Ma (Lourens et al., 2004; Iaccarino et al., 2007). Το όριο Γελάσιου/Καλάβριου (παλαιό όριο Πλειοκαίνου/Πλειστοκαίνου) χρονολογημένο στα 1,806 Ma (Lourens et al., 2004), βρίσκεται στο ανώτερο τμήμα της βιοζώνης αυτής και βρίσκεται πολύ κοντά με την πρώτη κοινή εμφάνιση της αριστερόστροφα περιελιγμένης Neogloboquadrina pachyderma. Η βιοζώνη αυτή χωρίζεται σε δύο υποζώνες: MPL 6a. Globorotalia inflata Globorotalia truncatulinoides Interval Subzone (2,09 2,00 Ma): η υποζώνη οριοθετείται από την πρώτη εμφάνιση της Globorotalia inflata μέχρι την πρώτη εμφάνιση της Globorotalia truncatulinoides. Η ηλικία της υποζώνης κυμαίνεται από τα 2.09 Μa μέχρι τα 2,00 Ma (Lourens et al., 2004; Iaccarino et al., 2007). MPL 6b. Globorotalia truncatulinoides Interval Subzone (2,00 1,79 Ma): η υποζώνη οριοθετείται από την πρώτη εμφάνιση της Globorotalia truncatulinoides μέχρι την πρώτη κοινή εμφάνιση της αριστερόστροφα περιελιγμένης Neogloboquadrina pachyderma. Η ηλικία της υποζώνης κυμαίνεται από τα 2,00 Μa μέχρι τα 1,79 Ma (Lourens et al., 2004; Iaccarino et al., 2007). 68

69 7) MPLe 1. Globigerina cariacoensis Interval Zone (1,79 0,94 Ma): η βιοζώνη οριοθετείται από την πρώτη κοινή εμφάνιση της αριστερόστροφα περιελιγμένης Neogloboquadrina pachyderma μέχρι την πρώτη κοινή εμφάνιση της Globorotalia truncatulinoides excelsa. Η βιοζώνη απαντάται στο Κάτω Πλειστόκαινο (Καλάβριο) και κυμαίνεται από τα 1,79 Ma μέχρι τα 0,94 Ma (Lourens et al., 2004; Iaccarino et al., 2007). Η βάση της βιοζώνης καθορίζεται από τα αριστερόστροφα Neogloboquadrinids, με κυριώτερη την Neogloboquadrina pachyderma. Οι πρώτες εμφανίσεις των Globigerina cariacoensis και Globigerinoides tenellus και η τελευταία εμφάνιση της Globorotalia incise εμφανίζονται στο κατώτερο τμήμα της βιοζώνης. Η πρώτη εμφάνιση της Globorotalia truncatulinoides excelsa, η οποία ιστορικά καθόριζε το όριο Εμίλιου/Σικέλιου βρίσκεται στο ανώτερο τμήμα της βιοζώνης (Lourens et al., 2004; Iaccarino et al., 2007). 8) MPLe 2. Globorotalia truncatulinoides excelsa Interval Zone (0,94 Ma Σήμερα): η βιοζώνη οριοθετείται από την πρώτη κοινή εμφάνιση της Globorotalia truncatulinoides excelsa μέχρι σήμερα. Η βιοζώνη κυμαίνεται από το Μέσο Πλειστόκαινο μέχρι το Ολόκαινο (Ιόνιο μέχρι σήμερα), από τα 0,94 Μa μέχρι σήμερα (Lourens et al., 2004; Iaccarino et al., 2007). Τυπικές εμφανίσεις του είδους Globigerinella calida παρατηρούνται στη βιοζώνη αυτή. Η τυπική συνάθροιση των πλαγκτονικών τρηματοφόρων, που ζουν σήμερα στη Μεσόγειο θάλασσα είναι τα Globigerina bulloides, G. falconensis, Globigerinella siphonifera, Globigerinita glutinata, Globigerinoides elongatus, G. quadrilobatus, G. ruber, G. ruber pink, G. truncatulinoides, Globorotalia inflata, Globorotalia scitula, Neogloboquadrina pachyderma, Orbulina universa και Turborotalita quinqueloba (Iaccarino et al., 2007). Η βιοζώνη αυτή μπορεί να χωριστεί σε δύο υποζώνες: MPLe 2a. Globigerinoides ruber Interval Subzone (0,94 0,61 Ma): η υποζώνη οριοθετείται από την πρώτη κοινή εμφάνιση της Globorotalia truncatulinoides excelsa και της τελευταίας κοινής εμφάνισης των αριστερόστροφα περιελιγμένων Neogloboquadrinids. Η υποζώνη αυτή, του Μέσου Πλειστοκαίνου (Ιόνιο), κυμαίνεται από τα 0,94 Μa μέχρι τα 0,61 Ma (Iaccarino et al., 2007). MPLe 2b. Globigerinella calida Interval Subzone (0,61 Ma Σήμερα): η υποζώνη οριοθετείται από την τελευταία κοινή εμφάνιση των αριστερόστροφα περιελιγμένων Neogloboquadrinids μέχρι σήμερα. Η υποζώνη αυτή, κυμαίνεται από τα 0,61 Μa μέχρι σήμερα (Iaccarino et al., 2007). 69

70 3.3. Ποιοτική και ποσοτική ανάλυση των πλαγκτονικών τρηματοφόρων Κριτήρια προσδιορισμού των ειδών Για τη διεξαγωγή της ποσοτικής και ποιοτικής ανάλυσης, των συναθροίσεων των πλαγκτονικών τρηματοφόρων των δειγμάτων, που συλλέχθηκαν, τόσο από την τομή όσο και από τον πυρήνα, ακολουθήθηκε η ίδια ενδεδειγμένη μεθοδολογία για την ταυτοποίηση και κατηγοροιοποίηση των ειδών σε ταξινομικές κατηγορίες. Στην πλειοψηφία τους τα πλαγκτονικά τρηματοφόρα ταυτοποιήθηκαν σε επίπεδο είδους. Αναγνωρίσθηκαν 50 περίπου διαφορετικά είδη και τοποθετήθηκαν σε 13 ταξινομικές κατηγορίες. Τα είδη που αναγνωρίσθηκαν είναι τα ακόλουθα: Globorotalia conomiozea, Globorotalia margaritae, Globorotalia scitula, Globorotalia puncticulata, Globorotalia crassaformis, Globorotalia bononiensis, Globorotalia inflata, Globorotalia truncatulinoides, Globorotalia truncatulinoides excelsa, Globigerina bulloides, Globigerina falconensis, Globoturborotalita apertura, Globoturborotalita decoraperta, Globoturborotalita rubescens, Globoturborotalita nepenthes, Globigerinita glutinata, Globigerinita uvula, Tenuitella iota, Neogloboquadrina acostaensis, Neogloboquadrina humerosa, Neogloboquadrina pachyderma, Neogloboquadrina atlantica atlantica, Globigerinella siphonifera, Globigerinella obesa, Orbulina universa, Orbulina bilobata, Orbulina suturalis, Globigerinoides ruber, Globigerinoides trilobus, Globigerinoides obliquus, Globigerinoides extremus, Globigerinoides sacculifer, Globigerinoides immaturus, Globigerinoides quadrilobatus, Globigerinoides bollii, Globigerinoides bulloideus, Globigerinoides tenellus, Globigerinoides fistulosus, Globigerinoides conglobatus, Dentoglobigerina altispira altispira, Sphaeroidinellopsis seminulina, Sphaeroidinellopsis subdehiscens, Sphaeroidinellopsis paenedehiscens, Sphaeroidinella dehiscens, Turborotalita humilis, Turborotalita quinqueloba και Beella praedigitata. Στην παρούσα μελέτη τα είδη Globorotalia puncticulata, Globorotalia bononiensis και Globorotalia inflata, τα οποία ανήκουν στην ομάδα της Globorotalia inflata, όπως αναφέρεται στη διεθνή βιβλιογραφία, διαχωρίστηκαν σε επίπεδο είδους καθώς ο προσδιορισμός τους κατέστη εφικτός. Στις περιπτώσεις όμως, που δεν ήταν δυνατή η ταυτοποίηση ενός ή περισσοτέρων ατόμων σε επίπεδο είδους, αυτά ταξινομήθηκαν σε επίπεδο γένους, όπως για 70

71 παράδειγμα τα είδη των Globoturborotalita sp., Neogloboquadrina sp. και Sphaeroidinellopsis sp.. Ιδιαίτερα, οι συγκεντρώσεις των ειδών των Νeogloboquadrinids σε όλο το μήκος και των δύο υπό μελέτη θέσεων, κυριαρχούνται από μη σφιχτά περιελιγμένες μορφές. Συγκεκριμένα, για την περίοδο του Πλειοκαίνου οι μορφές της N. acostaensis έχουν πιο ανοικτό ομφαλό από τις τυπικές μορφές του είδους και διακρίνονται από την N. humerosa, στο ότι έχουν λιγότερους θαλάμους στην τελευταία περιέλιξη. Για την περίοδο του Πλειστοκαίνου, απουσιάζουν μορφές που ομοιάζουν με την N. pachyderma, ενώ τόσο οι δεξιόστροφες όσο και οι αριστερόστροφες μορφές που κυριαρχούν, είναι επίσης μη σφιχτά περιελιγμένες και ομοιάζουν με τη N. acostaensis. Επειδή όμως, η N. acostaensis δεν εμφανίζεται μέσα στο Πλειστόκαινο, τα άτομα του είδους αυτού, ταξινομήθηκαν σε επίπεδο γένους ως Neogloboquadrina sp.. Μοναδική εξαίρεση της ταξινόμησης ειδών, της ίδιας εξελικτικής σειράς κάτω από την ίδια κατηγορία, αποτελούν οι δύο μορφότυποι του Globigerinoides ruber. Συγκεκριμένα, τα είδη G. ruber και G. elongatus ταξινομήθηκαν στην ίδια κατηγορία ως G. ruber, αφού έχει αποδειχθεί, ότι αποτελούν μορφολογικές ποικιλίες του ίδιου εξελεκτικού είδους (Serrano et al., 2007; Kontakiotis, 2013) Κατανομή της πανίδας των πλαγκτονικών τρηματοφόρων Τομή Εσσοβούγιες-Εξωβούγιες Στην περιοχή της τομή Εσσοβούγιες-Εξωβούγιες λόγω της τοπογραφίας της περιοχής, αλλά και της επέμβασης του ανθρώπου (κατασκευή αναβαθμίδων για αναδάσωση), δεν κατέστη δυνατή η συνεχής δειγματολειψία, ιδιαίτερα στα ανώτερα στρώματα της τομής. Δείγματα συλλέχθηκαν, από έξι τμήματα και πιο συγκεκριμένα Site1, Site1A, Site1AΒ, Site1B, Site1Γ και Site1Δ, με αλληλοκάλυψη μεταξύ των τμημάτων Site1Α, Site1ΑΒ και Site1Β. Το τμήμα Site1, το οποίο αποτελεί και τη βάση των Πλειο-Πλειστοκαινικών ιζημάτων, βρίσκεται νοτιότερα και στο ίδιο τοπογραφικά επίπεδο με το Site1Α. Για τον λόγο αυτό, δείγματα των δύο τμημάτων φέρουν τον ίδιο απόλυτο υψομετρικό αριθμό. Για την κατασκευή των διαγραμμάτων κατανομής, αφαιρέθηκαν 10 m από το απόλυτο υψόμετρο, των δειγμάτων του τμήματος Site1. 71

72 Ακολούθως, συλλέχθηκαν συνολικά 111 δείγματα, στα οποία έγινε ποιοτική και ποσοτική ανάλυση και αναγνωρίστηκαν 34 διαφορετικά είδη πλαγκτονικών τρηματοφόρων, τα οποία μας βοηθούν στην αναγνώριση μίας σειράς βιοσυμβάντων και στη βιοστρωματογραφική και χρονοστρωματογραφική διάρθρωση της τομής. Η παρουσία των πλαγκτονικών τρηματοφόρων, στην τομή Εσσοβούγιες-Εξωβούγιες, είναι συνεχής με μεγάλο αριθμό ειδών, αλλά η κατάσταση διατήρησης τους ποικίλει. Στο κατώτερο τμήμα της τομής και μέσα στους ιζηματογενείς κύκλους, τα πλαγκτονικά τρηματοφόρα διατηρούνται σε μία σχετικά καλή κατάσταση, χωρίς την ύπαρξη μεταφερμένου υλικού από παλαιότερα ιζήματα, δείχνοντας ένα σχετικά βαθύ και ήρεμο περιβάλλον υψηλής ποικιλότητας. Το ποσοστό των βενθονικών τρηματοφόρων, αυξάνεται σταδιακά προς τους ανώτερους ιζηματογενείς κύκλους, δείχνοντας ταυτόχρονα και μία σταδιακή μείωση του βάθους της θάλασσας. Στο ανώτερο τμήμα της τομής, επικρατούν αμμώδεις μάργες και μαργαϊκοί άμμοι και τα πλαγκτονικά τρηματοφόρα είναι σε πολύ κακή κατάσταση, ενώ υπάρχει πολύ υλικό μεταφερμένο. Επίσης, υπάρχει μεγάλο ποσοστό βενθονικών τρηματοφόρων δείχνοντας έτσι, ότι το θαλάσσιο περιβάλλον κατέστη αρκετά αβαθές και υψηλής ενέργειας. Οι καμπύλες ποσοτικής κατανομής, των χαρακτηριστικών ειδών των πλαγκτονικών τρηματοφόρων, που χαρακτηρίζονται ως βιοστρωματογραφικοί δείκτες, για το διάστημα Πλειοκαίνου-Πλειστοκαίνου, για την τομή Εσσοβούγιες-Εξωβούγιες (Εικ. 3.2), περιγράφονται αναλυτικά για το κάθε είδος ξεχωριστά με βάση την χρονοστρωματογραφική τους θέση: Sphaeroidinellopsis Group Τα Sphaeroidinellopsis, πρωτοεμφανίζονται στη βάση των ροδόχροων μαργών, οι οποίες αποτέθηκαν με την έναρξη του νέου κύκλου ιζηματογένεσης, μετά το τέλος της Κρίσης Αλατότητας του Μεσσηνίου, ακριβώς πάνω από τις στείρες από τρηματοφόρα ελασματοειδείς μάργες του Ανώτερου Μειοκαίνου. Η ομάδα αυτή εμφανίζεται από τη βάση της τομής μέχρι το υψόμετρο των 272,08 m (Εικ.3.2). Το ποσοστό εμφάνισης (3,13%) στη βάση της τομής, εντός των ροδόχροων μαργών, επέτρεψε τον προσδιορισμό του ανώτερου ορίου της ζώνης ακμής του Sphaeroidinellopsis, το οποίο χρονολογείται στα 5,21 Ma (Lourens et al., 2004; Iaccarino et al., 2007) και προσδιορίζει τη βιοζώνη MPL 1. Προς τα πάνω, το ποσοστό εμφάνισής τους μειώνεται (μέσος όρος 1%). Η μεγαλύτερη αφθονία, 72

73 παρατηρείται στις γκρίζες μάργες των ιζηματογενών κύκλων, με συνεχή παρουσία μέσα στα δείγματα, σε ποσοστό που κυμαίνεται από 0,15% (Δ.7, 259,10 m) έως 5,28% (ΑΒ.15, 270,03 m), ενώ στα καστανά ελασματοειδή (σαπροπηλιτικά) στρώματα, η παρουσία της ομάδας αυτής δεν είναι συνεχής. Η τελευταία εμφάνιση παρατηρείται στο δείγμα ΑΒ.22 (272,08 m), το οποίο προσδιορίζεται στα 3,19 Ma (Lourens et al., 2004; Iaccarino et al., 2007) και καθορίζει το όριο των βιοζωνών MPL4b/MPL5a. Globorotalia margaritae Το είδος G. margaritae περιορίζεται σε ένα μικρό στρωματογραφικό διάστημα, στο χαμηλώτερο τμήμα της τομής Εσσοβούγιες - Εξωβούγιες. Η πρώτη εμφάνιση του είδους, λαμβάνει χώρα στο ανώτερο τμήμα των ροδόχροων μαργών, του τμήματος Site1 της τομής στα 252,6 m (δείγμα 28/7/10-3 στα 262,6 m απόλυτο υψόμετρο) και καθορίζει το όριο των βιοζωνών MPL1/MPL2 (Εικ.3.2). Το ποσοστό συμμετοχής (ποσοστό επί του συνόλου του δείγματος) του είδους, στο διάστημα αυτό κυμαίνεται από 0,41% (12/4/07-Α) έως 2,59% (28/7/10-4). Προς τα πάνω, παρατηρείται συνεχής παρουσία του είδους μέχρι τα 257,7 m (Δ.1), όπου και τοποθετείται η τελευταία κοινή εμφάνιση της G. margaritae (LCO). Τα βιοσυμβάντα αυτά χρονολογούνται στα 5,08 και 3,98 Ma αντίστοιχα (Lourens et al., 2004; Iaccarino et al., 2007). Από τον ορίζοντα αυτό και προχωρώντας προς τα πάνω στην τομή, το είδος G. margaritae εμφανίζεται σπάνια, ενώ η τελευταία εμφάνισή του σημειώνεται στα 258,75 m (δείγμα Δ6) και χρονολογείται στα 3,81 Ma (Lourens et al., 2004; Iaccarino et al., 2007). Ο οριζοντας αυτός, καθορίζει το όριο των βιοζωνών MPL3/MPL4a. Globorotalia puncticulata Το είδος αυτό, αποτελεί βιοστρωματογραφικό δείκτη και η παρουσία του κατά μήκος της τομής, περιορίζεται από τα 253,7 m (28/7/10-5 στα 263,7 m απόλυτο υψόμετρο) έως τα 266,24 m (ΑΒ.03). Τα επίπεδα αυτά αντιστοιχούν στην πρώτη εμφάνιση και στην εξαφάνιση του είδους (Εικ.3.2), τα οποία έχουν προσδιοριστεί χρονοστρωματογραφικά στα 4,52 Ma και 3,57 Ma αντίστοιχα. Στο διάστημα αυτό, τα ποσοστά συμμετοχής του είδους στην περικλειόμενη μικροπανίδα, κυμαίνονται στο 2% περίπου, ενώ η μέγιστη εμφάνισή του παρατηρείται περίπου στα 260 m (4%). Γενικά, τα μεγαλύτερα ποσοστά του είδους παρατηρούνται μέσα στις συμπαγείς μάργες του κάθε ιζηματογενούς κύκλου, με εξαίρεση τους πρώτους τρεις ιζηματογενείς κύκλους, στο διάστημα μεταξύ των δειγμάτων Δ.1-Δ.6 (257,70-258,75 m). Η πρώτη εμφάνιση της Globorotalia puncticulata, αποτελεί το όριο των 73

74 βιοζωνών MPL2/MPL3, ενώ η εξαφάνιση του είδους αυτού αποτελεί το όριο των βιοζωνών MPL4a/MPL4b. Το είδος G. puncticulata εμφανίζεται ξανά στην μικροπανίδα, περίπου στα 270,56 m, μαζί με μορφές, οι οποίες προσδιορίστηκαν ότι ανήκουν στο είδος G. bononiensis. Σύμφωνα, με τους Lourens και άλλους (2004) και Iaccarino και άλλους (2007), οι μορφές αυτές θεωρούνται ότι ανήκουν στην ομάδα της G. inflata, η οποία επανεμφανίζεται στη Μεσόγειο στα 3,31 Ma. Συνεπώς, ο ορίζοντας αυτός προσδιορίζεται στην υπό μελέτη τομή στα 270,56 m (ΑΒ.17)(Εικ.3.2). Globorotalia crassaformis Η Globorotalia crassaformis εμφανίζεται για πρώτη φορά στο ανώτερο μέρος του τμήματος Site 1Α της τομής, στα 263,80 m (Δ.24) και 264,05 m (Δ.25), με ποσοστά συμμετοχής 0,73% και 0,27% αντίστοιχα, ενώ απουσιάζει από τα 264,35 m (Δ.26) και 264,90 m (Δ.27) (Εικ.3.2). Προς τα πάνω επανεμφανίζεται πάλι στα 265,55 m (ΑΒ.06) και 265,95 m (ΑΒ.05) του τμήματος Site 1AB, με ποσοστά συμμετοχής 0,56% και 0,30% αντίστοιχα. Συνεπώς, το δείγμα στα 263,80 m (Δ.24) συμπίπτει με την πρώτη εμφάνιση της G. crassaformis, η οποία υπολογίστηκε χρονοστρωματογραφικά στα 3,6 Ma (Lourens et al., 2004; Iaccarino et al., 2007). Το σημείο αυτό αποτελεί το όριο Ζάγκλιου/Πλακέντιου. Το όριο αυτό έχει επίσης προσδιοριστεί στην τομή Πισουρίου (Triantaphyllou et al., 2008, 2010). Το είδος αυτό παρουσιάζει ένα σύντομο διάστημα απουσίας από την μικροπανίδα (266,45-269,80 m) και επανεμφανίζεται λίγο πριν την επανεμφάνιση της G. puncticulata (269,8 m). Ο ορίζοντας αυτός τοποθετείται χρονικά στα 3,35 Ma. Η πρώτη εξαφάνιση της G. crassaformis από την τομή συμπίπτει με την πρώτη εξαφάνιση της G. inflata group από τη Μεσόγειο (Lourens et al., 2004; Iaccarino et al., 2007). Globorotalia bononiensis Η Globorotalia bononiensis, αρχικά εμφανίζεται στο δείγμα στα 261,85 m (Δ17) του τμήματος της τομής Site 1A, μαζί με άτομα που ανήκουν στο είδος G. puncticulata (Εικ.3.2). Προς τα πάνω συνεχίζει να εμφανίζεται μέσα στο διαχωρισμένο κλάσμα μέχρι και τα 263,25 m (Δ.22), σε ποσοστό συμμετοχής από 0,22% (Δ.17, 261,85 m) έως 0,79% (Δ.18, 262,05 m). Στο διάστημα μεταξύ των 263,50 m (Δ.23) - 264,90 m (Δ.27) απουσιάζει από το διαχωρισμένο κλάσμα, για να επανεμφανιστεί μόνο στο δείγμα στα 265,55 m (ΑΒ.06) του τμήματος της τομής Site 1AΒ, σε ποσοστό 1,11%. Το τελευταίο δείγμα, στο οποίο παρατηρείται η G. bononiensis είναι στο δείγμα στα 266,03 m (ΑΒ.04), χωρίς όμως να εμφανίζεται μέσα στο διαχωρισμένο κλάσμα. Το 74

75 δείγμα στα 266,45 m (ΑΒ02) θεωρείται ως το σημείο πρώτης εξαφάνισης της G. inflata group από τη Μεσόγειο (Lourens et al., 2004; Iaccarino et al., 2007). Η επανεμφάνιση της G. inflata group λαμβάνει χώρα στο δείγμα στα 270,56 m (ΑΒ.17), που χρονοστρωματογραφικά υπολογίστηκε στα 3,31 Ma (Lourens et al., 2004; Iaccarino et al., 2007) με μορφές, οι οποίες ομοιάζουν στην G. puncticulata. Μορφές όμοιες με την G. bononiensis, εμφανίζονται στο αμέσως επόμενο δείγμα στα 270,78 m (ΑΒ.18) και εμφανίζονται σποραδικά μέχρι το δείγμα στα 300 m (Δ.59), σε ποσοστό που κυμαίνεται από 0,20% (Δ.36 στα 274,53 m) έως 4,75% (Δ.39 στα 275,43 m), ενώ απουσιάζει από το διαχωρισμένο κλάσμα, στα διαστήματα από τα δείγματα ΑΒ.21 (271,53 m) μέχρι το Δ.32 (273,43 m) και από το Δ.52 (289 m) έως το Δ.58 (299,65 m). Η G. bononiensis επανεμφανίζεται μόνο στο δείγμα Δ.59 (300 m), ενώ απουσιάζει παντελώς από τα δείγματα Δ.60-Δ.68 (302,85-329,20 m). Συνεπώς, στο δείγμα στα 300 m (Δ.59) έχουμε την τελευταία εμφάνιση της G. bononiensis, η οποία χρονοστρωματογραφικά υπολογίστηκε στα 2,41 Ma (Lourens et al., 2004; Iaccarino et al., 2007) και αποτελεί το όριο των βιοζωνών MPL5a/MPL5b (Εικ.3.2). Επίσης, από το σημείο αυτό αρχίζει και το δεύτερο διάστημα εξαφάνισης των ατόμων της G. inflata group από τη Μεσόγειο μέχρι την πρώτη εμφάνιση της G. inflata. Η τελευταία εμφάνιση της G. bononiensis σύμφωνα με τους Grandstein και άλλοι (2012), έπεται ελαφρώς του ορίου Πλειοκαίνου/Πλειστοκαίνου. Neogloboquadrina atlantica atlantica Η N. atlantica atlantica εμφανίζεται σποραδικά σε ένα μικρό διάστημα, από το δείγμα στα 296 m (Δ.53) μέχρι το δείγμα στα 299,65 m (Δ.58) (Εικ.3.2). Το διάστημα από τα 296 m έως τα 300 m, αποτελεί την κανονική και κοινή εμφάνιση της αριστερόστροφα περιελιγμένης Neogloboquadrina atlantica atlantica, μεταξύ 2,71 Ma και 2,41 Ma (Lourens et al., 2004; Iaccarino et al., 2007). Globorotalia inflata Η πρώτη εμφάνιση της G. inflata, συμπίπτει με τη δεύτερη επανεμφάνιση της G. inflata group στη Μεσόγειο. Το πρώτο δείγμα, στο οποίο ανευρέθηκε η G. inflata είναι στα 308,60 m (Δ.64) (Εικ.3.2). Το σημείο αυτό, αποτελεί την πρώτη εμφάνιση της G. inflata, το οποίο χρονοστρωματογραφικά υπολογίστηκε στα 2,09 Ma (Lourens et al., 2004; Iaccarino et al., 2007) και καθορίζει το όριο των βιοζωνών MPL5b/MPL6a. Από το σημείο της πρώτης εμφάνισης του είδους και προς τα ανώτερα στρώματα, μέχρι το τέλος της τομής στα 329,20 m, εμφανίζεται συνεχώς μέσα στα δείγματα, σε ποσοστό που κυμαίνεται από 0,39% (Δ.67, 328,80 m) έως 1,63% (Δ.66, 319 m). 75

76 Εικόνα 3.2: Ποσοστιαίες καμπύλες κατανομής των χαρακτηριστικών πλαγκτονικών τρηματοφόρων Sphaeroidinellopsis group, G. margaritae, G. puncticulata, G. crassaformis, G. bononiensis, G. inflata και N. atlantica, τα οποία βοήθησαν στην αναγνώριση των σημαντικότερων βιοσυμβάντων της τομής (κίτρινες γραμμές).(παράρτημα 4) 76

77 Από τις ποσοστιαίες καμπύλες κατανομής των υπόλοιπων ειδών πλαγκτονικών τρηματοφόρων, τα οποία συμμετέχουν εντός της πανίδας, φαίνονται για κάθε είδος χωριστά τα ακόλουθα: Globigerina bulloides Το είδος αυτό, παρουσιάζει μια μείωση στα ποσοστά εμφάνισής του, προς τα ανώτερα και νεότερα στρώματα. Τα υψηλότερα ποσοστά, παρατηρούνται στα ελασματοειδή καστανόχρωμα στρώματα, πλούσια σε οργανικό υλικό των ιζηματογενών κύκλων (20%)(Εικ.3.3). Globigerina falconensis Το είδος αυτό, προσδιορίστηκε σε όλα τα δείγματα της τομής με τις μεγαλύτερες διακυμάνσεις στην κατανομή του, κατά τις εναλλαγές των γκρίζων με τις καστανόχροες ελασματοειδείς μάργες ( m) (Εικ.3.3). Οι εναλλαγές αυτές, χαρακτηρίζονται από μεγαλύτερη εμφάνιση του είδους στις γκρίζες μάργες, ενώ τα ποσοστά μειώνονται ελαφρώς στις καστανόχροες ελασματοειδείς μάργες. Globoturborotalita nepenthes Η G. nepenthes (Εικ.3.2, 3.3) έχει το μεγαλύτερο ποσοστό συμμετοχής μέσα στις ροδόχροες μάργες στο κατώτερο τμήμα Site1 της τομής, το οποίο ανήκει μέσα στις βιοζώνες MPL 1 και MPL 2. Το ποσοστό συμμετοχής της, στη βιοζώνη MPL1 (Sphaeroidinellopsis acme zone) κυμαίνεται κυρίως από 9,42% (14/3/11-2) μέχρι 21,95% (12/4/07-4). Στη βιοζώνη MPL 2 (Globorotalia margaritae zone) το ποσοστό συμμετοχής τους κυμαίνεται από 2,41% (28/7/10-3) μέχρι 15,70% (12/4/07-Α). Στο ανώτερο κομμάτι του τμήματος Site1 της τομής μέσα στις καστανόχροες μάργες, το οποίο ανήκει στη βιοζώνη MPL 3 (G. margaritae G. puncticulata), εμφανίζεται στο διαχωρισμένο κλάσμα και των τριών δειγμάτων σε ποσοστό συμμετοχής μεταξύ 0,88% (12/4/07-Β) και 2,46% (28/7/10-5). Στους ιζηματογενείς κύκλους των τμημάτων Site1Α και Site1ΑΒ της τομής, τα οποία ανήκουν στις βιοζώνες MPL 3, MPL 4a και MPL 4b, απαντάται σποραδικά με χαμηλό ποσοστό συμμετοχής στο διαχωρισμένο κλάσμα μέχρι το δείγμα ΑΒ.11 (269,18 m), το οποίο είναι και το τελευταίο σημείο εμφάνισής της στην τομή. Το ποσοστό συμμετοχής της κυμαίνεται κυρίως μεταξύ 0,27% (Δ.4, 258,45 m) και 2,82% (Δ.19, 262,30 m), με εξαίρεση δύο αυξήσεις στα δείγματα στα 260,65 m (Δ.13) και 267,56 m (ΑΒ.4) σε ποσοστό συμμετοχής 4,51% και 4,23% αντίστοιχα. 77

78 Globoturborotalita apertura Το είδος αυτό εμφανίζει μια μείωση των συγκεντρώσεων προς τα πάνω. Oι μεγαλύτερες συγκεντρώσεις των ατόμων του είδους παρατηρούνται μέσα στις καστανές ελασματοειδείς μάργες, όπως στα δείγματα στα 277,26 m (9,28%, Δ.45), 259,73 m (8,33%, Δ.10), 276,08 m (6,93%, Δ.41), 269,35 m (6,73%, ΑΒ.12) και 277,84 m (6,61%, Δ.47) (Εικ.3.3). Γενικά, το ποσοστό του είδους μέσα στις ελασματοειδείς μάργες κυμαίνεται από 0,17% (Δ.29, 272,38 m) έως 9,28% (Δ.45, 277,26 m). Η τελευταία εμφάνιση του είδους στην τομή λαμβάνει χώρα λίγο πριν την τελευταία εμφάνιση της G. bononiensis και το τέλος της βιοζώνης MPL 5a στο δείγμα Δ.59 (300 m). Η εμφάνιση του είδους στα δύο τελευταία δείγματα Δ.67 (328,80 m) και Δ.68 (329,20 m) σε ποσοστό 0,78% και 0,73% αντίστοιχα, οφείλεται σε επανατοποθέτηση μεταφερμένου υλικού από την υποθαλάσσια διάβρωση παλαιότερων ιζημάτων. Η G. apertura εξαφανίζεται από την περιοχή της Μεσογείου, σύμφωνα με την Iaccarino και άλλους (2007) με το τέλος της βιοζώνης MPL 5b (2,09 Ma). Στην τομή εξαφανίζεται λίγο πριν τα 2,41 Ma γεγονός, το οποίο οφείλεται πιθανότατα στην μείωση του βάθους της θάλασσας και στην απόθεση αμμωδών μαργών και μαργαϊκών άμμων με μακροαπολιθώματα, όπως ακριβώς συνέβη και στο χρονικό διάστημα, που καλύπτει το τμήμα της τομής Site1Γ. Globoturborotalita decoraperta Η εμφάνιση του είδους αυτού είναι συνεχόμενη με μικρές διακυμάνσεις σε όλο το μήκος της τομής (Εικ.3.3). Σε αντίθεση με την G. apertura, οι μεγαλύτερες συγκεντρώσεις των ατόμων της G. decoraperta παρατηρούνται μέσα στις γκρίζες συμπαγείς μάργες (μέχρι 20%). Το ποσοστό μέσα στις καστανές ελασματοειδείς μάργες κυμαίνεται από 0,29% έως 13,32%. Στο τμήμα Site1Γ της τομής (μέρος της βιοζώνης MPL 5a), όπου έχουμε την πρώτη μείωση του βάθους της θαλάσσιας λεκάνης με την απόθεση απολιθωματοφόρων αμμωδών μαργών, εμφανίζεται στο διαχωρισμένο κλάσμα και των τριών δειγμάτων με υψηλό ποσοστό, σε αντίθεση με την G. apertura. Στο τμήμα Site1Δ της τομής, το οποίο αρχικά αποτελείται από μάργες (πιο βαθύ θαλάσσιο περιβάλλον), οι οποίες προς τα πάνω μεταπίπτουν σε απολιθωματοφόρες αμμώδεις μάργες, μαργαϊκούς άμμους και τέλος ασβεστιτικούς ψαμμίτες, εμφανίζεται συνεχώς με ποσοστό, που κυμαίνεται από 0,73% έως 9,68%. 78

79 Σύμφωνα με την Iaccarino και άλλους (2007), η G. decoraperta εξαφανίζεται από τη Μεσόγειο με το τέλος της βιοζώνης MPL 6b (1,79 Ma) στο παλαιό όριο Πλειοκαίνου / Πλειστοκαίνου. Η συνεχής παρουσία της G. decoraperta σε όλα τα δείγματα της τομής, ταυτίζεται απόλυτα με το γεγονός, ότι η τομή μας σταματάει μέσα στη βιοζώνη MPL 6a πριν τα 1,79 Ma. Εικόνα 3.3: Ποσοστιαίες καμπύλες κατανομής των πλαγκτονικών τρηματοφόρων G. bulloides, G. falconensis, Globoturborotalita group, Gt. nepenthes, Gt. apertura, Gt. decoraperta, Gt. rubescens, Globoturborotalita sp., N. acostaensis, N. humerosa και N. dutertrei. Οι κίτρινες γραμμές υποδεικνύουν τα σημαντικότερα βιοσυμβάντα. (Παράρτημα 4) 79

80 Globoturborotalita rubescens Η G. rubescens δεν εμφανίζεται καθόλου στο κατώτερο τμήμα (τμήμα βιοζώνης MPL 1, MPL 2 και τμήμα MPL 3) της τομής (Εικ.3.3). Μέσα στους ιζηματογενείς κύκλους των τμημάτων Site1Α, Site1ΑΒ και Site1Β (βιοζώνες MPL 3, MPL 4a, MPL 4b και μέρος της MPL 5a) εμφανίζεται συνεχώς με τις μεγαλύτερες συγκεντρώσεις ατόμων, να παρατηρούνται μέσα στις ελασματοειδείς μάργες. Το ποσοστό συμμετοχής των ατόμων του είδους μέσα στις ελασματοειδείς μάργες κυμαίνεται από 2,55% έως 20,63%, ενώ μέσα στις γκρίζες συμπαγείς μάργες κυμαίνεται από 2,29% έως 15,64%. Στο τμήμα Site1Γ της τομής (μέρος της βιοζώνης MPL 5a), εμφανίζεται σε ποσοστά 2,22%-5,16% σε αντίθεση με την G. apertura. Στο τμήμα Site1Δ της τομής (περιλαμβάνει τμήμα της βιοζώνης MPL 5a, την MPL 5b και τμήμα της MPL 6a ), όπου επικρατεί πιο βαθύ θαλάσσιο περιβάλλον, το ποσοστό εμφάνισης φτάνει τα 15,18%. Αυξημένα ποσοστά συμμετοχής των ατόμων της G. rubescens (6,14%- 15,18%) παρατηρούνται στο διάστημα παρουσίας του είδους Ν. atlantica atlantica στη Μεσόγειο. Σύμφωνα με την Iaccarino και άλλους (2007), η G. rubescens εμφανίζεται στη Μεσόγειο με την έναρξη της βιοζώνης MPL 6α (2,09 Ma), ενώ στην τομή μας εμφανίζεται πολύ πιο κάτω, στο ανώτερο τμήμα της MPL 3 στα 3,98 Ma. Neogloboquadrina Τα είδη της Neogloboquadrina, τα οποία ανευρέθηκαν στην τομή Εσσοβούγιες- Εξωβούγιες, είναι οι Ν. acostaensis, N. humerosa, N. atlantica atlantica και N. dutertrei. Τα είδη Ν. acostaensis και N. humerosa ανήκουν στην εξελικτική γραμμή Ν. acostaensis - N. humerosa - N. dutertrei, η οποία ξεκινά από το Ανώτερο Μειόκαινο και περιορίζεται σε σχετικά θερμά νερά σε όλο το εύρος κατανομής τους (Kennett & Srinivasan, 1983; Bolli & Saunders, 1985). Αυτά τα τρία είδη ομαδοποιούνται στην κατηγορία των θερμών Neogloboquadrina, ενώ αντίθετα τα είδη N. atlantica atlantica και N. pachyderma ανήκουν στην κατηγορία των ψυχρών Neogloboquadrina, αν και η N. atlantica atlantica φαίνεται να διαβιεί σε μεγαλύτερο εύρος θερμοκρασιών απ ότι η N. pachyderma (Dowsett & Loubere, 1992), γεγονός που φαίνεται και στην τομή Εσσοβούγιες-Εξωβούγιες. Η N. atlantica atlantica εμφανίζεται σποραδικά σε ένα μικρό διάστημα από τα 296 m (Δ.53) μέχρι τα 299,65 m (Δ.58), με πολύ μικρά ποσοστά που δεν υπερβαίνουν το 1%. Στο διάστημα αυτό συνυπάρχει με σχετικά αυξημένα ποσοστά των G. obliquus και G. extremus, είδη 80

81 που διαβιούν από τροπικά έως ζεστά (G. obliquus) μέχρι κρύα (G. extremus) υποτροπικά περιβάλλοντα (Kennett & Srinivasan, 1983). Το είδος Ν. acostaensis εμφανίζεται συνέχεια σε όλη την τομή (Εικ.3.3). Άτομα με δεξιόστροφη και αριστερόστροφη περιέλιξη μετρήθηκαν ξεχωριστά, λόγω της βιοστρωματογραφικής αλλά και παλαιοοικολογικής σημασίας της φοράς περιέλιξης της ομάδας αυτής των πλαγκτονικών τρηματοφόρων. Δεξιόστροφα και αριστερόστροφα περιελιγμένα άτομα, εμφανίζονται σε όλο το μήκος της τομής με τα δεξιόστροφα να επικρατούν στο κατώτερο τμήμα και τα αριστερόστροφα να εμφανίζονται με υψηλότερα ποσοστά από το τέλος των ιζηματογενών κύκλων έως το ανώτερο τμήμα της. Στο κατώτερο τμήμα της τομής παρατηρείται αύξηση (3,16%) των αριστερόστροφα περιελιγμένων ατόμων με την εμφάνιση του είδους G. puncticulata. Μέσα στους ιζηματογενείς κύκλους των τμημάτων Site1A, Site1AB και Site1B το ποσοστό συμμετοχής των δεξιόστροφα περιελιγμένων μορφών είναι μεγάλο και κυμαίνεται από 1,46% έως 51,12% (Δ.12, 260,35 m). Στις ελασματοειδείς καστανές μάργες, γενικά παρατηρούνται πιο υψηλά ποσοστά συμμετοχής των δεξιόστροφα περιελιγμένων Ν. acostaensis (51,12% ) σε σχέση με τις γκρίζες μάργες, που είναι πιο χαμηλά. Η N. humerosa δεν εμφανίζεται καθόλου εντός των ροδόχροων μαργών στο κατώτερο τμήμα της τομής (Εικ.3.3). Στους ιζηματογενείς κύκλους του τμήματος Site1Α της τομής εμφανίζεται σποραδικά με μικρό ποσοστό συμμετοχής, που κυμαίνεται από 0,14% (Δ.25, 264,05 m) έως 0,76% (Δ.14, 260,85 m). Προς τα πάνω, στους ιζηματογενείς κύκλους των τμημάτων Site1ΑΒ και Site1Β, η N. humerosa σταδιακά εμφανίζεται σε όλα τα δείγματα καθώς αυξάνεται και το ποσοστό συμμετοχής της, το οποίο κυμαίνεται από 0,24% (ΑΒ.12, 269,35 m) έως 5,38% (ΑΒ.20, 271,30 m) με εξαίρεση το δείγμα ΑΒ.23 (272,18 m), του οποίου το ποσοστό συμμετοχής ανέρχεται στα 14,99%, γεγονός που συνηγορεί υπέρ των σχετικά θερμών θαλάσσιων υδάτων σε αυτό το διάστημα της τομής. Στο Site1Γ εμφανίζεται στο διαχωρισμένο κλάσμα και των τριών δειγμάτων με χαμηλό ποσοστό συμμετοχής από 0,26% (Δ.49, 280,40 m) έως 1,09% (Δ.51, 281,70 m), σε αντίθεση, με το τμήμα της τομής Site1Δ, όπου πάλι εμφανίζεται σποραδικά με χαμηλά ποσοστά συμμετοχής, τα οποία κυμαίνονται από 0,27% (Δ.62, 303,90 m) έως 0,95% (Δ.60, 302,85 m). Αυτό συνηγορεί υπέρ των σχετικά πιο ψυχρών θαλάσσιων υδάτων σε αυτό το διάστημα της τομής. 81

82 Εικόνα 3.4: Ποσοστιαίες καμπύλες κατανομής των πλαγκτονικών τρηματοφόρων G. glutinata, G. uvula, T. quinqueloba, T. humilis, G. scitula, D. altispira altispira, Ge. siphonifera, Ge. obesa, O. universa, O. bilobata και O. suturalis. Οι κίτρινες γραμμές υποδεικνύουν τα σημαντικότερα βιοσυμβάντα. (Παράρτημα 4) 82

83 Globigerinita glutinata Το είδος αυτό εμφανίζεται σε όλα τα δείγματα που μελετήθηκαν (Εικ.3.4). Μέσα στις ροδόχροες μάργες του τμήματος Site1 (τμήμα βιοζώνης MPL 1 και MPL 2) της τομής εμφανίζεται σε ποσοστό συμμετοχής, το οποίο κυμαίνεται από 12,64% έως 27,69%. Στις υπερκείμενες καστανόχροες μάργες του τμήματος Site1 (τμήμα βιοζώνης MPL 3) εμφανίζεται σε ποσοστό συμμετοχής, το οποίο κυμαίνεται από 18,83% έως 25,96%. Μέσα στους ιζηματογενείς κύκλους των τμημάτων Site1Α, Site1ΑΒ και Site1Β (βιοζώνες MPL 3, MPL 4a, MPL 4b και μέρος της MPL 5a) εμφανίζεται συνεχώς μέσα στο διαχωρισμένο κλάσμα, τόσο των συμπαγών όσο και των ελασματοειδών μαργών. Στις ελασματοειδείς μάργες το ποσοστό συμμετοχής της κυμαίνεται από 0,57% (271,30 m) έως 25,20% (263,25 m), ενώ μέσα στις συμπαγείς μάργες κυμαίνεται από 3,00% (267,96 m) έως 29,95% (271,98 m). Στα τμήματα της τομής Site1Γ (μέρος της βιοζώνης MPL 5a) και Site1Δ (περιλαμβάνει τμήμα της βιοζώνης MPL 5a, την MPL 5b και τμήμα της MPL 6a), εμφανίζεται συνεχώς σε ποσοστό που κυμαίνεται από 8,86% έως 22,57%. Turborotalita humilis Στο κατώτερο τμήμα της τομής Site1 μέσα στις ροδόχροες μάργες (MPL 1 και MPL 2), εμφανίζεται σε μικρό ποσοστό (Εικ.3.4). Δεν εμφανίζεται στις υπερκείμενες καστανόχροες μάργες (MPL 3), ενώ στους ιζηματογενείς κύκλους του τμήματος Site1Α (MPL 3 και MPL 4a) εμφανίζεται σποραδικά σε μικρό ποσοστό (έως 1,96%). Μέσα στους ιζηματογενείς κύκλους του τμήματος Site1ΑΒ (MPL 4a και MPL 4b) εμφανίζεται σποραδικά με πολύ μικρό ποσοστό (0,48% & 0,57%), ενώ δεν εμφανίζεται στο τμήμα της τομής Site1Β (MPL 5a). Στα τμήματα της τομής Site1Γ (μέρος της βιοζώνης MPL 5a) και Site1Δ (περιλαμβάνει τμήμα της βιοζώνης MPL 5a, την MPL 5b και τμήμα της MPL 6a), εμφανίζεται σπάνια (0,51% & 0,54%). Turborotalita quinqueloba Στο κατώτερο τμήμα της τομής Site1 μέσα στις ροδόχροες μάργες (MPL 1 και MPL 2), εμφανίζονται τα μεγαλύτερα ποσοστά του είδους σε σχέση με τα υπόλοιπα τμήματα της τομής (10,16%-18,80%)(Εικ.3.4) σε ποσοστό συμμετοχής που κυμαίνεται μεταξύ 0,24% (28/7/10-3) και 18,80% (12/4/07-Α). Στις υπερκείμενες καστανόχροες μάργες της τομής Site1 (MPL 3), εμφανίζεται με χαμηλό ποσοστό από 0,70% μέχρι 2,20%. Μέσα στους περισσότερους ιζηματογενείς κύκλους του τμήματος Site1Α (MPL 3 και MPL 4a) τα μεγαλύτερα ποσοστά συμμετοχής του είδους, απαντώνται μέσα στις καστανές ελασματοειδείς μάργες (3,68%). Το ποσοστό 83

84 συμμετοχής μέσα στις γκρίζες συμπαγείς μάργες των ιζηματογενών κύκλων κυμαίνεται από 0,14% (Δ.25, 264,05 m) έως 1,66% (Δ.7, 259,10 m). Προς τους ανώτερους ιζηματογενείς κύκλους των τμημάτων Site1ΑΒ (MPL 4a και MPL 4b) και Site1Β (MPL 5a) τα μεγαλύτερα ποσοστά του είδους, επίσης παρατηρούνται μέσα στις καστανές ελασματοειδείς μάργες (7,67% (Δ.37, 274,83 m), 3,16% (Δ.39, 275,43 m)) και το ποσοστό συμμετοχής του κυμαίνεται από 0,28% έως 7,67%. Μέσα στις γκρίζες συμπαγείς μάργες το ποσοστό συμμετοχής του είδους κυμαίνεται από 0,26% (ΑΒ.21, 271,53 m) έως 2,89% (Δ.38, 275,13 m). Στο τμήμα της τομής Site1Γ (μέρος της βιοζώνης MPL 5a) εμφανίζεται σε πολύ μικρό ποσοστό, ενώ αυξάνεται στο τμήμα της τομής Site1Δ (περιλαμβάνει τμήμα της βιοζώνης MPL 5a, την MPL 5b και τμήμα της MPL 6a), με το μεγαλύτερο ποσοστό του είδους, 8,35% (Δ.55, 298,20m), να παρατηρείται κατά την εμφάνιση του είδους Ν. atlantica atlantica. Globorotalia scitula Στο κατώτερο τμήμα της τομής Site1 μέσα στις ροδόχροες μάργες (MPL 1 και MPL 2), εμφανίζεται σε όλα τα δείγματα με μέγιστο ποσοστό 6,34% (Εικ.3.4). Στις υπερκείμενες καστανόχροες μάργες (MPL 3) εμφανίζεται σε μικρότερα ποσοστά (έως 3,74%). Μέσα στους ιζηματογενείς κύκλους των τμημάτων Site1Α (MPL 3 και MPL 4a) και Site1ΑΒ (MPL 4a και MPL 4b) εμφανίζεται σποραδικά με τα μεγαλύτερα ποσοστά συμμετοχής του είδους, να απαντώνται μέσα στις γκρίζες συμπαγείς μάργες (2,09%). Προς τους ανώτερους ιζηματογενείς κύκλους του τμήματος Site1Β (MPL 5a) και στο τμήμα Site1Δ (περιλαμβάνει τμήμα της βιοζώνης MPL 5a, την MPL 5b και τμήμα της MPL 6a) εμφανίζεται σπάνια. Από την πρώτη εμφάνιση της G. inflata (308,60 m) μέχρι και το ανώτερο τμήμα της τομής δεν εμφανίζονται άτομα του είδους αυτού. Globoquadrina altispira altispira Το είδος αυτό δεν εμφανίζεται στο κατώτερο τμήμα της τομής παρά μόνο σπάνια μέσα στα τμήματα Site1Α και στο κατώτερο τμήμα του Site1ΑΒ. Τα ποσοστά παρουσίας του μέσα στην μικροπανίδα κυμαίνονται από 0,28% έως 2,35% (Εικ.3.4). Η G. altispira altispira εξαφανίζεται από τη Μεσόγειο στα 3,16 Ma λίγο μετά το τέλος της βιοζώνης MPL 4b (3,19 Ma), που συμπίπτει με την τελευταία εμφάνιση των Sphaeroidinellopsis. Στην τομή εμφανίζεται για τελευταία φορά στα 266,03 m λίγο πριν την πρώτη εξαφάνιση της Globorotalia inflata group από τη Μεσόγειο στα 3,57 Ma. 84

85 Globigerinella siphonifera Mέσα στις ροδόχροες μάργες του τμήματος Site1 (τμήμα βιοζώνης MPL 1 και MPL 2) της τομής εμφανίζεται με ποσοστό, το οποίο κυμαίνεται από 0,25% έως 1,50% (Εικ. 3.4). Μέσα στις καστανόχροες μάργες του τμήματος Site1 (τμήμα βιοζώνης MPL 3) εμφανίζεται σε ποσοστό μεταξύ 0,66% και 1,05%. Μέσα στους ιζηματογενείς κύκλους των τμημάτων Site1Α, Site1ΑΒ και Site1Β (βιοζώνες MPL 3, MPL 4a, MPL 4b και μέρος της MPL 5a) εμφανίζεται σποραδικά σχεδόν με τα ίδια ποσοστά τόσο μέσα στις γκρίζες όσο και μέσα στις καστανόχροες ελασματοειδείς μάργες (μέγιστο 1,63%). Στο τμήμα της τομής Site1Γ (μέρος της βιοζώνης MPL 5a) δεν εμφανίζεται, ενώ στο τμήμα της τομής Site1Δ (περιλαμβάνει τμήμα της βιοζώνης MPL 5a, την MPL 5b και τμήμα της MPL 6a), εμφανίζεται σποραδικά. Globigerinella obesa Η G. obesa εμφανίζεται σε όλα τα τμήματα της τομής και με μεγαλύτερο ποσοστό συμμετοχής σε σχέση με την G. siphonifera, το οποίο κυμαίνεται από 0,20% έως 3,02% (Εικ.3.4). Μέσα στους ιζηματογενείς κύκλους των τμημάτων Site1Α, Site1ΑΒ και Site1Β (βιοζώνες MPL 3, MPL 4a, MPL 4b και μέρος της MPL 5a) εμφανίζεται σποραδικά, τόσο μέσα στις γκρίζες όσο και μέσα στις καστανόχροες ελασματοειδείς μάργες. Orbulina group Τα άτομα της ομάδας αυτής ανήκουν κυρίως στο είδος Ο. universa, η οποία εμφανίζεται σε όλα τα τμήματα της τομής σε ποσοστό συμμετοχής που κυμαίνεται από 0,19% έως 8,26% (Εικ.3.4). Η O. bilobata εμφανίζεται αρχικά στις ροδόχροες μάργες του τμήματος Site 1 με ποσοστά συμμετοχής μεταξύ 0,25% - 1,35% (Εικ.3.4). Προς τα πάνω εμφανίζεται σπάνια. Η O. suturalis εμφανίζεται σχεδόν σε όλα τα δείγματα των ροδόχροων μαργών του τμήματος Site1 της τομής σε ποσοστό συμμετοχής από 0,25% έως 6,27% (Εικ.3.4). Στις υπερκείμενες καστανόχροες μάργες του τμήματος Site1 της τομής άτομα του είδους εμφανίζονται σε μικρότερα ποσοστά (0,22%-2,46%). Στα υπόλοιπα τμήματα της τομής εμφανίζεται σπάνια. 85

86 Εικόνα 3.5: Ποσοστιαίες καμπύλες κατανομής των πλαγκτονικών τρηματοφόρων Globigerinoides ruber, G. trilobus, G. obliquus, G. extremus, G. sacculifer group, G. bollii, G. bulloideus, G. tenellus, G. fistulosus και G. conglobatus. Οι κίτρινες γραμμές υποδεικνύουν τα σημαντικότερα βιοσυμβάντα. (Παράρτημα 4) 86

87 Globigerinoides ruber Το G. ruber εμφανίζεται σε όλα τα δείγματα που συλλέχθηκαν από την τομή (Εικ. 3.5). Στο κατώτερο τμήμα της τομής Site1 μέσα στις ροδόχροες μάργες (MPL 1 και MPL 2) μέχρι την πρώτη εμφάνιση της G. puncticulata, το ποσοστό συμμετοχής του G. ruber κυμαίνεται μεταξύ 1%-2%. Προς τα πάνω αυξάνεται σταδιακά και αφθονεί, τόσο στις γκρίζες μάργες όσο και στους καστανόχροους ελασματοειδείς ορίζοντες των περισσοτέρων ιζηματογενών κύκλων, σε ποσοστό συμμετοχής από 2,49% (Δ.29, 272,38 m) μέχρι 22,10% (ΑΒ.6, 267,96 m). Προς τα πάνω στο τμήμα της τομής Site1Γ μέσα στις απολιθωματοφόρες αμμώδεις μάργες, το ποσοστό συμμετοχής του είδους παραμένει υψηλό 17,86% (Δ.49, 280,40 m) και 16,67% (Δ.50, 281,05 m). Στο τμήμα Site1Δ κυμαίνεται κάτω από το 10%, κυρίως μεταξύ 4,10% (Δ.59, 300 m) και 8,86% (Δ.57, 299,15 m). Globigerinoides trilobus Στο κατώτερο τμήμα της τομής Site1 μέσα στις ροδόχροες μάργες (MPL 1 και MPL 2), εμφανίζεται σε ποσοστά συμμετοχής μεταξύ 0,32% (14/3/11-2) και 3,37% (28/7/10-3), ενώ στις υπερκείμενες καστανόχροες μάργες (MPL 3), σε ποσοστό από 1,40% (28/7/10-5) μέχρι 6,37% (12/4/07-Β). Μέσα στους ιζηματογενείς κύκλους των τμημάτων Site1Α και Site1ΑΒ (βιοζώνες MPL 3, MPL 4a και MPL 4b) εμφανίζεται σχεδόν σε όλα τα δείγματα. Στους πρώτους ιζηματογενείς κύκλους, μέχρι το δείγμα Δ.13 (260,65 m), τα μεγαλύτερα ποσοστά συμμετοχής του είδους απαντώνται μέσα στις γκρίζες συμπαγείς μάργες (4,68% (Δ.11, 260 m), 4,20% (Δ.9, 259,62 m)) και τα χαμηλότερα μέσα στα καστανόχροα ελασματοειδή στρώματα (0,20% (Δ.12, 260,35 m) και 0,93% (Δ.8, 259,47 m)). Προς τους ανώτερους ιζηματογενείς κύκλους, τα μεγαλύτερα ποσοστά του είδους απαντώνται τόσο μέσα στις συμπαγείς μάργες (5,72% (ΑΒ.2, 267,35 m), 5,57% (ΑΒ.1, 267,05 m), 5,11% (Δ.19, 262,30 m), 4,76% (ΑΒ.05, 265,95 m)) όσο και στις ελασματοειδείς μάργες (7,21% (ΑΒ.12, 269,35 m), 5,90% (ΑΒ.04, 266,03 m), 5,79% (Δ.14, 260,85 m), 5,44% (ΑΒ.5, 267,72 m)). Αντιθέτως, μέσα στους τελευταίους ιζηματογενείς κύκλους του Site1ΑΒ και σε αυτούς του Site1Β (MPL 5a) τα υψηλότερα ποσοστά των ατόμων του είδους παρατηρούνται και πάλι μέσα στις γκρίζες συμπαγείς μάργες (4,59% (Δ.44, 276,91 m), 4,47% (Δ.48, 278,21 m), 3,61% (Δ.34, 273,93 m)). Στα τμήματα της τομής Site1Γ (μέρος της βιοζώνης MPl 5a) και Site1Δ (περιλαμβάνει τμήμα της βιοζώνης MPL 5a, την MPL 5b και τμήμα της MPL 6a), εμφανίζεται συνεχώς μέσα στο διαχωρισμένο κλάσμα με ποσοστό, που κυμαίνεται από 0,45% 87

88 (Δ.53 (296 m), πρώτη εμφάνιση της Ν. atlantica) έως 3,29% (Δ.64 (308,60 m), πρώτη εμφάνιση της G. inflata). Globigerinoides obliquus Εμφανίζεται στο διαχωρισμένο κλάσμα των δειγμάτων όλων των τμημάτων, παρουσιάζοντας μια γενική μείωση προς τα ανώτερα στρώματα της τομής (Εικ.3.5). Μέσα στους ιζηματογενείς κύκλους του τμήματος Site1Α (MPL 3 και MPL 4a) εμφανίζει τα μεγαλύτερα ποσοστά συμμετοχής του, μέσα στις καστανές ελασματοειδείς μάργες, σε ποσοστό που κυμαίνεται από 0,80% (263,25 m) έως 10,83% (260,85 m). Παρόμοια κατανομή απεικονίζεται και προς τους ανώτερους ιζηματογενείς κύκλους του τμήματος Site1ΑΒ (MPL 4a και MPL 4b). Αντιθέτως, μέσα σε κάθε ιζηματογενή κύκλο του Site1Β (MPL 5a) τα υψηλότερα ποσοστά των ατόμων του είδους, παρατηρούνται μέσα στις γκρίζες συμπαγείς μάργες σε ποσοστό από 1,26% (277,61 m) έως 4,46% (275,13 m). Στο τμήμα της τομής Site1Γ (μέρος της βιοζώνης MPL 5a) το είδος αυτό εμφανίζεται να μειώνεται σταδιακά προς τα πάνω από 3,32% (280,40 m) σε 0,82% (281,70 m). Στο τμήμα της τομής Site1Δ (περιλαμβάνει τμήμα της βιοζώνης MPL 5a, την MPL 5b και τμήμα της MPL 6a ), εμφανίζεται με απόλυτη βεβαιότητα μέχρι το δείγμα στα 302,85 m (Δ.60) σε ποσοστό μέχρι 12,72% ( (Δ.53, 296 m), πρώτη εμφάνιση της Ν. atlantica). Από τα 303,20 m (Δ.61) και πάνω εμφανίζεται σε ποσοστό συμμετοχής από 0,78% (Δ.67, 328,80 m) έως 4,31% (Δ.62, 303,90 m). Δεν μπορούμε να καθορίσουμε με ακρίβεια ποιο είναι το σημείο της τελευταίας εμφάνισης του είδους, λόγω του υψηλού ποσοστού μεταφερμένου υλικού μέσα στα στρώματα αυτά. Globigerinoides extremus Το είδος αυτό παρουσιάζει σχεδόν συνεχόμενη κατανομή στο κατώτερο τμήμα της τομής, σε μικρά γενικά ποσοστά έως 2,64% (12/4/07-Β) στις ροδόχροες και καστανόχροες μάργες του τμήματος Site1 και έως 3,61% (Δ.2, 258,05 m) και 4,22% (ΑΒ.13, 269,58 m), στους ελασματοειδείς ορίζοντες και γκρίζες μάργες αντίστοιχα των υπερκείμενων ιζηματογενών κύκλων (Εικ.3.5). Στο τμήμα της τομής Site1Γ (μέρος της βιοζώνης MPL 5a) εμφανίζεται σε πολύ μικρό ποσοστό έως 0,54% (Δ.51, 281,70 m). Στο τμήμα της τομής Site1Δ (περιλαμβάνει τμήμα της βιοζώνης MPL 5a, την MPL 5b και τμήμα της MPL 6a ), εμφανίζεται μέσα στο διαχωρισμένο κλάσμα με απόλυτη βεβαιότητα μέχρι το δείγμα στα 299,15 m (0,47%, Δ.57). Από το δείγμα στα 302,85 m (Δ.60) μέχρι το τέλος της τομής άτομα του είδους εμφανίζονται σποραδικά μέσα στο διαχωρισμένο κλάσμα, αλλά είναι πιθανόν να έχουν μεταφερθεί από 88

89 παλαιότερα ιζήματα, λόγω του υψηλού ποσοστού μεταφερμένου υλικού μέσα στα στρώματα αυτά. Το ποσοστό συμμετοχής τους κυμαίνεται από 0,32% (Δ.60, 302,85 m) έως 1,82% (Δ.68, 329,20 m). Globigerinoides sacculifer group Στο κατώτερο τμήμα της τομής Site1 μέσα στις ροδόχροες μάργες (MPL 1 και MPL 2), εμφανίζεται σε ποσοστό συμμετοχής μεταξύ 0,25% και 4,74% (Εικ.3.5). Στις υπερκείμενες καστανόχροες μάργες (MPL 3), εμφανίζεται σε ποσοστό, το οποίο κυμαίνεται από 1,40% μέχρι 3,25%. Μέσα στους ιζηματογενείς κύκλους των τμημάτων Site1Α (MPL 3 και MPL 4a), Site1ΑΒ (MPL 4a και MPL 4b) και Site1Β (MPL 5a) κατά γενική παρακολούθηση τα μεγαλύτερα ποσοστά του είδους παρατηρούνται μέσα στη γκρίζα συμπαγή μάργα του κάθε ιζηματογενούς κύκλου. Το ποσοστό συμμετοχής μέσα στις συμπαγείς μάργες κυμαίνεται από 0,30% (Δ.30, 272,76 m) έως 8,93% (ΑΒ.05, 265,95 m), ενώ στις ελασματοειδείς από 0,23% (Δ.8, 259,47 m) έως 7,54% (Δ.18, 262,05 m). Στο τμήμα της τομής Site1Γ (μέρος της βιοζώνης MPL 5a) εμφανίζεται σε πολύ μικρό ποσοστό, που κυμαίνεται από 0,27% (281,70 m) έως 0,83% (281,05 m). Επίσης, εμφανίζεται σποραδικά στο τμήμα της τομής Site1Δ (περιλαμβάνει τμήμα της βιοζώνης MPL 5a, την MPL 5b και τμήμα της MPL 6a ) σε ποσοστό συμμετοχής από 0,22% (Δ.53, 296 m) έως 4,94% (Δ.64, 308,60 m, πρώτη εμφάνιση G. inflata). Globigerinoides bulloideus Το είδος αυτό εμφανίζεται σποραδικά στο κατώτερο τμήμα της τομής Site1 σε μικρά ποσοστά (1,05%) (Εικ.3.5). Στους ιζηματογενείς κύκλους του τμήματος Site1Α (MPL 3 και MPL 4a), Site1ΑΒ (MPL 4a και MPL 4b) και Site1Β (MPL 5a), εμφανίζεται με υψηλότερα ποσοστά έως 3,60% (Δ.11, 260 m) μέσα στις συμπαγείς μάργες και έως 4,89% (Δ.12, 260,35 m) μέσα στις ελασματοειδείς μάργες. Στο τμήμα της τομής Site1Γ (μέρος της βιοζώνης MPL 5a) εμφανίζεται σε ποσοστό έως 1,79% (Δ.49, 280,40 m) και στο τμήμα της τομής Site1Δ (περιλαμβάνει τμήμα της βιοζώνης MPL 5a, την MPL 5b και τμήμα της MPL 6a ), εμφανίζεται σποραδικά μέχρι τα 308,60 m (Δ.64). Globigerinoides bollii Το είδος αυτό εμφανίζει δύο σημαντικές συγκεντρώσεις σε μικρά ποσοστά (μέχρι 1,40%), που περιορίζονται μέσα στις ροδόχροες (MPL 1 και MPL 2) και στις υπερκείμενες καστανόχροες μάργες (MPL 3) του τμήματος Site1 και στους 89

90 ιζηματογενείς κύκλους των τμημάτων Site1Α (MPL 3 και MPL 4a) και Site1ΑΒ (MPL 4a και MPL 4b) (Εικ.3.5). Η τελευταία εμφάνιση του G. bollii λαμβάνει χώρα στο δείγμα ΑΒ22 (0,89%, 272,08 m), το οποίο συμπίπτει με την τελευταία εμφάνιση του Sphaeroidinellopsis στα 3,19 Ma (ανώτερο όριο βιοζώνης MPL 4b). Globierinoides fistulosus Eμφανίζεται μόνο στο διαχωρισμένο κλάσμα του δείγματος Δ.2 (258,05 m) του τμήματος Site1Α (MPL 3 και MPL 4a) της τομής, σε ποσοστό συμμετοχής 0,30% (Εικ.3.5). Globigerinoides helisinus Η πρώτη εμφάνιση του είδους παρατηρείται στα 266,24 m (0,31%, ΑΒ.03) του τμήματος Site1ΑΒ (MPL 4a και MPL 4b) (Εικ.3.5). Προς τα πάνω εμφανίζεται σποραδικά σε μικρά ποσοστά μέχρι τα 281,05 m (Δ.50). Globigerinoides tenellus Η πρώτη εμφάνιση του είδους σημειώνεται στο τμήμα της τομής Site1Δ (περιλαμβάνει τμήμα της βιοζώνης MPL 5a, την MPL 5b και τμήμα της MPL 6a ) και εντός του διαχωρισμένου κλάσματος του δείγματος στα 302,85 m (0,32%, Δ.60), το οποίο συμπίπτει με τη δεύτερη εξαφάνιση της G. inflata group από τη Μεσόγειο (Εικ. 3.5). Προς τα πάνω επανεμφανίζεται στο διαχωρισμένο κλάσμα μόνο του δείγματος στα 328,80 m (0,39%, Δ.67). Globigerinoides conglobatus Εμφανίζεται σε περιορισμένο αριθμό δειγμάτων στο κατώτερο τμήμα Site1 της τομής, μέσα στις ροδόχροες (MPL 1 και MPL 2) και στις υπερκείμενες καστανόχροες μάργες (MPL 3), σε ποσοστό έως 0,35% και στους ιζηματογενείς κύκλους των τμημάτων Site1Α (MPL 3 και MPL 4a) και Site1ΑΒ (MPL 4a και MPL 4b) σε ποσοστό έως 0,59% (Εικ.3.5). Απουσιάζει παντελώς από τους ιζηματογενείς κύκλους του τμήματος Site1Β (MPL 5a), καθώς και από όλα τα δείγματα των τμημάτων Site1Γ και Site1Δ της τομής Πυρήνας ΜΠ7 Η κατανομή των χαρακτηριστικών ειδών-δεικτών των πλαγκτονικών τρηματοφόρων, που αναγνωρίστηκαν στην πυρηνοληπτική γεώτρηση ΜΠ7, περιγράφονται αναλυτικά για το κάθε είδος ξεχωριστά με βάση την στρωματογραφική του θέση: 90

91 Εικόνα 3.6: Ποσοστιαίες καμπύλες κατανομής των πλαγκτονικών τρηματοφόρων G. conomiozea, Sphaeroidinellopsis sp., G. nepenthes, G. margaritae, G. puncticulata, G. crassaformis, G. bononiensis, N. atlantica, G. inflata, G. truncatulinoides, Neogloboquadrina group sin. και G. truncatulinoides excelsa, που βοήθησαν στην αναγνώριση των σημαντικότερων βιοσυμβάντων της τομής (κίτρινες γραμμές). (Παράρτημα 4) 91

92 Globorotalia conomiozea H Globorotalia conomiozea εμφανίζεται μόνο σε δύο δείγματα, στο ανώτερο τμήμα της υπόλευκης σκληρής κρητιδικής μάργας στα 129,95 m και στα 129,80 m βάθος σε ποσοστό έως 0,73% και υποδηλώνει την παρουσία Μειοκαινικών ιζημάτων (Εικ.3.6), καθώς η τελευταία εμφάνιση του είδους έχει καταγραφεί στο Μεσσήνιο, στα 6.52 Ma (Krijgsman et al. 1999; Sierro et al. 2001). Peak of sinistrally coiled Neogloboquadrina acostaensis Σύμφωνα με την Iaccarino και άλλους (1999), οι δύο αφθονίες του ποσοστού των αριστερόστροφων μορφών της N. acostaensis προηγούνται της ζώνης ακμής των Sphaeroidinellopsis, η οποία χρονοστρωματογραφικά οριοθετείται από τα 5,30 Ma έως τα 5,21 Ma (Lourens et al.,1996, 2004; Iaccarino et al., 2007). Στην Κύπρο τα δύο αυτά βιοσυμβάντα έχουν αναγνωρισθεί στην τομή Πισσουρίου, σύμφωνα με τους Di Stefano και άλλους (1999). Oι δύο αφθονίες των αριστερόστροφα περιελιγμένων ατόμων του είδους N. acostaensis, βρέθηκαν η μία μόλις πάνω από τη βάση του Πλειοκαίνου και η άλλη πάνω από τη βάση της ακμής των Sphaeroidinellopsis και έχουν βοηθήσει στο καθορισμό των τριών βασικών λιθολογικών κύκλων του Πλειοκαίνου. Στον πυρήνα ΜΠ7 ακριβώς πάνω από τις υπόλευκες κρητιδικές μάργες του Μεσσηνίου, μέσα στις υπερκείμενες ελαφρώς γκρίζες μάργες της βάσης του Πλειοκαίνου, στα 129,72 m βάθος, οι αριστερόστροφα περιελιγμένες μορφές της N. acostaensis εμφανίζονται με ένα σχετικά υψηλό ποσοστό συμμετοχής (4,50%) και αποτελεί την πρώτη αφθονία του είδους (Εικ.3.6). Στα 129,55 m βάθος (βάση της ακμής των Sphaeroidinellopsis) παρατηρείται μία μικρή αύξηση των αριστερόστροφα περιελιγμένων μορφών (1,47%), που πιθανόν να αποτελεί τη δεύτερη αφθονία των αριστερόστροφα περιελιγμένων Ν. acostaensis, γεγονός που έρχεται σε συμφωνία με τις Πλειοκαινικές τομές της Σικελίας (Lourens et al.,1996, 2004; Iaccarino et al., 2007). Sphaeroidinellopsis Group Άτομα του γένους Sphaeroidinellopsis πρωτοεμφανίζονται μέσα στις ελαφρώς γκρίζες μάργες, στη βάση του πυρήνα και σε βάθος 129,72 m, σε ποσοστό συμμετοχής 0,32%. Προς τα πάνω και συγκεκριμένα από το επίπεδο των 129,55 m τα άτομα του γένους Sphaeroidinellopsis αυξάνονται σταδιακά, φτάνοντας το 6,63% (128,80 m) και 6,48% (128,60 m) του συνόλου της πλαγκτονικής μικροπανίδας, μέσα στις ελαφρώς γκρίζες και ροδόχροες μάργες (Εικ.3.6). Το στρωματογραφικό αυτό διάστημα θεωρείται, ότι προσδιορίζει τη Ζώνη Ακμής των Sphaeroidinellopsis, η 92

93 οποία χρονοστρωματογραφικά έχει χρονολογηθεί μεταξύ 5,3-5,21 Ma (Lourens et al.,1996, 2004; Iaccarino et al., 2007). Η οροφή της Ζώνης ακμής των Sphaeroidinellopsis τοποθετείται στο δείγμα στα 128 m βάθος, μόλις 70 cm πάνω από τη βάση των ροδόχροων μαργών, σε ποσοστό συμμετοχής 1,23%. Η βάση της Ζώνης Ακμής αποτελεί και τη βάση της Βιοζώνης MPL1 και προσδιορίζει το όριο Μειοκαίνου/Πλειοκαίνου. Η τελευταία εμφάνιση του γένους αυτού παρατηρείται στα 102,25 m βάθος (Εικ. 3.6), εντός των γκρίζων μαργών, η οποία χρονοστρωματογραφικά καθορίστηκε στα 3,19 Ma (Lourens et al.,1996, 2004; Iaccarino et al., 2007). Το χρονοστρωματογραφικό αυτό επίπεδο προσδιορίζει το όριο των Βιοζωνών MPL4/MPL5 και ειδικότερα το όριο των Υποζωνών MPL4b/MPL5a. Από τη βάση του πυρήνα μέχρι την τελευταία εμφάνιση, η ομάδα των Sphaeroidinellopsis εμφανίζεται σποραδικά σε ποσοστό έως 3,35% (109,40m), ενώ σημαντικά ποσοστά παρατηρούνται στα ανώτερα επίπεδα των ροδόχροων μαργών και στο κατώτερο τμήμα των υπερκείμενων γκρίζων μαργών. Globorotalia margaritae Το είδος αυτό αποτελεί σημαντικό βιοστρωματογραφικό δείκτη για το διάστημα μελέτης, καθώς καθορίστηκε η πρώτη και τελευταία εμφάνιση εντός των ιζημάτων του πυρήνα. Συγκεκριμένα, άτομα που προσδιορίστηκαν, ότι ανήκουν στο είδος Globorotalia margaritae εμφανίζονται για πρώτη φορά σε βάθος 125,53 m, μέσα στις ροδόχροες μάργες ακριβώς κάτω από την επαφή με το πρώτο λεπτό στρώμα καστανόχρωμων μαργών, σε ποσοστό συμμετοχής 0,24%. Το επίπεδο αυτό θεωρείται, ότι αποτελεί την πρώτη κοινή εμφάνιση (FCO) της G. margaritae, καθώς από το επίπεδο αυτό και προς τα πάνω η παρουσία του είδους είναι συνεχής (Εικ. 3.6). Η πρώτη κοινή εμφάνιση της G. margaritae χρονοστρωματογραφικά έχει προσδιοριστεί στα 5,08 Ma (Lourens et al., 2004; Iaccarino et al., 2007). Το είδος αυτό εμφανίζεται σχεδόν σε όλα τα δείγματα σε ποσοστό που κυμαίνεται από 3-6%. Στον πυρήνα ΜΡ7 και σε βάθος 110,50 m εντός των γκρίζων μαργών, σημειώνεται η τελευταία εμφάνιση του είδους G. margaritae, η οποία χρονοστρωματογραφικά προσδιορίστηκε στα 3,81 Ma (Lourens et al., 2004; Iaccarino et al., 2007). Λίγο πιο κάτω και σε βάθος 111,60 m εντός των γκρίζων μαργών, σημειώνεται η τελευταία κοινή εμφάνιση του είδους G. margaritae, η οποία χρονοστρωματογραφικά προσδιορίστηκε στα 3,98 Ma (Lourens et al., 2004; Iaccarino et al., 2007). 93

94 Η πρώτη κοινή εμφάνιση του παραπάνω είδους προσδιορίζει το όριο των Βιοζωνών MPL1/MPL2, ενώ η τελευταία εμφάνιση του είδους προσδιορίζει το όριο των βιοζωνών MPL3/MPL4 και συγκεκριμένα το όριο MPL3/MPL4a. Globorotalia puncticulata Η Globorotalia puncticulata εμφανίζεται για πρώτη φορά μέσα στις ροδόχροες μάργες στα 117,50 m βάθος (Εικ.3.6) και καθορίζει το επίπεδο της πρώτης εμφάνισης του είδους, η οποία χρονολογήθηκε στα 4,52 Ma (Lourens et al., 2004; Iaccarino et al., 2007). Χρονοστρωματογραφικά αποτελεί το όριο των βιοζωνών MPL2/MPL3. Από το στρώμα αυτό και μέχρι τα 107,65 m εμφανίζεται σχεδόν σε όλα τα δείγματα με τη μεγαλύτερη εμφάνιση του είδους στα 108,20 m βάθος, σε ποσοστό συμμετοχής που ανέρχεται στα 4,26%. Προς τα πάνω μέσα στις γκρίζες μάργες και στο διάστημα μεταξύ των δειγμάτων 106,55 m και 104,50 m, δεν εμφανίζονται καθόλου άτομα του είδους εντός της απολιθωμένης πανίδας των δειγμάτων. Συνεπώς, στο δείγμα στα 107,10 m βάθος απαντάται η τελευταία εμφάνιση της Gl. puncticulata, η οποία υπολογίστηκε χρονοστρωματογραφικά στα 3,57 Ma (Lourens et al., 2004; Iaccarino et al., 2007) και καθορίζει το όριο των υποζωνών MPL4a/MPL4b. Το διάστημα μεταξύ των δειγμάτων 106,55 m και 104,50 m, αντιπροσωπεύει την πρώτη εξαφάνιση της Globorotalia inflata group από τη Μεσόγειο. H G. puncticulata, η οποία ανήκει στην G. inflata group επανεμφανίζεται με μορφές, που ομοιάζουν σε G. bononiensis στα 103,90 m (1,16%), το οποίο υπολογίστηκε χρονοστρωματογραφικά στα 3,31 Ma (Lourens et al., 2004; Iaccarino et al., 2007). Προς τα πάνω η G. puncticulata εμφανίζεται σποραδικά μαζί με την G. bononiensis. Globorotalia crassaformis Η πρώτη εμφάνιση της Globorotalia crassaformis λαμβάνει χώρα με μικρή αφθονία μέσα στις γκρίζες μάργες στο δείγμα στα 107,65 m βάθος (Εικ.3.6) και καθορίζει το όριο Ζαγκλίου/Πλακεντίου, στα 3,6 Ma (Lourens et al., 2004; Iaccarino et al., 2007). Το στρώμα αυτό βρίσκεται ακριβώς κάτω από το επίπεδο, που προσδιορίστηκε η τελευταία εμφάνιση της G. puncticulata (107,10 m), και συμπίπτει με την εξαφάνισή της G. crassaformis, που χρονοστρωματογραφικά καθορίστηκε στα 3,57 Ma (Lourens et al., 2004; Iaccarino et al., 2007). Άτομα του είδους G. crassaformis επανεμφανίζονται στα 104,50 m βάθος (λίγο πριν την επανεμφάνιση της G. puncticulata, στα 3,31 Ma), επίπεδο το οποίο χρονοστρωματογραφικά καθορίστηκε στα 3,35 Ma, (Lourens et al., 2004; Iaccarino et al., 2007). 94

95 Από το επίπεδο της επανεμφάνισης του είδους και μέχρι τα 86,00 m βάθος εμφανίζεται σποραδικά σε ποσοστό μέχρι 12% (92 m). Προς τα πάνω, το είδος αυτό εμφανίζεται αραιά με χαμηλά ποσοστά έως 2,87% (39,00 m), ενώ από τα 35 m και πάνω απουσιάζει από τις συγκεντρώσεις των πλαγκτονικών τρηματοφόρων. Globorotalia bononiensis Το είδος αυτό αρχικά εμφανίζεται μέσα στις γκρίζες μάργες στο δείγμα στα 103,90 m βάθος, το οποίο αντιστοιχεί στην πρώτη επανεμφάνιση της G. inflata group στη Μεσόγειο στα 3,31 Ma (Lourens et al., 2004) σε ποσοστό συμμετοχής 1,16% (Εικ. 3.6). Άτομα που προσδιορίστηκαν στο είδος αυτό, εμφανίζονται στις συγκεντρώσεις των πλαγκτονικών τρηματοφόρων με ποσοστά, που κυμαίνονται από 0,31% (95,30 m, 83,60 m) έως 15,38% (98,30 m) μέχρι το δείγμα στα 83,10 m βάθος. Στο δείγμα στα 83,10 m βάθος παρατηρήθηκε η τελευταία εμφάνιση της Gl. bononiensis, η οποία χρονοστρωματογραφικά υπολογίστηκε στα 2,41 Ma (Lourens et al., 2004; Iaccarino et al., 2007). Επίσης, από το σημείο αυτό αρχίζει και το δεύτερο διάστημα εξαφάνισης των ατόμων της G. inflata group από τη Μεσόγειο μέχρι την πρώτη εμφάνιση της G. inflata. Το επίπεδο της τελευταίας εμφάνισης του είδους, απότελεί το όριο των υποζωνών MPL5a/MPL5b και έπεται του ορίου Πλακεντίου/Γελασίου και συνεπώς του ορίου Πλειοκαίνου/Πλειστοκαίνου. Το όριο αυτό τοποθετείται λίγο πριν την εξαφάνιση του είδους G. bononiensis, σύμφωνα με τη Διεθνή βιβλιογραφία και την Επιτροπή Στρωματογραφίας (UGGS). Neogloboquadrina atlantica atlantica Η N. atlantica atlantica εμφανίζεται εντός του διαχωρισμένου κλάσματος μόνο στο δείγμα στα 86,50 m σε ποσοστό συμμετοχής 0,61% (Εικ. 3.6). Δεν εισέρχεται εντός του διαχωρισμένου κλάσματος των δειγμάτων που ακολουθούν προς τα πάνω αλλά έχει βρεθεί εντός του δείγματος, το οποίο συλλέχθηκε από βάθος 83,60 m, ακριβώς κάτω από το δείγμα στα 83,10 m, που αποτελεί και την τελευταία εμφάνιση της Gl. bononiensis. Συνεπώς, μέσα στο διάστημα από τα 86,50 m έως τα 83,10 m βάθος παρατηρείται η κανονική και κοινή εμφάνιση της αριστερόστροφα περιελιγμένης Neogloboquadrina atlantica atlantica στην πυρηνοληπτική γεώτρηση ΜΠ7, η οποία χρονοστρωματογραφικά έχει υπολογιστεί για τη Μεσόγειο Θάλασσα μεταξύ 2,71 Ma και 2,41 Ma (Lourens et al., 2004; Iaccarino et al., 2007). 95

96 Globorotalia inflata Η πρώτη εμφάνιση του είδους Globorotalia inflata, λαμβάνει χώρα στα 75,50 m βάθος σε ποσοστό συμμετοχής 1,01% (Εικ. 3.6). Η πρώτη εμφάνιση του είδους έχει χρονολογηθεί στα 2,09 Ma (Lourens et al., 2004; Iaccarino et al., 2007) και καθορίζει το όριο των βιοζωνών MPL5/MPL6 και των υποζωνών MPL5b/MPL6a. Από το σημείο της πρώτης εμφάνισης του είδους και προς τα ανώτερα στρώματα μέχρι βάθος 59,30 m, εμφανίζεται αραιά με ποσοστά συμμετοχής από 0,26% (67m) μέχρι 1,75% (61,50 m). Από τα 59m (1,8%) και μέχρι το ανώτερο δείγμα στα 6,20 m (5,17%) βάθος, το είδος εμφανίζεται σχεδόν σε όλα τα δείγματα, σε ποσοστό που κυμαίνεται από 0,26% (47,50 m και 13,10 m) έως 10,96% (33 m). Τα ποσοστά συμμετοχής του είδους αυξάνουν σημαντικά από το δείγμα στα 38,20 m (10,11%) και προς τα πάνω με τις μεγαλύτερες αφθονίες του είδους, να παρατηρούνται σε βάθος 33 m (10,96%), 28m (10%), 18 m (9,23%) και 25 m (7,76%). Globorotalia truncatulinoides Η G. truncatulinoides εμφανίζεται μόνο σε ένα δείγμα, της πυρηνοληπτικής γεώτρησης σε βάθος 71,60 m σε ποσοστό συμμετοχής 0,91% (Εικ. 3.6). Η μοναδική αυτή εμφάνιση της G. truncatulinoides είναι πολύ σημαντική, διότι αποτελεί το όριο μεταξύ της βιοζώνης MPL 6a/MPL 6b, το οποίο χρονοστρωματογραφικά έχει προσδιορισθεί στα 2,00 Ma (Lourens et al., 2004; Iaccarino et al., 2007). Sinistral coiled Neogloboquadrina Η πρώτη κοινή εμφάνιση των αριστερόστροφα περιελιγμένων ατόμων του γένους Neogloboquadrina λαμβάνει χώρα στα 57,50 m βάθος σε ποσοστό 14,88%, λόγω της απότομης αύξησης του ποσοστού συμμετοχής των αριστερόστροφα περιελιγμένων μορφών, σε σχέση με το ποσοστό συμμετοχής τους στα δείγματα, που λήφθηκαν από τα βαθύτερα ιζήματα της γεώτρησης (Εικ. 3.6). Τα μεγαλύτερα ποσοστά συμμετοχής παρατηρούνται στα δείγματα, τα οποία λήφθηκαν σε βάθη 51,50 m και 38,20 m, των οποίων το ποσοστό συμμετοχής ανήλθε στο ύψος του 44,05% και 26,12% αντίστοιχα. Στα υπόλοιπα δείγματα το ποσοστό συμμετοχής τους κυμαίνεται από 0,3% (53,50 m) μέχρι 13,48% (18,80 m). Τόσο στα δείγματα με τα μεγαλύτερα ποσοστά του γένους, όσο και στα υπόλοιπα δείγματα μέχρι και το δείγμα στα 6,20 m (4,43%) βάθος, που είναι το ανώτερο και τελευταίο δείγμα, που συλλέχθηκε πριν την επαφή των αμμούχων μαργών με τον υπερκείμενο ασβεστιτικό ψαμμίτη, οι μορφές αυτές ως επί το πλείστον δεν ομοιάζουν με την N. pachyderma και μόνο ένα εξαιρετικά πολύ μικρό ποσοστό, μπορούν να χαρακτηριστούν ως 96

97 pachyderma. Πρόκειται κυρίως για χαλαρά περιελιγμένες μορφές, που ομοιάζουν περισσότερο με την N. acoastensis, της οποίας όμως το ανώτερο βιοστρωματογραφικό της όριο τοποθετείται σύμφωνα με τους διάφορους ερευνητές μέχρι το όριο Γελάσιου/Καλάβριου στα 1,806 Μa (Lourens et al., 2004; Iaccarino et al., 2007 ). Για τον λόγο αυτό στην παρούσα μελέτη όλα τα άτομα, τα οποία ανήκουν στο γένος της Neogloboquadrina, πάνω από το όριο Γελάσιου/Καλάβριου ομαδοποιήθηκαν στην ομάδα Neogloboquadrina sp. και θεωρούμε, ότι η πρώτη κοινή εμφάνιση της αριστερόστροφα περιελιγμένης N. pachyderma συμπίπτει με την πρώτη κοινή εμφάνιση των αριστερόστροφα περιελιγμένων Neogloboquadrina sp. στα δείγματα της γεώτρησης. Το γεγονός αυτό χρονοστρωματογραφικά έχει προσδιοριστεί στα 1,79 Ma (Lourens et al., 2004; Iaccarino et al., 2007). Η πρώτη κοινή εμφάνιση των αριστερόστροφα περιελιγμένων Neogloboquadrina, μαζί με την πρώτη κοινή εμφάνιση της Gl. truncatulinoides excelsa, οριοθετεί το κατώτερο (1,79 Ma) και το ανώτερο (0,94 Ma) όριο της βιοζώνης MPLe1 (Lourens et al., 2004; Iaccarino et al., 2007). Μέσα στο χρονικό διάστημα της βιοζώνης MPLe1 υπάρχει μία περίοδος, όπου παρατηρείται μια παρακμή των αριστερόστροφων μορφών της Neogloboquadrina. Στον πυρήνα ΜΠ7 μεταξύ των δειγμάτων στα 51,50 m (44,05%) και 38,20 m (26,12%) βάθος, βρίσκεται η βάση και η οροφή της παρακμής της αριστερόστροφης Neogloboquadrina αντίστοιχα (1,37 Ma και 1,21 Ma), αφού το ποσοστό συμμετοχής τους στα δείγματα, που βρίσκονται μέσα στο διάστημα αυτό, είναι πολύ χαμηλότερο. Αυτό που φαίνεται με μεγάλη σιγουριά είναι, ότι το δείγμα στα 38,60 m (0,35%) βάθος, μπορεί να θεωρηθεί ως η οροφή της παρακμής των αριστερόστροφων Neogloboquadrina, η οποία χρονοστρωματογραφικά προσδιορίστηκε στα 1,21 Ma, γιατί βρίσκεται ακριβώς κάτω από την αφθονία που παρατηρείται στα 38,20 m (26,12%). Η βάση όμως της παρακμής είναι δύσκολο να καθοριστεί με ασφάλεια, λόγω της παρουσίας αρκετών δειγμάτων με ποσοστά συμμετοχής μεγαλύτερα του 10%, όπως τα δείγματα που λήφθηκαν σε βάθη 50,10 m (10,03%), 46 m (10,80%) και 45 m (11,37%). Μία σχετική μείωση των ποσοστών της αριστερόστροφης Neogloboquadrina παρατηρείται μεταξύ των δειγμάτων, στα 49,70 m (1,90%) έως τα 46,50 m (1,01%) βάθος, με το ποσοστό συμμετοχής του είδους να κυμαίνεται από 0,53% (48,35m) έως 5,43% (47,90 m) και μεταξύ των δειγμάτων από τα 44,70 m (2,16%) έως τα 38,60 m (0,35%) βάθος, με το ποσοστό συμμετοχής να κυμαίνεται στο διάστημα αυτό από 0,35% (38,6 m) έως 8,90% (43 m). Τα τρία δείγματα που μεσολαβούν μεταξύ αυτών των δύο διαστημάτων, στα 45 m, 45,50 m και 46m βάθος, το ποσοστό συμμετοχής των αριστερόστροφων μορφών ανέρχεται στα 11,37%, 7,48% και 97

98 10,80% αντίστοιχα, τα οποία είναι σχετικά υψηλότερα από όλα τα δείγματα και των δύο διαστημάτων, πλην του δείγματος στα 43 m (8,90%). Σύμφωνα με τα πιο πάνω φαίνεται, ότι η βάση της παρακμής των αριστερόστροφων Neogloboquadrina θα πρέπει να βρίσκεται στο δείγμα στα 44,70 m βάθος, η οποία χρονοστρωματογραφικά προσδιορίστηκε στα 1,37 Ma. Στη διατριβή του Lourens (Lourens et al., 1996) το αντίστοιχο διάστημα της παρακμής της αριστερόστροφης Neogloboquadrina, καθορίζεται πολύ πιο εύκολα λόγω του ότι η παρουσία του είδους δεν είναι συνεχής, εντός του διαχωρισμένου κλάσματος αλλά και όταν εισέρχεται τα ποσοστά συμμετοχής της είναι πολύ χαμηλά μέχρι 1,20%. Τα σχετικά υψηλά ποσοστά και η συνεχής παρουσία των αριστερόστροφων μορφών της Neogloboquadrina σε όλα τα δείγματα ίσως εξηγείται από το γεγονός, ότι οι θαλάσσιες συνθήκες της βορειοανατολικής Μεσογείου ήταν πάντοτε τέτοιες, οι οποίες ευνοούσαν συνεχώς την αφθονία των ατόμων του γένους αυτού σε σχέση με τη Δυτική Μεσόγειο, όπως για παράδειγμα υψηλής παραγωγικότητας επιφανειακά ύδατα πλούσια σε θρεπτικά συστατικά. Globorotalia truncatulinoides excelsa Η πρώτη κοινή εμφάνιση της Gl. truncatulinoides excelsa λαμβάνει χώρα σε βάθος 10,50 m, σε ποσοστό συμμετοχής 4,55% (Εικ. 3.6). Το βιοσυμβάν αυτό οριοθετεί τις βιοζώνες MPLe1/MPLe2, το οποίο χρονοστρωματογραφικά καθορίστηκε στα 0,94 Ma (Lourens et al., 2004; Iaccarino et al., 2007). Από τις ποσοστιαίες καμπύλες κατανομής των ειδών που εμφανίζονται εντός της συναθροίσεως των πλαγκτονικών τρηματοφόρων και δεν αποτελούν βιοστρωματογραφικούς δείκτες, διαφαίνονται για κάθε είδος χωριστά τα ακόλουθα: Globigerina bulloides Το είδος G. bulloides εμφανίζεται κατά μήκος όλου του πυρήνα με σημαντικά ποσοστά (Εικ.3.7). Μεγαλύτερη συγκέντρωση των ατόμων του είδους, παρατηρείται από τη βάση μέχρι τα 90 m βάθος, με μέσο όρο ποσοστού εμφάνισης 6%, καθώς και στα ανώτερα στρώματα (0-30 m). Οι μεγαλύτερες αφθονίες παρατηρούνται στα 112,20 m βάθος, σε ποσοστό 14,29% και στα 18,00 m σε ποσοστό 9,76%. Στα ενδιάμεσα τμήματα εμφανίζεται με μικρές διακυμάνσεις αφθονίας. 98

99 Globigerina falconensis Η κατανομή του είδους αυτού είναι παρόμοια με του είδους G. bulloides, με μεγαλύτερα όμως ποσοστά αφθονίας, σε όλα τα μελετηθέντα δείγματα σε σχέση με την G. bulloides. Εμφανίζεται σε όλα τα δείγματα της γεώτρησης με το ποσοστό συμμετοχής της μέχρι τα 63,50 m βάθος, να κυμαίνεται από 0,57% (40 m) έως 35,61% (107,10 m) (Εικ.3.7). Προς τα πάνω παρατηρείται γενικά μία μείωση του ποσοστού του είδους, με σημαντικά όμως ποσοστά εμφάνισης μέχρι 16,84% (22 m). Εικόνα 3.7: Ποσοστιαίες καμπύλες κατανομής των πλαγκτονικών τρηματοφόρων G. bulloides, G. falconensis, Globoturborotalita group, G. apertura, G. decoraperta, Globoturborotalita sp. και G. rubescens. Οι κίτρινες γραμμές υποδεικνύουν τα σημαντικότερα βιοσυμβάντα. (Παράρτημα 4) 99

100 Globoturborotalita nepenthes Το είδος G. nepenthes εμφανίζεται στη βάση του πυρήνα μέχρι τα 102,25 m (βάση του Πλειοκαίνου) με τις μεγαλύτερες αφθονίες, εντός των γκρίζων μαργών στη Ζώνη ακμής των Sphaeroidinellopsis και στη βάση των ροδόχροων μαργών (κατώτερο τμήμα της βιοζώνης MPL2) (Εικ.3.6). Απουσιάζει από το ανώτερο τμήμα της βιοζώνης MPL2 και το κατώτερο τμήμα της MPL3, ενώ αξιοσημείωτα ποσοστά εμφανίζει στο ανώτερο τμήμα των βιοζωνών MPL3 και MPL4a. Το είδος εξαφανίζεται μέσα στις γκρίζες μάργες της βιοζώνης MPL4b (102,25 m). Globoturborotalita apertura Η κατανομή του είδους αυτού είναι σταθερή σχεδόν σε όλο το διάστημα εμφάνισής του, με ποσοτό που γενικά δεν ξεπερνά το 5%, με μικρές διακυμάνσεις αφθονίας. Εμφανίζεται σχεδόν σε όλα τα δείγματα μέχρι τα 39,50 m βάθος (MPLe1), όπου και εξαφανίζεται (Εικ.3.7). Η G. apertura εξαφανίζεται από την ευρύτερη περιοχή της Μεσογείου, σύμφωνα με την Iaccarino και άλλους (2007), με το τέλος της βιοζώνης MPL5b (2,09 Ma). Στον πυρήνα φαίνεται, ότι η τελευταία εμφάνιση του είδους λαμβάνει χώρα μέσα στο διάστημα της παρακμής των αριστερόστροφων Neogloboquandrina, μεταξύ 1,37 Ma και 1,21 Ma, δηλαδή πολύ αργότερα. Το γεγονός αυτό μπορεί να οφείλεται πιθανότατα σε ιδανικές συνθήκες διαβίωσης του είδους, που συνέχιζαν να επικρατούν στο βορειοανατολικό τμήμα της Ανατολικής Μεσογείου, δηλαδή υψηλότερων θερμοκρασιών του θαλάσσιου νερού σε σχέση με την υπόλοιπη Μεσόγειο. Το γεγονός αυτό σίγουρα θα πρέπει να σχετίζεται και με την παρουσία χαλαρά αριστερόστροφων περιελιγμένων ατόμων του γένους της Neogloboquadrina, καθ όλη τη διάρκεια του Πλειστοκαίνου, ενώ οι τυπικές σφικτά περιελιγμένες μορφές, όπως η Ν. pachyderma, απαντώνται σε πάρα πολύ μικρό ποσοστό. Globoturborotalita decoraperta Το είδος αυτό παρουσιάζει παρόμοια κατανομή με το το είδος G. apertura, όμως τα ποσοστά εμφάνισής του μέσα στις συγκεντρώσεις των πλαγκτονικών τρηματοφόρων είναι μεγαλύτερα (Εικ.3.7). Οι μεγαλύτερες αφθονίες του είδους εμφανίζονται μέχρι τα 85 m με ποσοστά που κυμαίνονται από 8,51% έως 26%. Προς τα πάνω και μέχρι το δείγμα στα 39,50 m βάθος, όπου και εξαφανίζεται, τα ποσοστά συμμετοχής του κυμαίνονται μεταξύ 0,28% (42,60 m) και 7,52% (74,7 m). 100

101 Σύμφωνα με την Iaccarino και άλλους (2007), η G. decoraperta εξαφανίζεται από τη Μεσόγειο με το τέλος της βιοζώνης MPL6b (1,79 Ma) στο παλαιό όριο Πλειοκαίνου / Πλειστοκαίνου. Η συνεχής παρουσία της G. decoraperta σχεδόν σε όλα τα δείγματα του πυρήνα, μέχρι και το δείγμα στα 39,50 m βάθος δείχνει, ότι η τελευταία εμφάνιση του είδους λαμβάνει χώρα μέσα στο διάστημα της παρακμής των αριστερόστροφων Neogloboquandrina, μεταξύ 1,37 Ma και 1,21 Ma, δηλαδή πολύ αργότερα, όπως ακριβώς και με την G. apertura, πιθανόν για τους ίδιους λόγους. Globoturborotalita rubescens Η G. rubescens εμφανίζεται για πρώτη φορά μέσα στις κατώτερες γκρίζες μάργες στο δείγμα, στα 128,80 m βάθος σε ποσοστό συμμετοχής 1,44%. Η παρουσία του είδους μέσα στα ιζήματα του πυρήνα είναι συνεχής, εμφανίζοντας γενικά μία αυξητική τάση προς τα πάνω (Εικ.3.7). Μικρή μείωση παρατηρείται μεταξύ m βάθος, ενώ μέχρι το διάστημα αυτό παρατηρούνται τρεις αξιοσημείωτες αφθονίες του είδους. Μια σημαντική αύξηση εμφανίζεται στα 112,35 m (10,37%) και ακολουθεί ένα διάστημα μεγάλης συγκέντρωσης του είδους ( m, MPL4a). Στη συνέχεια, μια μικρότερου εύρους αφθονία παρατηρείται στα 90,50 m (9,60%), ενώ η τρίτη παρατηρείται στα 72,20 m βάθος (14,47%). Προς τα πάνω, από τα 38,60 m (Top paracme Neogloboquadrina sin. 1,21Ma) και μέχρι την επαφή των γκρίζων μαργών με τις υπερκείμενες κίτρινες μάργες, το ποσοστό συμμετοχής τους είναι μεγαλύτερο, σε σχέση με τα βαθύτερα δείγματα και κυμαίνεται μεταξύ 0,94% (28 m) και 15,54% (14,10 m). Στις υπερκείμενες κίτρινες μάργες, το είδος είναι πολύ άφθονο σε ποσοστό που φτάνει το 17,14% (11 m), το οποίο αποτελεί και τη μεγαλύτερη αφθονία του είδους από όλα τα δείγματα της γεώτρησης. Σύμφωνα με την Iaccarino και άλλους (2007), η G. rubescens εμφανίζεται στη Μεσόγειο με την έναρξη της βιοζώνης MPL6α (2,09 Ma), ενώ στα δείγματα του πυρήνα εμφανίζεται πολύ πιο κάτω, σχεδόν από τη βάση του Πλειοκαίνου, στο μέσο της βιοζώνης MPL1, ακριβώς κάτω από την επαφή των υποκείμενων γκρίζων μαργών με τις ροδόχροες μάργες. Το γεγονός, ότι τα ποσοστά συμμετοχής τους αυξάνουν σημαντικά στους υπερκείμενους ιζηματογενείς κύκλους της βιοζώνης MPL2, η συνεχής παρουσία τους προς τα πάνω καθώς και η παρουσία ατόμων του είδους στην τομή Εσσοβούγιες-Εξωβούγιες στο ανώτερο κομμάτι της MPL3 στα 3,98 Ma, καταδεικνύει την παρουσία ατόμων του είδους, από το κατώτερο Πλειόκαινο στην περιοχή της βορειοανατολικής Μεσογείου. 101

102 Globoturborotalita sp. Άτομα του γένους Globoturborotalita, τα οποία δεν μπορούν να ταυτοποιηθούν με κάποιο από τα είδη που εμφανίζονται στο Πλειο-Πλειστόκαινο έχουν ομαδοποιηθεί σε αυτή την κατηγορία (Εικ.3.7). Ως επί το πλείστον πρόκειται για μορφές σφιχτά περιελιγμένες με υψηλή σπείρα και σχετικά μικρότερο τον τελευταίο θάλαμο της τελευταίας περιέλιξης σε σχέση με τους προηγούμενους. Στα κατώτερα ιζήματα του πυρήνα από τη βάση του Πλειοκαίνου και μέχρι το δείγμα στα 102,25 m βάθος (LO Sphaeoroidinellopsis 3.19 Ma)( ανώτερο τμήμα βιοζώνης MPL3, βιοζώνες MPL4a και MPL4b) εμφανίζονται με ποσοστά συμμετοχής από 1,06% (125,19 m) μέχρι 26,69% (129,72 m). Η ομάδα αυτή, προς τα ανώτερα ιζήματα, εμφανίζει μια σταδιακή αύξηση με το μεγαλύτερο ποσοστό συγκέντρωσης στα 52 m (63,60%), το οποίο αποτελεί και τη μεγαλύτερη αφθονία της Globoturborotalita sp. από όλα τα δείγματα της γεώτρησης. Γενικά, το ποσοστό συμμετοχής τους στα περισσότερα δείγματα ανέρχεται πάνω από το 10%. Για το διάστημα μεταξύ των δειγμάτων από τα 34 m έως και τα 27 m βάθος, το ποσοστό συμμετοχής τους μειώνεται και κυμαίνεται από 0,65% (34 m) έως 5,39% (31 m), ενώ στη συνεχεία και μέχρι την επαφή με τις υπερκείμενες κίτρινες μάργες (τμήμα της MPLe1) εμφανίζονται συνεχώς με υψηλότερα ποσοστά συμμετοχής, που κυμαίνονται μεταξύ 1,77% (18,80 m) και 31,21% (16 m). Στις υπερκείμενες κίτρινες μάργες, το ποσοστό συμμετοχής τους εντός του διαχωρισμένου κλάσματος κυμαίνεται από 0,56% (8,20 m) έως 36,43% (11 m). Σύμφωνα με τα παραπάνω, φαίνεται μια συνεχής παρουσία μορφών του γένους της Globoturborotalita από το κατώτερο Πλειόκαινο, οι οποίες δεν ομοιάζουν με τα γνωστά είδη που διαβιούν την περίοδο του Πλειο-Πλειστοκαίνου. Ιδιαίτερα μεγάλο γίνεται το ποσοστό τους από το μέσο της βιοζώνης MPL5a, μέχρι τα ανώτερα δείγματα που λήφθηκαν από τον πυρήνα. Επίσης, με βάση τα αποτελέσματα ερευνητών από άλλες περιοχές της Μεσογείου, η τελευταία εμφάνιση της G. apertura και η πρώτη εμφάνιση της G. rubescens λαμβάνουν χώρα στο όριο των βιοζωνών MPL5b και MPL6a (FO G. inflata, 2.09 Ma), ενώ η τελευταία εμφάνιση της G. decoraperta στο όριο Γελάσιου/Καλάβριου (1,806 Μa) (Lourens et al., 2004; Iaccarino & Silva, 2007). Αντιθέτως, τα πιο πάνω χρονοστρωματογραφικά όρια εμφάνισης και εξαφάνισης των συγκεκριμένων ειδών της Globoturborotalita δεν ισχύουν στον πυρήνα ΜΠ7, με βάση τα αποτελέσματα των μικροπαλαιοντολογικών αναλύσεων. Δηλαδή, η τελευταία εμφάνιση των ειδών G. decoraperta και G. apertura, λαμβάνει χώρα μέσα στο διάστημα της παρακμής των αριστερόστροφων 102

103 Neogloboquandrina μεταξύ 1,37 Ma και 1,21 Ma. Επιπλέον, η πρώτη εμφάνιση της G. rubescens στα δείγματα της γεώτρησης, εμφανίζεται σχεδόν από τη βάση του Πλειοκαίνου, στο μέσο της βιοζώνης MPL1. Συνεπώς, παρατηρείται μία σημαντική διαφοροποίηση όσον αφορά το γένος της Globoturborotalita από άλλες περιοχές της Μεσογείου, η οποία πιθανόν να οφείλεται στη συνεχή επικράτηση θερμότερων θαλάσσιων περιβαλλόντων, με εξαιρετικά στρωματοποιημένη υδάτινη στήλη και με στρώμα ανάμειξης χαμηλής γονιμότητας (Lourens, 2004). Neogloboquadrina Τα άτομα του γένους της Neogloboquadrina, που συναντάμε στον πυρήνα ΜΠ7, προσδιορίζονται στα Ν.acostaensis, N. humerosa, N. atlantica και N. pachyderma (Εικ.3.8). Όπως προαναφέρθηκε, για τις Neogloboquadrina στην τομή Εσσοβούγιες- Εξωβούγιες, οι Ν.acostaensis και N. humerosa περιορίζονται σε σχετικά θερμά νερά (Kennett & Srinivasan, 1983; Bolli & Saunders, 1985). Αυτά τα είδη μαζί με την Ν. dutertrei ομαδοποιούνται στην κατηγορία των θερμών Neogloboquadrina, ενώ αντίθετα οι N. atlantica atlantica και N. pachyderma ανήκουν στην κατηγορία των ψυχρών Neogloboquadrina, αν και η N. atlantica atlantica φαίνεται να διαβιεί σε μεγαλύτερο εύρος θερμοκρασιών απ ότι η N. pachyderma (Dowsett & Loubere, 1992). H N. pachyderma κυριαρχεί στις συναθροίσεις πελαγικών τρηματοφόρων σε μεταβατικές έως πολικές μάζες ύδατος, ενώ εμφανίζεται σε χαμηλές συχνότητες σε θερμά υποτροπικά και τροπικά περιβάλλοντα. Συνεπώς, η θερμοκρασία του νερού είναι ένας περιοριστικός παράγοντας στην αναπαραγωγή του είδους αυτού στη Μεσόγειο θάλασσα (Pujol and Vergnaud Grazzini, 1995), γεγονός που φαίνεται και από τα δείγματα της γεώτρησης. Η N. atlantica atlantica εμφανίζεται σε ένα μικρό διάστημα από τα 86,50 m μέχρι τα 83,60 m βάθος (Εικ.3.8). Συνυπάρχει με σχετικά αυξημένα ποσοστά των G. decoraperta (14,29%), G. ruber (13,68%) και O. universa (5,47%), είδη που διαβιούν σε τροπικά έως υποτροπικά περιβάλλοντα (Bé and Hutson, 1977; Fairbanks et al., 1982; Thunell and Reynolds, 1984; Ravelo et al., 1990), καθώς και G. glutinata (20,97%), η οποία διαβιεί σε τροπικά έως υποαρκτικά ύδατα. Μορφές που ομοιάζουν της Ν.acostaensis εμφανίζονται συνεχώς σε όλα τα δείγματα της γεώτρησης (Εικ.3.8). Μέσα στις κατώτερες γκρίζες μάργες της βιοζώνης MPL1, το ποσοστό συμμετοχής των δεξιόστροφα περιελιγμένων μορφών μέσα στο διαχωρισμένο κλάσμα κυμαίνεται από 1,02% (129 m) έως 8,36% (129,72 m), ενώ των αριστερόστροφα περιελιγμένων παραμένει χαμηλό από 0,30% (129,50 m) έως 103

104 1,47% (129,55 m). Εξαίρεση αποτελεί το δείγμα στα 129,72 m βάθος, όπου το ποσοστό τους ανέρχεται στα 4,50% και αντιστοιχεί σε ένα εκ των δύο αφθονιών της Neogloboquadrina στη βάση του Πλειοκαίνου. Μέσα στις υπερκείμενες ροδόχροες μάργες της βιοζώνης MPL1, το ποσοστό συμμετοχής των δεξιόστροφα περιελιγμένων μορφών μέσα στο διαχωρισμένο κλάσμα κυμαίνεται από 0,90% (127 m) έως 23,05% (126,50 m), ενώ των αριστερόστροφα περιελιγμένων παραμένει χαμηλό από 0,28% (128,60 m) έως 1,06% (126,50 m). Μέσα στους υπερκείμενους ιζηματογενείς κύκλους (κατώτερο τμήμα βιοζώνης MPL2) το ποσοστό συμμετοχής των δεξιόστροφα περιελιγμένων μορφών είναι υψηλό. Στις καστανές μάργες γενικά παρατηρούνται πιο υψηλά ποσοστά συμμετοχής των δεξιόστροφα περιελιγμένων Ν.acostaensis σε σχέση με τις ροδόχροες μάργες, με ποσοστά μεταξύ 10,56% (123,95 m) έως 27,75% (125,47 m). Μέσα στις ροδόχροες μάργες το ποσοστό κυμαίνεται από 0,81% (125,10 m) έως 21,72% (124,50 m). Σε αυτό το διάστημα, οι αριστερόστροφα περιελιγμένες μορφές παραμένουν σε πολύ χαμηλά ποσοστά μέχρι το τέλος των ιζηματογενών κύκλων στα 123,60 m βάθος, τα οποία κυμαίνονται από 0,00% (124,72 m, 124,55 m και 123,62 m) έως 1,56% (125,25 m). Προς τα πάνω μέσα στις ροδόχροες μάργες, που υπέρκεινται των ιζηματογενών κύκλων και μέχρι την επαφή τους με τις υπερκείμενες γκρίζες μάργες (τμήμα βιοζωνών MPL 2 και MPL 3) το ποσοστό των δεξιόστροφα περιελιγμένων μορφών κυμαίνεται από 1,67% (123 m) έως 25,16% (114,65 m). Το ποσοστό των αριστερόστροφα περιελιγμένων μορφών κυμαίνεται από 0,29% (118 m) έως 2,49% (121,50 m), με εξαίρεση τα δείγματα στα βάθη των 123 m, 121 m, 118,50 m και 115,65 m, όπου δεν εισέρχεται εντός του διαχωρισμένου κλάσματος. Στις υπερκείμενες γκρίζες μάργες και μέχρι το όριο των βιοζωνών MPL6b και MPLe1 στο δείγμα στα 57,50 m βάθος (ανώτερο τμήμα βιοζώνης MPL3, βιοζώνες MPL4a, MPL4b, MPL5a, MPL5b, MPL6a και MPL6b), οι δεξιόστροφα περιελιγμένες μορφές εμφανίζονται συνεχώς, με ποσοστά συμμετοχής μεταξύ 0,30% (82 m) και 39,19% (76,50 m), με εξαίρεση το δείγμα στα 91 m βάθος, όπου δεν εισέρχεται εντός του διαχωρισμένου κλάσματος. Οι αριστερόστροφα περιελεγμένες μορφές εμφανίζονται σποραδικά εντός του διαχωρισμένου κλάσματος μέχρι τα 57,50 m βάθος (FCO Neogloboquadrina (sin) 1.79 Ma), με ποσοστά συμμετοχής μεταξύ 0,25% (75,50 m) και 2,90% (69 m). Επειδή η Iaccarino και άλλοι (2007), θεωρούν ότι η τελευταία εμφάνιση του είδους λαμβάνει χώρα στο όριο Γελάσιου/Καλάβριου στα 1,806 Μa, που στη γεώτρηση βρίσκεται στο διάστημα μεταξύ των δειγμάτων στα 58 m και 57,50 m βάθος, θα ορίσουμε το δείγμα στα 58 m βάθος ως την τελευταία εμφάνιση του είδους. 104

105 Εικ.3.8: Ποσοστιαίες καμπύλες κατανομής των πλαγκτονικών τρηματοφόρων N. acostaensis (dex. & sin.), N. humerosa (dex. & sin.), N. atlantica (dex. & sin.), Neogloboquadrina sp.(dex. & sin.) και Neogloboquadrina group (dex. & sin.). Οι κίτρινες γραμμές υποδεικνύουν τα σημαντικότερα βιοσυμβάντα. (Παράρτημα 4) 105

106 Η N. humerosa δεν εμφανίζεται μέσα στο διαχωρισμένο κλάσμα σε κανένα από τα πέντε δείγματα, που λήφθηκαν από τις κατώτερες γκρίζες μάργες της βιοζώνης MPL1 (Εικ.3.8). Μέσα στις υπερκείμενες ροδόχροες μάργες της βιοζώνης MPL1, εμφανίζεται με δεξιόστροφα περιελιγμένες μορφές μόνο εντός του διαχωρισμένου κλάσματος του δείγματος στα 126,50 m βάθος, σε ποσοστό συμμετοχής 0,35%. Μέσα στους υπερκείμενους ιζηματογενείς κύκλους (κατώτερο τμήμα βιοζώνης MPL2) εμφανίζεται κυρίως μέσα στις καστανόχροες μάργες, με ποσοστό συμμετοχής των δεξιόστροφα περιελιγμένων μορφών μεταξύ 0% (125,47 m, 124,20 m, 123,95 m) και 0,69% (124,52 m), ενώ οι αριστερόστροφα περιελιγμένες μορφές εμφανίζονται μόνο στο δείγμα στα 125,47 m βάθος, σε ποσοστό 0,55%. Στις ροδόχροες μάργες των ιζηματογενών κύκλων, εμφανίζονται με δεξιόστροφες μορφές μόνο στα δείγματα στα 124,55 m (0,98%) και στα 123,88 m (0,95%) βάθος. Προς τα πάνω μέσα στις ροδόχροες μάργες που υπέρκεινται των ιζηματογενών κύκλων και μέχρι την επαφή τους με τις υπερκείμενες γκρίζες μάργες (τμήμα βιοζωνών MPL2 και MPL3), εμφανίζονται με δεξιόστροφες μορφές μόνο στα δείγματα στα 122 m (0,23%), 118 m (0,29%), 117,50 m (0,34%) και 114,65 m (0,31%) βάθος. Στις υπερκείμενες γκρίζες μάργες και μέχρι το όριο των βιοζωνών MPL6b και MPLe1, στο δείγμα στα 57,50 m βάθος (ανώτερο τμήμα βιοζώνης MPL3, βιοζώνες MPL4a, MPL4b, MPL5a, MPL5b, MPL6a και MPL6b), οι δεξιόστροφα περιελιγμένες μορφές εμφανίζονται σποραδικά εντός του διαχωρισμένου κλάσματος των δειγμάτων, με ποσοστό συμμετοχής μεταξύ 0,27% (98,80 m, 98,30 m, 96 m) και 2,05% (97 m). Οι αριστερόστροφα περιελεγμένες μορφές εμφανίζονται εντός του διαχωρισμένου κλάσματος μόνο πέντε δειγμάτων, μέχρι τα 57,50 m βάθος (FCO Neogloboquadrina (sin) 1.79 Ma), με ποσοστά συμμετοχής 0,34% (106,55 m, 92,50 m), 0,32% (89,20 m), 0,30% (72,70 m) και 0,28% (85 m). Από το δείγμα στα 57,50 m βάθος, που αντιστοιχεί στην πρώτη κοινή εμφάνιση των αριστερόστροφα περιελιγμένων Neogloboquadrina (1.79 Ma), μέχρι τη βάση των ασβεστιτικών ψαμμιτών, οι μορφές των ατόμων της Neogloboquadrina, που εμφανίζονται εντός του διαχωρισμένου κλάσματος, είναι χαλαρά περιελιγμένες και ομοιάζουν περισσότερο με την N. acoastensis και μόνο ένα εξαιρετικά πολύ μικρό ποσοστό είναι σφιχτά περιελιγμένες και μπορούν να χαρακτηριστούν ως N. pachyderma. Επειδή όμως το ανώτερο βιοστρωματογραφικό όριο της N. acoastensis τοποθετείται στο όριο Γελάσιου/Καλάβριου στα 1,806 Μa (Lourens et al., 2004; Iaccarino et al., 2007), στην παρούσα μελέτη όλα τα άτομα, τα οποία ανήκουν στο γένος της Neogloboquadrina πάνω από το όριο Γελάσιου/Καλάβριου έχουν ομαδοποιηθεί σε μία ομάδα. Στις γκρίζες μάργες από το δείγμα στα 57,50 m βάθος 106

107 μέχρι το όριο τους με τις υπερκείμενες κίτρινες μάργες (βιοζώνη MPLe1), η παρουσία των δεξιόστροφα περιελιγμένων ατόμων εντός του διαχωρισμένου κλάσματος είναι συνεχής. Το ποσοστό συμμετοχής τους κυμαίνεται μεταξύ 0,64% (16 m) και 68,40% (34 m), αλλά στην πλειοψηφία των δειγμάτων το ποσοστό τους ανέρχεται πάνω από το 5% και μόνο σε δύο δείγματα το ποσοστό τους είναι κάτω από το 1%, στα 16 m (0,64%) και στα 55 m (0,98%) βάθος. Οι αριστερόστροφα περιελιγμένες μορφές εμφανίζονται σχεδόν σε όλα τα δείγματα των γκρίζων μαργών της βιοζώνης MPLe1, σε ποσοστό συμμετοχής μεταξύ 0,30% (53,50 m) και 44,05% (51,50 m). Εξαίρεση αποτελούν τα δείγματα στα 54,50 m και 52 m, όπου τα αριστερόστροφα άτομα του γένους δεν εισέρχονται εντός του διαχωρισμένου κλάσματος. Στις υπερκείμενες κίτρινες μάργες (ανώτερο τμήμα βιοζώνης MPLe1 και κατώτερο τμήμα βιοζώνης MPLe2a) οι δεξιόστροφες μορφές συμμετέχουν με ποσοστά μεταξύ 2,19% (12 m) και 35,10% (8,20 m), ενώ οι αριστερόστροφες με ποσοστά μεταξύ 0,92% (7,20 m) και 13,65% (8,20 m). Globigerinella siphonifera Το είδος εμφανίζεται σποραδικά σε όλο το μήκος του πυρήνα με μικρά σχετικά ποσοστά (Εικ.3.9) γύρω στα 2% έως τα 83 m βάθος. Προς τα πάνω, μέχρι την επαφή των γκρίζων μαργών με τις υπερκείμενες κίτρινες μάργες (βιοζώνες MPL5b, MPL6a, MPL6b και MPLe1), εμφανίζεται αραιά εντός του διαχωρισμένου κλάσματος μέχρι το δείγμα στα 32 m βάθος με ποσοστό μέχρι 1,10% (32 m), ενώ απουσιάζει από τα δείγματα που μελετήθηκαν από τα 32-8 m. Στις κίτρινες μάργες (κατώτερο τμήμα βιοζώνης MPLe2a) εμφανίζονται μόνο σε δύο εκ των οχτώ δειγμάτων που μελετήθηκαν για το διάστημα αυτό, με ποσοστά 0,56% (8,20 m) και 3,21% (7,20 m), το οποίο αποτελεί και τη μεγαλύτερη παρουσία του είδους. Globigerinella obesa Η κατανομή του είδους είναι συνεχής στα ιζήματα του πυρήνα με ένα μικρό διάστημα απουσίας μεταξύ m (Εικ.3.9), εμφανίζοντας μια προς τα πάνω αύξηση από τα 62 m και μέχρι την κορυφή του πυρήνα. Το ποσοστό παρουσίας στο διάστημα μεγαλύτερης αφθονίας ξεπερνά το 7%. Στους κατώτερους ορίζοντες το είδος αυτό εμφανίζεται με λίγο πιο ψηλά ποσοστά στους ορίζοντες των ροδόχροων μαργών σε σχέση με τους καστανόχροους. Globoquadrina altispira altispira Εμφανίζεται σπάνια στα δείγματα που λήφθηκαν από τη γεώτρηση ΜΠ7 (Εικ.3.9). Εμφανίζεται για πρώτη φορά στην επαφή των ροδόχροων μαργών με τις γκρίζες μάργες στο ανώτερο τμήμα της βιοζώνης MPL3. Στις ροδόχροες μάργες εμφανίζεται 107

108 εντός του διαχωρισμένου κλάσματος μόνο των δειγμάτων στα 112,7 m (3,27%) και 112,35 m (3,01%) βάθος, ενώ στις υπερκείμενες γκρίζες μάργες εμφανίζεται μόνο στα δείγματα στα 112,20 m (1,14%) (MPL 3) και 108,20 m (0,25%) (MPL4a) βάθος. Η G. altispira altispira εξαφανίζεται από τη Μεσόγειο στα 3,16 Ma λίγο μετά το τέλος της βιοζώνης MPL4b (3,19 Ma), που συμπίπτει με την τελευταία εμφάνιση των Sphaeroidinellopsis. Στη γεώτρηση εμφανίζεται για τελευταία φορά στο δείγμα, στα 108,20 m βάθος λίγο πριν την πρώτη εμφάνιση της G. crassaformis στα 3,6 Ma. Ελέγχθηκε όλο το υλικό των δειγμάτων για το διάστημα μεταξύ των 101,70 m μέχρι και τα 100,70 m βάθος πάνω από την τελευταία εμφάνιση των Sphaeroidinellopsis και δεν βρέθηκαν άτομα του είδους μέσα στο υλικό σε κανένα από τα τρία δείγματα. Orbulina group Από τα είδη της Orbulina η πιο διαδεδομένη είναι η Ο. universa και ακολουθεί η O. suturalis, ενώ η O.bilobata εμφανίζεται μόνο στο κατώτερο τμήμα της γεώτρησης ΜΠ7 (Εικ.3.9). Η παρουσία του είδους Ο. universa είναι συνεχής με μικρής κλίμακας διακυμάνσεις. Το ποσοστό εμφάνισής του κυμαίνεται γύρω στο 2-3%. Αναλυτικά, στις κατώτερες γκρίζες μάργες το ποσοστό συμμετοχής φτάνει το 4,90% (128,80 m), στις υπερκείμενες ροδόχροες μάργες της βιοζώνης MPL1 (129,72-125,53 m) κυμαίνεται μεταξύ 0,24% (125,53 m) και 5,65% (127,60 m), στους υπερκείμενους ιζηματογενείς κύκλους (τμήμα βιοζώνης MPL2) εμφανίζεται σχεδόν με τα ίδια ποσοστά στους ορίζοντες, τόσο των καστανόχροων όσο και των ροδόχροων μαργών (0,59% (123,95 m) έως 3,28% (124 m)). Στις ροδόχροες μάργες που υπέρκεινται των ιζηματογενών κύκλων και μέχρι την επαφή τους με τις υπερκείμενες γκρίζες μάργες (τμήμα βιοζωνών MPL2 και MPL3) εμφανίζεται με ποσοστά συμμετοχής μεταξύ 0,31% (114,20 m και 123,54m) και 3,46% (120 m). Στις υπερκείμενες γκρίζες μάργες και μέχρι τα 57,50 m βάθος (ανώτερο τμήμα βιοζώνης MPL3, βιοζώνες MPL4a, MPL4b, MPL5a, MPL5b, MPL6a και MPL6b) εμφανίζεται σχεδόν σε όλα τα δείγματα με ποσοστά συμμετοχής μεταξύ 0,20% (80 m) και 5,80% (88 m). Προς τα πάνω μέχρι την επαφή των γκρίζων μαργών με τις υπερκείμενες κίτρινες μάργες (βιοζώνη MPLe1), εμφανίζεται σποραδικά εντός του διαχωρισμένου κλάσματος των δειγμάτων με το ποσοστό συμμετοχής τους να κυμαίνεται μεταξύ 0,26% (30,20 m, 18m) και 3,79% (47 m). Απουσιάζει από τα διαστήματα μεταξύ m και m βάθος, ενώ στις κίτρινες μάργες το ποσοστό τους κυμαίνεται από 0,36% (11m) μέχρι 3,69% (6,20 m). 108

109 Εικόνα 3.9: Ποσοστιαίες καμπύλες κατανομής των πλαγκτονικών τρηματοφόρων Ge. siphonifera, Ge. obesa, O. universa, O. bilobata, O. suturalis, D. altispira altispira, G. glutinata, T. quinqueloba, T. humilis, G. scitula, G. gigantea, T. iota και B. praedigitata. Οι κίτρινες γραμμές υποδεικνύουν τα σημαντικότερα βιοσυμβάντα. (Παράρτημα 4) 109

110 Η O. bilobata εμφανίζεται συνεχόμενα από τη βάση έως τα 113,70 m σε ποσοστό που φτάνει το 2,31%, ενώ προς τα πάνω εμφανίζεται πολύ σπάνια με χαμηλά ποσοστά συμμετοχής που κυμαίνονται μεταξύ 0,22% και 1,14% (97 m). Η O. suturalis παρουσιάζει μεγαλύτερη αφθονία σε σχέση με το προηγούμενο είδος της ομάδας, με ποσοστά ως επί το πλείστον μέχρι 2%, ενώ οι μεγαλύτερες συγκεντρώσεις εμφανίζονται στα 129,50 m (7,55%) και στα 36 m (5,68%) βάθος. Globigerinita glutinata Το είδος αυτό είναι σχετικά άφθονο στις συγκεντρώσεις των πλαγκτονικών τρηματοφόρων και η παρουσία του είναι συνεχόμενη (Εικ.3.9). Οι μεγαλύτερες συγκεντρώσεις καταγράφονται στα διατήματα m με μέγιστο ποσοστό εμφάνισης 24,34% (125,53 m) και m με μέγιστο ποσοστό εμφάνισης 42,96% (77 m). Προς τα πάνω μέχρι την επαφή των γκρίζων μαργών με τις υπερκείμενες κίτρινες μάργες (βιοζώνη MPLe1), το ποσοστό συμμετοχής τους μειώνεται και κυμαίνεται μεταξύ 0,63% (28 m) και 18,30% (44,10 m), ενώ στις υπερκείμενες κίτρινες μάργες το ποσοστό τους κυμαίνεται από 0,28% (8,2 m) μέχρι 8,72% (7,2 m). Turborotalita quinqueloba Το είδος αυτό παρουσιάζει μια σταδιακή αύξηση του ποσοστού συμμετοχής του προς τα πάνω (Εικ.3.9). Η μεγαλύτερη αφθονία του είδους καταγράφεται στα ανώτερα 40 m του πυρήνα (MPLe1), όπου το ποσοστό συμμετοχής του είδους αυξάνεται σημαντικά και κυμαίνεται μεταξύ 5,94% (27 m) και 39,28% (30,20 m). Turborotalita humilis Το είδος αυτό εμφανίζεται σποραδικά μέσα στις συγκεντρώσεις των πλαγκτονικών τρηματοφόρων του πυρήνα (Εικ.3.9). Εμφανίζεται για πρώτη φορά εντός των ροδόχροων μαργών στα 122 m βάθος (τμήμα βιοζωνών MPL2 και MPL3). Προς τα ανώτερα ιζήματα (βιοζώνες MPL4a, MPL4b, MPL5a, MPL5b, MPL6a, MPL6b, MPLe1), εμφανίζεται με ποσοστά συμμετοχής μεταξύ 0,22% (83,10 m) και 2,39% (97,70 m). Globorotalia scitula Σημαντικές συγκεντρώσεις του είδους καταγράφονται στα κατώτερα και ανώτερα στρωματογραφικά επίπεδα του πυρήνα (Εικ.3.9). Συγκεκριμένα, από τη βάση έως τα 98 m το είδος εμφανίζει σημαντικές διακυμάνσεις με μέγιστα που φτάνουν το 8% της συγκέντρωσης των πλαγκτονικών τρημτοφόρων στα 128 m, 123,88 m, 116,60 m και 110

111 111,60 m. Προς τα πάνω, μέσα στις γκρίζες μάργες και μέχρι την επαφή με τις υπερκείμενες κίτρινες μάργες (ανώτερο τμήμα βιοζώνης MPL3, βιοζώνες MPL4a, MPL4b, MPL5a, MPL5b, MPL6a, MPL6b, MPLe1) εμφανίζεται σποραδικά με ποσοστά συμμετοχής μεταξύ 0,24% (91 m) και 7,69% (111,60 m). Στις κίτρινες μάργες εμφανίζεται εντός του διαχωρισμένου κλάσματος των δειγμάτων στα 10,50 m (1,52%), 10 m (1,11%) και 9 m (1,03%) βάθος. Tenuitella iota Το είδος εμφανίζεται για πρώτη φορά μέσα στις γκρίζες μάργες στα 35,50 m βάθος (ανώτερο τμήμα βιοζώνης MPLe1) (Εικ.3.9), το οποίο χρονοστρωματογραφικά βρίσκεται λίγο πιο πάνω από την οροφή της παρακμής της αριστερόστροφης Neogloboquadrina (1,21 Ma). Προς τα πάνω και μέχρι την επαφή των γκρίζων μαργών με τις υπερκείμενες κίτρινες μάργες εμφανίζονται σποραδικά με ποσοστό συμμετοχής μεταξύ 0,26% (29 m, 13,10 m) και 2,93% (35 m). Στις κίτρινες μάργες εμφανίζεται στο διαχωρισμένο κλάσμα μόνο του δείγματος στα 7,20 m βάθος σε ποσοστό 0,92%. Beella praedigitata Το είδος αυτό εμφανίζεται από τη βάση και μέχρι τα 38,60 m σχεδόν συνεχόμενα με πολλές εναλλαγές και διακυμάνσεις όσον αφορά στα ποσοστά συμμετοχής του εντός των συγκεντρώσεων των πλαγκτονικών τρηματοφόρων (Εικ.3.9). Τα ποσοστά αφθονίας κυμαίνονται μεταξύ 0,24% και 1,89% με μικρά διαστήματα απουσίας. Προς τα πάνω μέσα στις γκρίζες μάργες (ανώτερο τμήμα βιοζώνης MPLe1) δεν απαντάται στο διάστημα μεταξύ των 38,20 m έως 23,10 m βάθους. Προς τα πάνω και μέχρι την επαφή με τις υπερκείμενες κίτρινες μάργες εμφανίζεται στα δείγματα στα 22 m (0,34%), 18 m (0,26%), 16 m (0,64%) και 13,10 m (0,26%) βάθος με πολύ χαμηλά ποσοστά συμμετοχής. Μέσα στις υπερκείμενες κίτρινες μάργες (ανώτατο τμήμα βιοζώνης MPLe1 και κατώτερο τμήμα βιοζώνης MPLe2a) εμφανίζεται μόνο στα 6,20 m σε ποσοστό 0,74%. Η συνεχής απουσία των ατόμων του είδους για το διάστημα από τα 38,20 m έως 23,10 m βάθος, καθώς και οι σποραδικές εμφανίσεις με μικρά ποσοστά συμμετοχής κάτω του 1% μέχρι το ανώτερο δείγμα, μας οδηγεί στο συμπέρασμα, ότι τα άτομα του είδους πάνω από τα 23,10 m βάθος πιθανόν να είναι μεταφερμένα από παλαιότερα ιζήματα και συνεπώς το δείγμα στα 38,60 m βάθος, να θεωρηθεί ως η τελευταία εμφάνιση του είδους στη γεώτρηση. 111

112 Σύμφωνα με την Iaccarino και άλλους (2007) η B. praedigitata, όπως και η G. decoraperta εξαφανίζεται από τη Μεσόγειο με το τέλος της βιοζώνης MPL6b (1,79 Ma) στο παλαιό όριο Πλειοκαίνου/Πλειστοκαίνου. Η παρουσία της B. praedigitata μέχρι και το δείγμα στα 38,60 m δείχνει, ότι η τελευταία εμφάνιση του είδους λαμβάνει χώρα στο ανώτερο όριο της παρακμής των αριστερόστροφων Neogloboquandrina στα 1,21 Ma, δηλαδή πολύ αργότερα, όπως ακριβώς και με τις G. apertura και G. decoraperta, πιθανόν λόγω των ευνοικών θαλάσσιων συνθηκών που επικρατούσαν στην Ανατολική Μεσόγειο. Globigerinoides ruber Το είδος G. ruber καταγράφεται σε όλα τα δείγματα του πυρήνα αυξάνοντας σταδιακά το ποσοστό συμμετοχής του από τη βάση προς τα πάνω (Εικ.3.10). Αναλυτικά, μέσα στις κατώτερες γκρίζες μάργες το ποσοστό συμμετοχής του κυμαίνεται μεταξύ 1,29% (129,72 m) και 4,68% (129 m) και στις υπερκείμενες ροδόχροες μάργες της βιοζώνης MPL1 (129,72-125,53 m) κυμαίνεται από 1,23% (128 m) μέχρι 5,11% (126 m). Στους υπερκείμενους ιζηματογενείς κύκλους (τμήμα βιοζώνης MPL2) εμφανίζεται στους καστανόχροους ορίζοντες σε ποσοστό 0,69%- 2,05% (123,95 m) και στους ροδόχροους ορίζοντες κυμαίνεται μεταξύ 0,91% (124,82m) και 3,06% (124 m). Στις ροδόχροες μάργες που υπέρκεινται των ιζηματογενών κύκλων και μέχρι την επαφή τους με τις υπερκείμενες γκρίζες μάργες (τμήμα βιοζωνών MPL2 και MPL3) εμφανίζεται σε όλα τα δείγματα με ποσοστό συμμετοχής μεταξύ 0,32% και 9,70%. Στις υπερκείμενες γκρίζες μάργες και μέχρι τα 31m βάθος (ανώτερο τμήμα βιοζώνης MPL3, βιοζώνες MPL4a, MPL4b, MPL5a, MPL5b, MPL6a, MPL6b και τμήμα βιοζώνης MPLe1) εμφανίζεται με πολύ υψηλά ποσοστά συμμετοχής στην πλειονότητα των δειγμάτων. Γενικά το ποσοστό τους κυμαίνεται μεταξύ 1,66% (32 m) και 58,64% (40 m). Προς τα πάνω και μέχρι την επαφή τους με τις υπερκείμενες κίτρινες μάργες (τμήμα βιοζώνης MPLe1), υπάρχουν δύο διαστήματα με χαμηλά ποσοστά συμμετοχής, όπως αυτά μεταξύ των 30,20-24m (από 0% έως 0,94%) βάθους και 18,80-18 m (από 0% έως 0,35%) βάθους. Στα υπόλοιπα δείγματα το ποσοστό κυμαίνεται μεταξύ 1,37% (22 m) και 41,40% (16 m). Στις κίτρινες μάργες (κατώτερο τμήμα βιοζώνης MPLe2a) εμφανίζονται με υψηλά ποσοστά συμμετοχής που κυμαίνονται από 22,86% (11m) μέχρι 45,87% (7,20 m). Εξαίρεση αποτελεί το δείγμα στα 8,20 m βάθος με ποσοστό 3,62%. Globigerinoides trilobus Το είδος αυτό εμφανίζεται σχεδόν συνεχόμενα από τη βάση του πυρήνα μέχρι τα 92 m (τμήμα βιοζώνης MPL5a) (Εικ.3.10) με ποσοστά που κυμαίνονται μεταξύ 0,81% 112

113 και 4,01%, με αξιοσημείωτες αφθονίες που φθάνουν το 10% της μικροπανίδας στα 125,19 m, 124,55 m, 120 m και 108,80 m βάθος. Προς τα πάνω εμφανίζεται αραιά με ποσοστά συμμετοχής μεταξύ 0,20% (80 m) και 3,28% (12 m). Globigerinoides obliquus Το είδος αυτό εμφανίζεται στα ιζήματα του πυρήνα μέχρι βάθος 37,50 m (Εικ.3.10), με σημαντική μείωση στο ποσοστό εμφάνισής του από τα 92 m και πάνω. Στο διάστημα μέχρι τα 92 m, το ποσοστό συμμετοχής του κυμαίνεται από 0,25-11,18%. Προς τα πάνω και μέχρι τα 54 m βάθος (τμήμα βιοζώνης MPL5a, MPL5b, MPL6a, MPL6b και κατώτερο τμήμα βιοζώνης MPLe1) εμφανίζεται σποραδικά με ποσοστά συμμετοχής μεταξύ 0,26% (67 m) και 1,95% (74,70 m). Εν συνεχεία εμφανίζεται με πολύ χαμηλά ποσοστά μόνο στο διαχωρισμένο κλάσμα των δειγμάτων στα 45,50 m (0,34%) και 37,50 m (0,37%) βάθος, αλλά είναι πιθανόν λόγω και του χαμηλού ποσοστού συμμετοχής τους, τα άτομα του είδους αυτού να έχουν μεταφερθεί σε νεότερα ιζήματα από την υποθαλάσσια διάβρωση παλαιότερων στρωμάτων. Συνεπώς, το δείγμα στα 54 m βάθος μπορεί να θεωρηθεί ως η τελευταία εμφάνιση του είδους. Σύμφωνα με την Iaccarino και άλλους (2007) το G. obliquus εξαφανίζεται από την ευρύτερη περιοχή της Μεσογείου με το τέλος της βιοζώνης MPL5a (2,41 Ma). Στη γεώτρηση φαίνεται, ότι η τελευταία εμφάνιση του είδους λαμβάνει χώρα λίγο μετέπειτα, 3,5 m πιο πάνω από την αύξηση του ποσοστού των αριστερόστροφων Neogloboquadrina (1,79 Ma), στο κατώτερο τμήμα της βιοζώνης MPLe1. Το γεγονός αυτό μπορεί να οφείλεται πιθανότατα σε ιδανικές συνθήκες διαβίωσης του είδους, που συνέχιζαν να επικρατούν μέχρι το σημείο της εξαφάνισης του στο βορειοανατολικό τμήμα της Ανατολικής Μεσογείου, όπως για παράδειγμα υψηλότερων θερμοκρασιών του θαλάσσιου νερού σε σχέση με την υπόλοιπη Μεσόγειο. Globigerinoides extremus Το είδος αυτό παρουσιάζει παρόμοια κατανομή με το είδος G. obliquus στις συγκεντρώσεις των πλαγκτονικών τρηματοφόρων με πολύ μικρότερα ποσοστά αφθονίας μέσα στα μελετηθέντα δείγματα με ποσοστά συμμετοχής που κυμαίνονται μεταξύ 0,24% και 4,90% (Εικ.3.10). Δεν εμφανίζεται εντός του διαχωρισμένου κλάσματος κανενός δείγματος πάνω από τα 54 m βάθος. Σύμφωνα με την Iaccarino και άλλους (2007) το G. extremus, όπως και το G. obliquus, εξαφανίζονται από την ευρύτερη περιοχή της Μεσογείου με το τέλος της βιοζώνης MPL5a (2,41 Ma). Στη 113

114 γεώτρηση φαίνεται, ότι η τελευταία εμφάνιση του είδους λαμβάνει χώρα στα 54 m, λίγο μετέπειτα, 3,5 m πιο πάνω από την αύξηση του ποσοστού των αριστερόστροφων Neogloboquandrina (1,79 Ma) στο κατώτερο τμήμα της βιοζώνης MPLe1, όπως ακριβώς και με το G. obliquus. Το γεγονός αυτό, επιβεβαιώνει ακόμη περισσότερο τη θεωρία, ότι οι θαλάσσιες συνθήκες ήταν τέτοιες στην περιοχή του βορειοανατολικού τμήματος της Ανατολικής Μεσόγειου, που ευνόησε την επέκταση του ορίου διαβίωσης πολλών ειδών, όπως των G. apertura και G. decoraperta καθώς επίσης και την παρουσία χαλαρά περιελιγμένων αριστερόστροφων μορφών της Neogloboquadrina, σε αντίθεση με τις σφιχτά περιελιγμένες μορφές που απαντώνται σε άλλες θέσεις της Μεσογείου. Globigerinoides conglobatus Εμφανίζεται μέσα στο διαχωρισμένο κλάσμα μόνο δύο δειγμάτων από τη γεώτρηση ΜΠ7 (Εικ.3.10). Το πρώτο δείγμα είναι μέσα από τις ροδόχροες μάργες που υπέρκεινται των ιζηματογενών κύκλων (τμήμα βιοζωνών MPL2 και MPL3), όπου εμφανίζεται εντός του διαχωρισμένου κλάσματος του δείγματος στα 118 m βάθος με ποσοστό συμμετοχής 0,26%. Το δεύτερο δείγμα είναι μέσα από τις γκρίζες μάργες στο κατώτερο τμήμα της βιοζώνης MPLe1, στο δείγμα στα 54,50 m βάθος με ποσοστό συμμετοχής 0,62%. Globigerinoides sacculifer group Η ομάδα αυτή εμφανίζει όμοια κατανομή με αυτή του G. trilobus που περιγράφηκε παραπάνω (Εικ.3.10). Εξαίρεση, παρουσιάζει η αφθονία που απεικονίζεται στα 67 m (8,31%). Γενικά τα ποσοστά εμφάνισης κυμαίνονται από 0,33-12% με το μεγαλύτερο διάστημα αφθονίας στους κατώτερους ορίζοντες του πυρήνα μέχρι τα 92 m. Globigerinoides bulloideus Το είδος αυτό εμφανίζεται σε μικρά ποσοστά στα κατώτερα στρώματα του πυρήνα μέχρι τα 91 m (Εικ.3.10). Προς τα πάνω εμφανίζεται μόνο εντός του διαχωρισμένου κλάσματος του δείγματος στα 74,20 m με ποσοστό συμμετοχής 0,37%, αλλά είναι πιθανόν αυτά να έχουν μεταφερθεί από την υποθαλάσσια διάβρωση παλαιότερων ιζημάτων. Συνεπώς, το G. bulloideus εμφανίζεται για τελευταία φορά στο δείγμα στα 91 m (0,24%) βάθος, το οποίο χρονοστρωματογραφικά βρίσκεται 4,5 m πιο κάτω από την πρώτη εμφάνιση της Ν. atlantica atlantica στα 2,71 Ma (Lourens et al., 2004), που παρατηρείται στο δείγμα στα 86,50 m βάθος. Αυτό βρίσκεται σε συμφωνία με τα δείγματα της τομής Εσσοβούγιες-Εξωβούγιες, όπου εκεί η τελευταία εμφάνιση του είδους έλαβε χώρα λίγο αργότερα (1,32%, 299,65 m), το οποίο 114

115 χρονοστρωματογραφικά βρίσκεται λίγο πριν την τελευταία εμφάνιση της G. bononiensis στα 2,41 Ma (Lourens et al., 2004), που παρατηρείται στα 300 m. Globigerinoides bollii Το είδος αυτό εμφανίζεται σε μικρά σχετικά ποσοστά μέχρι τα 100 m του πυρήνα. Η μεγαλύτερη αφθονία του είδους παρατηρείται στις κατώτερες γκρίζες μάργες με ποσοστό 4,76% (129,55 m) (Εικ.3.10). Προς τα πάνω εμφανίζεται με χαμηλά ποσοστά μόνο στα 80 m (0,20%) και 71,60 m (0,30%) βάθος, αλλά είναι πιθανόν αυτά να έχουν μεταφερθεί από την υποθαλάσσια διάβρωση παλαιότερων ιζημάτων. Συνεπώς, η τελευταία εμφάνιση του G. bollii παρατηρείται στα 100,70 m βάθος, μόλις 1,55 m πιο ψηλά από την τελευταία εμφάνιση του Sphaeroidinellopsis (3,19 Ma), η οποία λαμβάνει χώρα στα 102,25 m βάθος. Η τελευταία εμφάνιση του είδους στη γεώτρηση βρίσκεται σε πλήρη ταύτιση με τα αποτελέσματα από την τομή Εσσοβούγιες-Εξωβούγιες, όπου εκεί η τελευταία εμφάνιση του είδους έλαβε χώρα στο δείγμα ΑΒ.22 (0,89%, 272,08 m), το οποίο συμπίπτει με την τελευταία εμφάνιση του Sphaeroidinellopsis στα 3,19 Ma. Globigerinoides helisinus Στις κατώτερες γκρίζες μάργες εμφανίζεται στο διαχωρισμένο κλάσμα μόνο στα 129,72 m βάθος, ακριβώς πάνω από την επαφή με τα υποκείμενα ιζήματα του Μειοκαίνου, με ποσοστό 0,32% (Εικ.3.10). Προς τα πάνω εμφανίζεται πολύ σπάνια με χαμηλά ποσοστά συμμετοχής στα βάθη 105 m (0,26%), 101,70 m (0,24%), 98,30 m (0,27%), 94,60 m (0,28%), 93,50 m (0,28%), 88 m (0,34%) και 74,20 m (0,37%), όπου παρατηρείται η τελευταία εμφάνιση του είδους στα δείγματα της γεώτρησης. Globigerinoides tenellus Εμφανίζεται για πρώτη φορά μέσα στις γκρίζες μάργες στο δείγμα στα 81m βάθος με ποσοστό 0,28% (βιοζώνης MPL5b) (Εικ.3.10). Το δείγμα αυτό χρονοστρωματογραφικά βρίσκεται λίγο μετά από την δεύτερη εξαφάνιση της G. inflata group από τη Μεσόγειο (LO G.bononiensis 2,41 Ma). Προς τα πάνω επανεμφανίζεται στα 71,60 m (0,30%) και 55,50 m (0,93%) βάθος. 115

116 Εικ. 3.10: Ποσοστιαίες καμπύλες κατανομής των πλαγκτονικών τρηματοφόρων Globigerinoides ruber, G. trilobus, G. obliquus, G. extremus, G. sacculifer group, G. bulloideus, G. conglobatus, G. bollii, G. helisinus και G. tenellus. Οι κίτρινες γραμμές υποδεικνύουν τα σημαντικότερα βιοσυμβάντα. (Παράρτημα 4) 116

117 3.4. Βιοστρωματογραφία της Τομής Εσσοβούγιες-Εξωβούγιες Η έναρξη του Πλειοκαίνου στην περιοχή της τομής ομοιάζει με εκείνο άλλων περιοχών της Κύπρου, όπως του Πισσουρίου αλλά και της Μεσογείου γενικότερα. Αυτό καταδεικνύει τον γρήγορο κατακλυσμό της λεκάνης με θαλάσσιο νερό από τον Ατλαντικό Ωκεανό σε ένα χρονικό διάστημα, που εκτιμάται μεταξύ πολλών μηνών μέχρι και δύο ετών (Roveri et al., 2008), το οποίο σηματοδοτεί το τέλος της Κρίσης Αλατότητας του Μεσσηνίου και την έναρξη του νέου κύκλου ιζηματογένεσης ταυτόχρονα σε όλη τη λεκάνη. Η Iaccarino και άλλοι (1999) αναθεώρησαν σε διάφορα τμήματα της Μεσογείου το όριο Μεσσήνιου/Zάγκλιου και έδειξαν, ότι η παλαιοπεριβαλλοντική μετάβαση από τις Lago-Mare φάσεις σε θαλάσσιες συνθήκες ήταν ένα απότομο και σύγχρονο γεγονός στην κλίμακα της Μεσογείου και έλαβε χώρα στα Ma. Γενικά, τα πρώτα Πλειοκαινικά ιζήματα, που επικαλύπτουν τα ιζήματα του Μεσσηνίου με μία απότομη επαφή, είναι οι πολύ μικρού πάχους άσπρες, μπεζ έως γκρίζου ανοικτού χρώματος μάργες, οι οποίες είναι πλούσιες σε μεγάλα τρηματοφόρα κυρίως επιπελαγικών συγκεντρώσεων (G. trilobus, G. obliquus και G. sacculifer), που υποδεικνύουν ρηχό θαλάσσιο περιβάλλον (Rouchy et al., 2001). Πάνω από αυτές εναποτέθηκαν συμπαγείς ροδόχροες μάργες (Πάφος, Πισσούρι, Λάρνακα, Λύμπια), πολύ πλούσιες σε πελαγικά τρηματοφόρα. Τέτοια ροδόχροα ιζήματα (το χρώμα πιθανόν να οφείλεται σε οξείδια του σιδήρου, που προήλθαν από την διάβρωση-απόπλυση των ιζημάτων των βιοφάσεων Lago-Mare κατά την ανύψωση της στάθμης της θάλασσας μετά την διάνοιξη των στενών του Γιβραλτάρ και τον κατακλυσμό της Μεσογείου με τα νερά του Ατλαντικού Ωκεανού) βρίσκονται στη βάση του τμήματος Site1 της τομής και επικάθονται πάνω στις γκρίζες ελασματοειδείς μάργες του Ανώτερου Μειοκαίνου. Η απουσία στρωματογραφικών δεικτών στο διάστημα του Κατώτατου Πλειοκαίνου, δυσκολεύει τον ακριβή προσδιορισμό της χρονικής στιγμής έναρξης, του νέου κύκλου ιζηματογένεσης στην περιοχή. Με βάση την κατανομή των χαρακτηριστικών ειδών, η τομή Εσσοβούγιες-Εξωβούγιες ξεκινάει μέσα από τη βιοζώνη της ακμής των Sphaeroidinellopsis (Sphaeroidinellopsis acme zone) και τελειώνει στο κατώτερο τμήμα της βιοζώνης της Globorotalia inflata. Η τομή περιλαμβάνει την πρώτη και τελευταία εμφάνιση των Globorotalia margaritae, Globorotalia puncticulata και Globorotalia bononiensis, την τελευταία εμφάνιση των Sphaeroidinellopsis και την πρώτη εμφάνιση των Globorotalia crassaformis και Globorotalia inflata. Αναλυτικότερα: 117

118 1) Η βάση των ροδόχροων μαργών στην τομή Εσσοβούγιες-Εξωβούγιες ξεκινάει μέσα από τη βιοζώνη της ακμής των Sphaeroidinellopsis (MPL1) μεταξύ 5,30 Μa και Μa. Η παρουσία σχετικά υψηλού ποσοστού συμμετοχής των ατόμων του γένους Sphaeroidinellopsis, που παρατηρείται εντός του διαχωρισμένου κλάσματος των δειγμάτων 28/7/10-1 (3,13%) και 28/7/10-2 (1,81%) μας επιτρέπει να υποδείξουμε το δείγμα 28/7/10-2 ως την κορυφή της ακμής των Sphaeroidinellopsis, η οποία χρονοστρωματογραφικά υπολογίστηκε στα 5.21 Μa (Lourens et al., 2004; Iaccarino et al., 2007). Συνεπώς, το Πλειόκαινο στην τομή Εσσοβούγιες-Εξωβούγιες ξεκινάει λίγο πριν τα 5.21 Μa. Στην τομή Εσσοβούγιες-Εξωβούγιες τα ροδόχροα ιζήματα του Πλειοκαίνου επικάθονται απ ευθείας πάνω στα ιζήματα του Ανώτερου Μειοκαίνου. Τα κατώτερα 2/3 των ροδόχροων Πλειοκαινικών ιζημάτων (πάχους 2 m), τα οποία επικάθονται με μία χαρακτηριστική απότομη επαφή, πάνω στις γκρίζες ελασματοειδείς μάργες του Μεσσηνίου (είναι στείρες από απολιθώματα και θεωρούνται ότι αποτέθηκαν στα τελευταία στάδια της κρίσης αλατότητας του Μεσσηνίου, Lago Mare φάσεις), ανήκουν στη βιοζώνη της ακμής των Sphaeroidinellopsis. Πιο συγκεκριμένα τα δείγματα 28/7/10-1 & 2, 12/4/07-4 και 14/3/11-1 & 2 ανήκουν στη ζώνη ακμής των Sphaeroidinellopsis, λόγω της παρουσίας ειδών των Sphaeroidinellopsis, της απουσίας στρωματογραφικών δεικτών και του υψηλού ποσοστού της Globoturborotalita nepenthes, το οποίο κυμαίνεται μεταξύ 6,55% (28/7/10-2) και 21,95% (12/4/07-4). 2) Απουσιάζουν οι δύο αφθονίες των αριστερόστροφων ειδών της N. acostaensis (Iaccarino et al. 1999), οι οποίες προηγούνται της ζώνης ακμής των Sphaeroidinellopsis, που εμφανίζεται από τα 5,30 Ma έως τα 5,21 Ma (Lourens et al., 2004; Iaccarino et al., 2007). Μία πολύ μικρή αύξηση του ποσοστού τους παρατηρείται στο δείγμα 28/7/10-2 (1,35%), όμως επειδή αυτό λαμβάνει χώρα μέσα στη σύντομη περίοδο της ζώνης ακμής των Sphaeroidinellopsis (28/7/10-1 & 2), δεν μπορεί να θεωρηθεί ως ένα εκ των δύο αυξήσεων, που προηγούνται αυτής. 3) Απουσιάζει η συνάθροιση μικρού ποσοστού πλαγκτονικών τρηματοφόρων μεγάλου μεγέθους μαζί με νάνες μορφές, κυρίως από το είδος Τ. quinqueloba. Αυτή η συνάθροιση ατόμων, ερμηνεύθηκε από άλλους ερευνητές ως η χαμηλότερη συνάθροιση της βαθμίδας του Ζαγκλίου, η οποία προηγείται χρονικώς της ακμής των Sphaeroidinellopsis (Spezzaferri et al., 118

119 1998). Όσον αφορά την παρουσία στο διαχωρισμένο κλάσμα μικρού μεγέθους ειδών, όπως της Τ. quinqueloba μαζί με μικρού αριθμού μεγάλων μορφών, όπως G. trilobus, G. obliquus, G. bulloides, Globoturborotalita sp., N. acostaensis, Sphaeroidinellopsis sp. και O. universa, αυτό παρατηρείται στα δείγματα 28/7/10-2, 14/3/11-1 & 2 καθώς και στο δείγμα 12/4/07-Α (18,80%), αλλά αυτό βρίσκεται μέσα στη βιοζώνη MPL 2 (G. margaritae zone). Στο δείγμα 28/7/10-2 η Τ. quinqueloba έχει ποσοστό συμμετοχής 10,16%, αλλά αυτό λαμβάνει χώρα μέσα στην σύντομη περίοδο της ακμής των Sphaeroidinellopsis (28/7/10-1 & 2) και όχι προηγουμένως. Στα δείγματα 14/3/11-1 & 2 η Τ. quinqueloba έχει ποσοστό συμμετοχής 7,29% και 17,21% αντίστοιχα, αλλά αυτό λαμβάνει χώρα μετά τη σύντομη περίοδο ακμής των Sphaeroidinellopsis. Συνεπώς, δεν παρατηρείται πριν από την ακμή των Sphaeroidinellopsis αλλά κατά τη διάρκεια αυτής και μετέπειτα. 4) Αν προσπαθήσουμε να υπολογίσουμε την ακριβή ηλικία της βάσης του Πλειοκαίνου με βάση τον ρυθμό ιζηματογένεσης των ροδόχροων μαργών θεωρώντας, ότι ο ρυθμός ιζηματογένεσης παρέμενε ο ίδιος καθ όλη τη διάρκεια ιζηματογένεσης τους θα παρατηρήσουμε, ότι αυτό δεν είναι εφικτό. Ο ρυθμός ιζηματογένεσης του ανώτερου 1/3 τμήματος των ροδόχροων μαργών, το οποίο χρονοστρωματογραφικά βρίσκεται μεταξύ 5,08 Ma και 4,52 Ma, δηλαδή έχει χρονική διάρκεια ιζηματογένεσης 0,56 Μa, είναι 0,178 cm/ka. Με βάση αυτόν το ρυθμό ιζηματογένεσης τα κατώτερα 2/3 θα έχουν διάρκεια ιζηματογένεσης 1,12 Μa και επομένως η βάση των ροδόχροων μαργών θα είχε ηλικία 6,2 Μa αντί 5,33 Μa, γεγονός βέβαια αδύνατον. Συνεπώς, ούτε ο ρυθμός ιζηματογένεσης είναι σταθερός κατά τη διάρκεια απόθεσης των ροδόχροων μαργών, ο οποίος φαίνεται, ότι σταδιακά μειώνεται προς τα πάνω καθώς αυξάνεται το βάθος της θάλασσας. 5) Το ανώτερο 1/3 κομμάτι των ροδόχροων μαργών (πάχους 1 m) ανήκει στη βιοζώνη της Globorotalia margaritae (MPL 2). Στα δείγματα 28/7/10-3 & 4, 12/4/07-Α και 14/3/11-3 των ροδόχροων μαργών εμφανίζεται η G. margaritae, γεγονός, το οποίο υποδεικνύει, ότι αυτά αποτέθηκαν στο διάστημα μεταξύ 5,08 και 4,52 Μa. 6) Η πρώτη εμφάνιση της G. puncticulata στην τομή βρίσκεται στο δείγμα 28/7/10-5, που συλλέχθηκε από τη βάση των καστανόχρωμων μαργών, οι οποίες υπέρκεινται των ροδόχροων μαργών. Επίσης, μέσα στις ροδόχροες 119

120 μάργες δε βρέθηκε σε κανένα δείγμα η G. puncticulata. Το γεγονός αυτό, υποδεικνύει, ότι η επαφή των ροδόχροων και καστανόχροων μαργών αποτελεί και το όριο των βιοζωνών MPL2 και MPL3 (G. margaritae και G. margaritae-g. puncticulata), το οποίο χρονοστρωματογραφικά υπολογίστηκε στα 4,52 Ma (Lourens et al., 2004; Iaccarino et al., 2007). 7) Η επαφή μεταξύ των καστανόχροων μαργών του τμήματος Site1 της τομής και των υπερκείμενων ιζηματογενών κύκλων του τμήματος Site1Α δεν βρέθηκε στην περιοχή, οπότε δεν κατέστη δυνατή μία συνεχής δειγματοληψία. Το θετικό όμως είναι, ότι η G. margaritae βρέθηκε στα δείγματα Δ.1 (1,84%, 257,70 m) και Δ.6 (0,17%, 258,75 m) των ιζηματογενών κύκλων του τμήματος Site1Α, γεγονός που μας βοηθά σημαντικά να καθορίσουμε την τελευταία κοινή εμφάνιση (3,98 Μa) και την τελευταία εμφάνιση (3,81 Μa) αντίστοιχα του είδους και συνεπώς και το όριο των βιοζωνών MPL3 και MPL4a (G. margaritae-g. puncticulata και G. puncticulata). 8) Η συνεχής δειγματοληψία των ιζηματογενών κύκλων μεταξύ των τμημάτων Site1A, Site1AB και Site1Β βοήθησε σημαντικά στον σαφή προσδιορισμό των ορίων των βιοζωνών ΜPL4a και ΜPL4b. Η βιοζώνη ΜPL4a οριοθετείται από την τελευταία εμφάνιση της G. margaritae (3,81 Μa) στο δείγμα Δ.6 (258,75 m) μέχρι την τελευταία εμφάνιση της G. puncticulata (3,57 Μa) στο δείγμα ΑΒ.03 (266,24 m). Μέσα στη βιοζώνη ΜPL 4a και στο δείγμα Δ.24 (263,80 m) απαντάται η πρώτη εμφάνιση της G. crassaformis, άρα και το όριο Ζάγκλιου/Πλακέντιου. Η βιοζώνη ΜPL 4b οριοθετείται από το δείγμα ΑΒ.03 μέχρι την τελευταία εμφάνιση των Sphaeroidinellopsis (3,19 Μa) στο δείγμα ΑΒ.22 (272,08 m). Εντός της βιοζώνης αυτής, παρατηρείται τόσο η επανεμφάνιση της G. crassaformis στο δείγμα ΑΒ.14 (269,80 m) στα 3,35 Ma, όσο και η επανεμφάνιση της G. puncticulata λίγο πιο πάνω στο δείγμα ΑΒ.17 (270,56 m) στα 3,31 Ma, τα οποία ταυτίζονται πλήρως με τον καθορισμό των ορίων της βιοζώνης αυτής. 9) Τα τμήματα της τομής Site1Γ και Site1Δ είναι σε συνέχεια των προηγούμενων τμημάτων, αλλά η δειγματοληψία στο τμήμα Site1Δ έχει κατά διαστήματα μεγάλα κενά εξαιτίας της κατασκευής αναβαθμίδων. Το σημαντικό όμως, παρά την αραιή δειγματοληψία είναι ότι έχουν διαφανεί πλήρως όλα τα βιοσυμβάντα, που αφορούν το κομμάτι αυτό της τομής. Η βιοζώνη ΜPL5a 120

121 κυμαίνεται από την τελευταία εμφάνιση των Sphaeroidinellopsis (3,19 Μa) στο δείγμα ΑΒ.22 (272,08 m), μέχρι την τελευταία εμφάνιση της G. bononiensis (2,41 Μa) στο δείγμα Δ.59 (300 m). Πολύ καλή επαλήθευση για τη σωστή βιοστρωματογραφία της τομής, αποτελεί η σποραδική εμφάνιση της Neogloboquadrina atlantica atlantica στα δείγματα Δ.53 (296 m), Δ.55 (298,20 m) και Δ.58 (299,65 m), η οποία χρονοστρωματογραφικά υπολογίστηκε μεταξύ 2,71-2,41 Ma (Lourens et al., 2004; Iaccarino et al., 2007). Η βιοζώνη MPL5b κυμαίνεται από την τελευταία εμφάνιση της G. bononiensis (2,41 Μa) στο δείγμα Δ.59 (300 m) και της πρώτης εμφάνισης της G. inflata (2,09 Μa) στο δείγμα Δ.64 (308,60 m). Μεταξύ του Δ.64 και του προηγούμενου δείγματος Δ.63 υπάρχει ένα διάστημα 2,60 m χωρίς να έχει γίνει δειγματοληψία και συνεπώς η βιοζώνη MPL5b είναι πιθανόν να σταματάει πιο κάτω από το δείγμα Δ ) Η τομή Εσσοβούγιες-Εξωβούγιες σταματά μέσα στη βιοζώνη MPL6a (2,09 Ma -?) αφού στο διάστημα από το δείγμα Δ.64 (308,60 m) μέχρι το τελευταίο δείγμα Δ.68 (329,20 m), στη βάση των ασβεστιτικών ψαμμιτών απαντάται μόνο η G. inflata. Με βάση τα πιο πάνω εξάγεται το συμπέρασμα, ότι υπάρχει στρωματογραφικό κενό στη βάση του Πλειοκαίνου. Υπέρ τούτου συνηγορεί το γεγονός, ότι απουσιάζουν από τη βάση του Πλειοκαίνου η μικρού πάχους άσπρου-γκρίζου χρώματος μάργες, μέσα στις οποίες παρατηρούνται οι δύο αυξήσεις των αριστερόστροφων Ν. acostaensis και η βάση της ακμής των Sphaeroidinellopsis. Επίσης, στην κορυφή της ιζηματογενούς ακολουθίας πάνω από την πρώτη εμφάνιση της G. inflata δεν εμφανίζεται η πρώτη εμφάνιση του είδους Globorotalia truncatulinoides (2,00 Ma) και η πρώτη κοινή εμφάνιση των αριστερόστροφα περιελιγμένων ατόμων του είδους της Neogloboquadrina pachyderma (1,79 Ma). Όπως φαίνεται από τα πιο πάνω βιοσυμβάντα, τα οποία βοήθησαν στη χρονολόγηση της τομής, αυτή καλύπτει από τη βάση της ιζηματογενούς ακολουθίας του Πλειο-Πλειστοκαίνου μέχρι τη βάση των υπερκείμενων ασβεστιτικών ψαμμιτών, το χρονικό διάστημα από τα 5,21 μέχρι 2-1,8 Ma. 121

122 3.5. Βιοστρωματογραφία πυρήνα ΜΠ7 Με βάση την κατανομή των χαρακτηριστικών ειδών αναγνωρίστηκαν όλα τα σημαντικά βιοσυμβάντα, που βοήθησαν στη χρονολόγηση του πυρήνα ΜΠ7. Στον πυρήνα έχει αναγνωρισθεί η μία εκ των δύο αφθονιών των αριστερόστροφων μορφών της N. acostaensis στη βάση του Πλειοκαίνου, η ζώνη ακμής των Sphaeroidinellopsis (Sphaeroidinellopsis acme zone), η πρώτη και τελευταία εμφάνιση των Globorotalia margaritae, Globorotalia puncticulata και Globorotalia bononiensis, η τελευταία εμφάνιση των Sphaeroidinellopsis, η πρώτη εμφάνιση των Globorotalia crassafromis, Globorotalia inflata, Globorotalia truncatulinoides, η πρώτη κοινή εμφάνιση των αριστερόστροφων Neogloboquadrina και Globorotalia truncatulinoides excelsa και η βάση και η οροφή της παρακμής των αριστερόστροφων Neogloboquadrina. Αναλυτικότερα: 1) Στο δείγμα στα 129,72 m βάθος, το οποίο συλλέχθηκε από τις ανοιχτού γκρίζου χρώματος μάργες, ακριβώς πάνω από την επαφή με τις υπόλευκες κρητιδικές μάργες του Μειοκαίνου, παρατηρείται η μία εκ των δύο αφθονιών των αριστερόστροφων μορφών της Ν. acostaensis με ένα σχετικά υψηλό ποσοστό συμμετοχής (4,50%). Το σχετικά χαμηλό ποσοστό συμμετοχής των αριστερόστροφων μορφών της Ν. acostaensis και στα δύο δείγματα που ακολουθούν στα 125,55 m (1,47%) και στα 128,80 m (1,44%) βάθος, δε μας επέτρεψε να καθορίσουμε επακριβώς τη δεύτερη αφθονία των αριστερόστροφων μορφών του είδους. Η δεύτερη αφθονία του είδους σύμφωνα με την Iaccarino και άλλους (2007) θα πρέπει να βρίσκεται στο διάστημα μεταξύ των δειγμάτων στα 129,72 m και 129,55 m βάθος, κάτω από τη βάση της ζώνης της ακμής των Sphaeroidinellopsis (129,55 m). 2) Πάνω από τις ανοικτού γκρίζου χρώματος μάργες, από το βάθος των 128,70 m και πάνω, εναποτέθηκαν συμπαγείς ροδόχροες μάργες πολύ πλούσιες σε πελαγικά τρηματοφόρα. Τα πρώτα δύο δείγματα που λήφθηκαν από τη βάση των ροδόχροων μαργών στα 128,60 m και 128,00 m βάθος βρίσκονται εντός της ακμής των Sphaeroidinellopsis, με το τελευταίο δείγμα να αποτελεί και το ανώτερο όριο της ακμής στα 5,21 Ma. Εντός των ροδόχροων μαργών και στο δείγμα 125,53 m, περίπου 4,19 m πάνω από τη βάση του Πλειοκαίνου, λαμβάνει χώρα η πρώτη κοινή εμφάνιση της G. margaritae, η οποία χρονοστρωματογραφικά υπολογίστηκε στα 5,08 Ma. Με βάση τα πιο πάνω η 122

123 βιοζώνη MPL1 Ζώνη ακμής των Sphaeroidinellopsis, η οποία καθορίζεται από την επανεμφάνιση συνθηκών ανοικτής θάλασσας στη Μεσόγειο Θάλασσα στα 5,33 Ma μέχρι την πρώτη κοινή εμφάνιση της G. margaritae στα 5,08 Ma (Lourens et al., 2004; Iaccarino et al., 2007), οριοθετείται η μεν βάση της κάπου μεταξύ των δειγμάτων 129,80 m (Κατώτερο Μεσσήνιο) και 129,72 m (μεταξύ 5,33 Ma και 5,30 Ma) και η οροφή της στο δείγμα στα 125,53 m (5,08 Ma) βάθος. 3) Η πρώτη εμφάνιση της G. puncticulata στη γεώτρηση λαμβάνει χώρα μέσα στις ροδόχροες μάργες στο δείγμα που συλλέχθηκε σε βάθος 117,50 m. Συνεπώς, τα όρια της βιοζώνης MPL 2 Ζώνη της G. margaritae, βρίσκονται μεταξύ των δειγμάτων στα 125,53 m βάθος, το οποίο αντιστοιχεί στην πρώτη κοινή εμφάνιση της G. margaritae στα 5,08 Ma (Lourens et al., 2004; Iaccarino et al., 2007) και στο δείγμα στα 117,50 m βάθος, το οποίο αντιστοιχεί στην πρώτη εμφάνιση της G. puncticulata στα 4,52 Ma (Lourens et al., 2004). 4) Λίγο πάνω από την επαφή των ροδόχροων και των υπερκείμενων γκρίζων μάργων στο δείγμα 111,60 m παρατηρείται η τελευταία κοινή εμφάνιση της G. margaritae, που χρονοστρωματογραφικά καθορίστηκε στα 3,98 Ma (Iaccarino et al., 2007). Στο δείγμα 110,50 m εμφανίζονται, αραιά μέσα σε ολόκληρο το υλικό του δείγματος, για τελευταία φορά άτομα της G. margaritae, το οποίο χρονοστρωματογραφικά καθορίστηκε στα 3,81 Ma (Lourens et al., 2004; Iaccarino et al., 2007). Συνεπώς, τα όρια της βιοζώνης MPL3 Ζώνη της G. margaritae - G. puncticulata, βρίσκονται μεταξύ των δειγμάτων 117,50 m, το οποίο αντιστοιχεί στην πρώτη εμφάνιση της G. puncticulata στα 4,52 Ma και 110,50 m, το οποίο αντιστοιχεί στην τελευταία εμφάνιση της G. margaritae στα 3,81 Ma. 5) Μέσα στις γκρίζες μάργες και στο δείγμα σε βάθος 107,65 m παρατηρείται η πρώτη εμφάνιση της G. crassaformis, η οποία χρονοστρωματογραφικά υπολογίστηκε στα 3,6 Ma (Lourens et al., 2004; Iaccarino et al., 2007). Το αμέσως επόμενο δείγμα σε βάθος 107,10 m είναι το πρώτο δείγμα, στο οποίο δεν παρατηρούνται εντός του υλικού άτομα της G. puncticulata. Επομένως, το δείγμα αυτό θεωρείται ως το σημείο εξαφάνισης της G. puncticulata, το οποίο καθορίστηκε χρονοστρωματογραφικά στα 3,57 Ma (Lourens et al., 2004; Iaccarino et al., 2007). Συνεπώς, χρονοστρωματογραφικά τα δύο 123

124 δείγματα συσχετίζονται πλήρως μεταξύ τους. Με βάση τα πιο πάνω, τα όρια της βιοζώνης MPL4a Υποζώνη της G. puncticulata, βρίσκονται μεταξύ των δειγμάτων 110,50 m, το οποίο αντιστοιχεί στην τελευταία εμφάνιση της G. margaritae στα 3,81 Ma και 107,10 m, το οποίο αντιστοιχεί στην εξαφάνιση της G. puncticulata στα 3,57 Ma. 6) Πάνω από το δείγμα στα 107,10 m βάθος και μέχρι το δείγμα στα 104,50 m βάθος δεν απαντώνται εντός της απολιθωμένης πανίδας άτομα της G. puncticulata. Συνεπώς, το διάστημα αυτό αντιπροσωπεύει την περίοδο της πρώτης εξαφάνισης της G. inflata group από τη Μεσόγειο θάλασσα. Η επανεμφάνιση ατόμων της G. inflata group εντός της περικλειόμενης πανίδας των δειγμάτων παρατηρείται εκ νέου στο δείγμα στα 103,90 m βάθος, το οποίο χρονοστρωματογραφικά καθορίστηκε στα 3,31 Ma (Lourens et al., 2004; Iaccarino et al., 2007) με μορφές που ομοιάζουν της G. bononiensis. Στο αμέσως προηγούμενο δείγμα σε βάθος 104,50 m παρατηρείται η επανεμφάνιση της G. crassaformis, το οποίο χρονοστρωματογραφικά καθορίστηκε στα 3,35 Ma (Lourens et al., 2004; Iaccarino et al., 2007). Συνεπώς, χρονοστρωματογραφικά τα δύο δείγματα συσχετίζονται πλήρως μεταξύ τους. Επίσης, λίγο πιο πάνω από το σημείο επανεμφάνισης της G. bononiensis στο δείγμα 102,25 m παρατηρείται η τελευταία εμφάνιση ατόμων του γένους των Sphaeroidinellopsis, η οποία χρονοστρωματογραφικά καθορίστηκε στα 3,19 Ma (Lourens et al., 2004; Iaccarino et al., 2007). Με βάση τα πιο πάνω, τα όρια της βιοζώνης MPL4b Υποζώνη της G. crassaformis, βρίσκονται μεταξύ των δειγμάτων στα 107,10 m βάθος, το οποίο αντιστοιχεί στην εξαφάνιση της G. puncticulata (3,57 Ma) και στο δείγμα στα 102,25 m βάθος, το οποίο αντιστοιχεί στην τελευταία εμφάνιση των Sphaeroidinellopsis (3,19 Ma). 7) Η βιοζώνη ΜPL5a Υποζώνη της G. bononiensis, οριοθετείται από την τελευταία εμφάνιση των Sphaeroidinellopsis (3,19 Μa) στο δείγμα στα 102,25 m βάθος, μέχρι την τελευταία εμφάνιση της G. bononiensis, η οποία παρατηρείται στο δείγμα στα 83,10 m βάθος. Επίσης, η τελευταία εμφάνιση της G. bononiensis στη γεώτρηση ταυτίζεται και με το διάστημα, στο οποίο κάνουν την εμφάνιση τους άτομα του είδους της Ν. atlantica atlantica. Πιο συγκεκριμένα στο δείγμα 86,50 m βάθος εμφανίζονται για πρώτη φορά άτομα της Ν. atlantica atlantica εντός του διαχωρισμένου κλάσματος, το οποίο χρονοστρωματογραφικά καθορίστηκε στα 2,71 Ma (Lourens et al., 2004; 124

125 Iaccarino et al., 2007), ενώ στο δείγμα σε βάθος 83,60 m βρέθηκαν άτομα του είδους κατά τον έλεγχο όμως ολόκληρου του δείγματος. Συνεπώς, η τελευταία εμφάνιση της G. bononiensis συσχετίζεται πλήρως και με το διάστημα μεταξύ των δειγμάτων 86,50 m και 83,60 m βάθος, στο οποίο εμφανίζεται η Ν. atlantica atlantica. Το διάστημα αυτό σχετίζεται χρονοστρωματογραφικά με τη χρονική περίοδο που εισήλθε η Ν. atlantica atlantica στη Μεσόγειο, δηλαδή μεταξύ 2,71 Μa και 2,41 Ma (Lourens et al., 2004; Iaccarino et al., 2007). 8) Τα όρια της βιοζώνης MPL5b Υποζώνη G. bononiensis και G. inflata, εμφανίζονται εντός των γκρίζων μαργών μεταξύ των δειγμάτων στα 83,10 m βάθος, στο οποίο απαντάται η τελευταία εμφάνιση της G. bononiensis (2,41 Μa) και στο δείγμα στα 75,50 m βάθος, στο οποίο λαμβάνει χώρα η πρώτη εμφάνιση της G. inflata (2,09 Μa). Μεταξύ των δειγμάτων 82,50 m και 76,00 m, δηλαδή για ένα διάστημα 6,5 μέτρων, δεν εμφανίζονται άτομα της G. inflata group. Το διάστημα αυτό θεωρείται, ότι αντιστοιχεί στο διάστημα της δεύτερης εξαφάνισης της G. inflata group από τη Μεσόγειο. 9) Τα όρια της βιοζώνης MPL6a Υποζώνη G. inflata και G. truncatulinoides, παρατηρούνται εντός των γκρίζων μαργών μεταξύ των δειγμάτων στα 75,50 m, στο οποίο παρατηρείται η πρώτη εμφάνιση της G. inflata (2,09 Μa) και στα 71,60 m βάθος, στο οποίο συναντάται η πρώτη εμφάνιση της G. truncatulinoides (2,00 Μa). Το δείγμα που συλλέχθηκε από τον πυρήνα σε βάθος 71,60 m, είναι πολύ σημαντικό γιατί είναι και το μοναδικό δείγμα, στο οποίο εμφανίζονται άτομα του είδους της G. truncatulinoides σε αυτό το διάστημα βοηθώντας στην οριοθέτηση της βιοζώνης. 10) Τα όρια της βιοζώνης MPL6b Υποζώνη G. truncatulinoides, παρατηρούνται εντός των γκρίζων μαργών μεταξύ των δειγμάτων στα 71,60 m, στο οποίο συναντάται η πρώτη εμφάνιση της G. truncatulinoides (2,00 Μa) και στα 57,50 m βάθος, το οποίο αποτελεί την πρώτη κοινή εμφάνιση των αριστερόστροφα περιελιγμένων μορφών του είδους Neogloboquadrina pachyderma (1,79 Μa). Όπως αναφέρθηκε και πιο πάνω, οι μορφές αυτές ως επί το πλείστον δεν ομοιάζουν με την N. pachyderma και μόνο ένα εξαιρετικά πολύ μικρό ποσοστό μπορούν να χαρακτηριστούν ως N. pachyderma. Η απότομη αύξηση όμως του αριθμού των αριστερόστροφων μορφών του γένους της Neogloboquadrina την περίοδο αυτή μας οδηγεί στο συμπέρασμα, ότι πρόκειται για το ίδιο συμβάν απλώς εμφανίζεται με διαφορετικές μορφές 125

126 πιθανόν λόγω διαφορετικών θαλάσσιων συνθηκών στην ευρύτερη περιοχή της Κύπρου. 11) Τα κατώτερο όριo της βιοζώνης MPLe1 Zώνη G. cariacoensis, παρατηρείται εντός των γκρίζων μαργών στο δείγμα στα 57,50 m βάθος, το οποίο αποτελεί την πρώτη κοινή εμφάνιση των αριστερόστροφα περιελιγμένων μορφών των Neogloboquadriniids (1,79 Μa). Το ανώτερο όριο της βιοζώνης παρατηρείται εντός των κίτρινων μαργών, 2,5 m περίπου πάνω από την επαφή τους με τις υποκείμενες γκρίζες μάργες, στο δείγμα στα 10,50 m βάθος, στο οποίο συναντάται η πρώτη κοινή εμφάνιση της G. truncatulinoides excelsa (0,94 Μa) (Lourens et al., 2004; Iaccarino et al., 2007). 12) Το κατώτερο όριο της βιοζώνης MPLe2a Υποζώνη Globigerinoides ruber, παρατηρείται εντός των κίτρινων μαργών στο δείγμα στα 10,50 m βάθος, στο οποίο συναντάται η πρώτη κοινή εμφάνιση της G. truncatulinoides excelsa (0,94 Μa). Το ανώτερο όριο της βιοζώνης αυτής, που έχει οριστεί ως η τελευταία κοινή εμφάνιση των αριστερόστροφα περιελιγμένων Neogloboquadrina, στα 0,61 Μa (Iaccarino et al., 2007) δεν εμφανίζεται στα δείγματα της τομής. Η δειγματοληψία στον πυρήνα σταματάει μέσα στις κίτρινες μάργες στο δείγμα, που συλλέχθηκε σε βάθος 6,20 m, μόλις 20cm κάτω από την επαφή των κίτρινων μαργών με τους υπερκείμενους ασβεστιτικούς ψαμμίτες. Στο δείγμα αυτό το ποσοστό των αριστερόστροφα περιελιγμένων Neogloboquadrina είναι αρκετά υψηλό (4,43%) γεγονός που υποδηλώνει, ότι οι κίτρινες μάργες σταματούν μέσα στη βιοζώνη MPLe2a, αφού δεν συναντήσαμε την τελευταία κοινή εμφάνιση των αριστερόστροφα περιελιγμένων Neogloboquadrina. Με βάση τα πιο πάνω βιοσυμβάντα διαφάνηκε, ότι τα ιζήματα του Πλειο- Πλειστοκαίνου του πυρήνα ΜΠ7 καλύπτουν το χρονικό διάστημα από τα 5,33 0,899 Ma. 126

127 3.6. Χρονοστρωματογραφική διάρθρωση Τομή Εσσοβούγιες-Εξωβούγιες Σε όλο το μήκος της τομής τα πλαγκτονικά τρηματοφόρα εμφανίζονται σε αφθονία, αλλά δεν είναι καλά διατηρημένα ιδιαίτερα στα ανώτερα στρωματογραφικά επίπεδα. Η ποσοτική και ποιοτική ανάλυση των πλαγκτονικών τρηματοφόρων, καθόρισε δεκατρία βιοσυμβάντα, τα οποία είναι: (1) η οροφή της ζώνης ακμής των Sphaeroidinellopsis (Sphaeroidinellopsis acme zone), (2) η πρώτη κοινή εμφάνιση της Globorotalia margaritae, (3) η πρώτη εμφάνιση της Globorotalia puncticulata, (4) η τελευταία κοινή εμφάνιση της Globorotalia margaritae, (5) η τελευταία εμφάνιση της Globorotalia margaritae, (6) η πρώτη εμφάνιση της Globorotalia crassaformis, (7) η εξαφάνιση της Globorotalia puncticulata, (8) η επανεμφάνιση της Globorotalia crassaformis, (9) η επανεμφάνιση της Globorotalia puncticulata/ Globorotalia bononiensis, (10) η τελευταία εμφάνιση των Sphaeroidinellopsis, (11) η είσοδος της Neogloboquadrina atlantica atlantica στη Μεσόγειο, (12) η τελευταία εμφάνιση της Globorotalia bononiensis και (13) η πρώτη εμφάνιση της Globorotalia inflata. Με βάση τα βιοσυμβάντα εξάγεται το συμπέρασμα, ότι υπάρχει στρωματογραφικό κενό στη βάση του Πλειοκαίνου στην τομή Εσσοβούγιες-Εξωβούγιες, αφού απουσιάζουν οι δύο αυξήσεις των αριστερόστροφων Ν. acostaensis και η βάση της ακμής των Sphaeroidinellopsis. Επίσης, στην κορυφή της τομής πάνω από την πρώτη εμφάνιση της G. inflata δεν αναγνωρίστηκε οποιοδήποτε βιοσυμβάν, όπως είναι η πρώτη εμφάνιση της Globorotalia truncatulinoides ή η πρώτη κοινή εμφάνιση των αριστερόστροφων Neogloboquadrina. Επιπρόσθετα, νέες έρευνες στην περιοχή της Κεντρικής Μεσαορίας, στην τομή Βλοκκάρια, στην οποία εμφανίζονται ποτάμιες αποθέσεις του Σχηματισμού Απαλού, πραγματοποιήθηκε λεπτομερής έρευνα για την μαγνητοστρωματογραφία των ιζημάτων (Εικ.3.11). Τα αποτελέσματα κατέδειξαν, ότι δύο ζώνες κανονικής πολικότητας μέσα στον σχηματισμό Απαλού ερμηνεύονται, ότι συσχετίζονται με τις Olduvai (1,95-1,77 Ma) και Jaramillo (1,07-0,99 Ma) subchrons. Τα θαλάσσια ιζήματα στη βάση της τομής Βλοκκάρια, κάτω από τα ιζήματα του Απαλού δείχνουν μεταβατική συμπεριφορά πολικότητας και ως εκ τούτου θα μπορούσε να συσχετίζονται με την έναρξη της Reunion subchron (2,14-2,15 Ma)(Weber, 2011). Συνεπώς, όπως φαίνεται η ευρύτερη περιοχή της Λευκωσίας ανυψώθηκε πάνω από την επιφάνεια της θάλασσας πριν 2-1,8 Ma περίπου και η τομή καλύπτει από τη βάση της ιζηματογενούς ακολουθίας του Πλειο-Πλειστοκαίνου, 127

128 μέχρι τη βάση των υπερκείμενων ασβεστιτικών ψαμμιτών το χρονικό διάστημα από τα 5,21 μέχρι 2-1,8 Ma (Παράρτημα 1). Εικ.3.11: Μαγνητοστρωματογραφικός συσχετισμός της πολικότητας που παρατηρήθηκε σε 319 δείγματα της τομή Βλοκκάρια. Οι μαύρες (λευκές) μπάρες δείχνουν την κανονική (ανάστροφη) πολικότητα. Οι γκρι γραμμή στο κάτω μέρος αντιπροσωπεύει ζώνη αβεβαιότητας (Weber, 2011) Πυρήνας ΜΠ7 Η παρουσία των πλαγκτονικών τρηματοφόρων κατά μήκος της ακολουθίας των Πλειοκαινικών ιζημάτων της πυρηνοληπτικής γεώτρησης ΜΠ7 είναι συνεχής, με μεγάλο αριθμό ειδών και σε καλή κατάσταση διατήρησης. Στο κατώτερο τμήμα των Πλειοκαινικών ιζημάτων της πυρηνοληπτικής γεώτρησης ΜΠ7, αν και δεν συναντήθηκαν ιζηματογενείς κύκλοι παρόμοιοι με αυτών της τομής Εσσοβούγιες- Εξωβούγιες και της τομής νοτιοδυτικά του Πισσουρίου (Triantaphyllou et al., 2008, 2010), αποτελούμενοι από εναλλασσόμενα στρώματα γκρίζων μαργών και καστανών ελασματοειδών σαπροπηλιτικών ιζημάτων, τα τρηματοφόρα διατηρούνται σε εξαιρετική κατάσταση χωρίς την ύπαρξη μεταφερμένου υλικού από παλαιότερα ιζήματα, υποδεικνύοντας ένα σχετικά βαθύ και ήρεμο περιβάλλον καλής 128

129 βιοποικιλότητας, με πολύ μικρό ποσοστό συμμετοχής των βενθονικών τρηματοφόρων. Σταδιακά προς τα πάνω αυξάνεται το ποσοστό των βενθονικών τρηματοφόρων, δείχνοντας ταυτόχρονα και μία σταδιακή μείωση του βάθους της θάλασσας. Μεταφερμένο υλικό παρατηρείται για πρώτη φορά στο διάστημα μεταξύ των δειγμάτων στα 83,10 m (LO G. bononiensis 2,41 Ma) και 75,50 m βάθος (FO G. inflata 2,09 Ma), με ταυτόχρονη αύξηση του ποσοστού συμμετοχής των βενθονικών τρηματοφόρων, δείχνοντας έτσι, ότι το θαλάσσιο περιβάλλον κατέστη πιο αβαθές και υψηλής ενέργειας, ούτως ώστε να προκληθεί θαλάσσια διάβρωση παλαιότερων ιζημάτων του Πλειοκαίνου και μεταφορά ατόμων παλαιότερων ειδών, όπως των Sphaeroidinellopsis και G. bononiensis εντός της πανίδας των νεότερων ιζημάτων. Θα πρέπει, λοιπόν να είμαστε σε αυτό το διάστημα αρκετά προσεκτικοί στον καθορισμό των βιοζωνών και στην αξιολόγηση των ποσοστών κατανομής των διαφόρων ειδών, ούτως ώστε κατά την ποσοτική και ποιοτική ανάλυση των πλαγκτονικών τρηματοφόρων να μην εξαχθούν λανθασμένα συμπεράσματα για την περίοδο αυτή. Από το δείγμα στα 74,70 m βάθος μέχρι το δείγμα στα 41,50 m, η περικλειόμενη πανίδα βρίσκεται σε πολύ καλή κατάσταση και μοναδική διαφορά με το προηγούμενο διάστημα, είναι ότι στο διάστημα αυτό δεν παρατηρείται μεταφερμένο υλικό. Αυτό ίσως υποδηλώνει, ότι το βάθος της θάλασσας πιθανόν να παρέμεινε σχεδόν το ίδιο, αλλά ήταν σίγουρα πιο ήρεμο σε σχέση με το διάστημα μεταξύ των δειγμάτων στα 83,10 m και 75,50 m βάθος. Από το δείγμα στα 41,00 m βάθος και πάνω αυξάνεται σταδιακά πάρα πολύ ο αριθμός των βενθονικών τρηματοφόρων, ένδειξη της σταδιακής μείωσης του βάθους της θαλάσσιας λεκάνης μέχρι το ρηχό θαλάσσιο περιβάλλον απόθεσης των ασβεστιτικών ψαμμίτων. Συμπερασματικά, ισχύει στον πυρήνα ΜΠ7, ότι και σε άλλες περιοχές της Κύπρου, τα πρώτα Πλειοκαινικά ιζήματα, που αποτέθηκαν πάνω από τα ιζήματα του Μεσσηνίου με μία απότομη επαφή, να είναι πολύ μικρού πάχους άσπρες, μπεζ έως ανοικτού γκρίζου χρώματος μάργες. Οι μάργες αυτές, που είναι πλούσιες σε μεγάλα πλαγκτονικά τρηματοφόρα (Rouchy et al., 2001), αποτέθηκαν με την έναρξη του νέου κύκλου ιζηματογένεσης του Πλειοκαίνου, πριν από 5,33 Ma χωρίς να παρατηρείται οποιαδήποτε καθυστέρηση, όπως συμβαίνει στην περιοχή της τομής Εσσοβούγιες- Εξωβούγιες και στην τομή νοτιοδυτικά του Πισσουρίου (Triantaphyllou et al., 2010), όπου παρατηρείται ένα στρωματογραφικό κενό, αφού απουσιάζουν οι μάργες αυτές από τη βάση των Πλειοκαινικών ιζημάτων. Σε όλο το μήκος του πυρήνα τα πλαγκτονικά τρηματοφόρα εμφανίζονται σε αφθονία και είναι καλά διατηρημένα. Η ποσοτική και ποιοτική ανάλυση των πλαγκτονικών 129

130 τρηματοφόρων καθόρισε δεκαοχτώ βιοσυμβάντα, τα οποία είναι: (1) μία αφθονία των αριστερόστροφων περιελιγμένων μορφών της N. acostaensis, (2) η βάση και η οροφή της ζώνης ακμής των Sphaeroidinellopsis (Sphaeroidinellopsis acme zone), (3) η πρώτη κοινή εμφάνιση της Globorotalia margaritae, (4) η πρώτη εμφάνιση της Globorotalia puncticulata, (5) η τελευταία κοινή εμφάνιση της Globorotalia margaritae, (6) η τελευταία εμφάνιση της Globorotalia margaritae, (7) η πρώτη εμφάνιση της Globorotalia crassaformis, (8) η εξαφάνιση της Globorotalia puncticulata, (9) η επανεμφάνιση της Globorotalia crassaformis, (10) η επανεμφάνιση της Globorotalia puncticulata / Globorotalia bononiensis, (11) η τελευταία εμφάνιση των Sphaeroidinellopsis, (12) η είσοδος της Neogloboquadrina atlantica atlantica στη Μεσόγειο, (13) η τελευταία εμφάνιση της Globorotalia bononiensis, (14) η πρώτη εμφάνιση της Globorotalia inflata, (15) η πρώτη εμφάνιση της Globorotalia truncatulinoides, (16) η πρώτη κοινή εμφάνιση των αριστερόστροφων Neogloboquadrina, (17) η βάση και η οροφή της παρακμής των αριστερόστροφων Neogloboquadrina και (18) η πρώτη κοινή εμφάνιση της Globorotalia truncatulinoides excelsa. Τα πιο πάνω βιοσυμβάντα βοήθησαν στον καθορισμό της χρονικής περιόδου απόθεσης της ιζηματογενούς ακολουθίας του Πλειο-Πλειστοκαίνου του πυρήνα ΜΠ7, η οποία μέχρι τη βάση των ασβεστιτικών ψαμμιτών διήρκησε από τα 5,33 Ma μέχρι τα 0,899 Ma (Παράρτημα 1). Η δειγματοληψία στον πυρήνα τελειώνει με το δείγμα που συλλέχθηκε σε βάθος 6,20 m, όπου εντός του διαχωρισμένου κλάσματος εμφανίζονται τόσο η G. truncatulinoides excelsa όσο και τα αριστερόστροφα Neogloboquadriniids, με ποσοστό συμμετοχής 1,11% και 4,43% αντίστοιχα. Αυτό υποδηλώνει, ότι ο πυρήνας τελειώνει κάπου μέσα στη βιοζώνη MPLe2a, αφού στα δείγματά του δε συναντήσαμε την τελευταία κοινή εμφάνιση των αριστερόστροφων μορφών της Neogloboquadrina, η οποία σύμφωνα με τους διάφορους μελετητές τοποθετείται χρονικά στα 0,61 Ma (Lourens et al., 2004; Iaccarino et al., 2007). 130

131 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 ΠΑΛΑΙΟΟΙΚΟΛΟΓΙΚΗ ΑΝΑΛΥΣΗ 4.1. Εισαγωγή Τα βενθονικά τρηματοφόρα είναι πολύ χρήσιμοι παλαιοπεριβαλλοντικοί δείκτες, τα οποία χρησιμοποιούνται ευρέως σήμερα για την ερμηνεία του θαλάσσιου παλαιοπεριβάλλοντος και του παλαιοκλίματος. Ο στόχος του κεφαλαίου αυτού είναι η παλαιοπεριβαλλοντική αναπαράσταση των θαλάσσιων συνθηκών, που επικρατούσαν στην ευρύτερη περιοχή της τομής Εσσοβούγιες- Εξωβούγιες και του πυρήνα ΜΠ7 κατά τη διάρκεια του Πλειο- Πλειστοκαίνου. Κύρια έμφαση θα δοθεί στο παλαιοβάθος της θάλασσας καθώς και στις συνθήκες, που επικρατούσαν στον θαλάσσιο βυθό, όπως οξυγόνωση, αλατότητα και ροή οργανικού υλικού με τη βοήθεια των οικολογικών χαρακτηριστικών των διαφόρων ειδών της βενθονικής μικροπανίδας, βασιζόμενοι στις παρατηρήσεις που έγιναν από διάφορους ερευνητές στο σύγχρονο περιβάλλον διαβίωσης τους Παλαιοπεριβαλλοντική Ανάλυση με βάση τα Βενθονικά Τρηματοφόρα Τομή Εσσοβούγιες-Εξωβούγιες Γενικά Η στατιστική επεξεργασία των βενθονικών τρηματοφόρων για την τομή Εσσοβούγιες- Εξωβούγιες, πραγματοποιήθηκε σε σύνολο 83 δειγμάτων, των οποίων ο αριθμός των βενθονικών ειδών εντός του διαχωρισμένου κλάσματος για τη μελέτη των πλαγκτονικών τρηματοφόρων, ήταν μεγαλύτερος των 70 ατόμων (Παράρτημα 2). Για τη στατιστική έρευνα συμπεριλήφθηκαν 116 είδη βενθονικών τρηματοφόρων, των οποίων το ποσοστό συμμετοχής τους ήταν μεγαλύτερο του 2%. Στις ροδόχροες και καστανόχροες μάργες του Κατώτερου Πλειοκαίνου, όπου ο αριθμός των ατόμων των βενθονικών ειδών εντός του διαχωρισμένου κλάσματος για τη μελέτη των πλαγκτονικών τρηματοφόρων είναι συνεχώς πολύ μικρός, δε διαχωρίστηκε επιπλέον υλικό για τη μελέτη των βενθονικών τρηματοφόρων και δε συμπεριλήφθηκαν τα δείγματα αυτά στη στατιστική ανάλυση. Συνεπώς, οι πιο κάτω συναθροίσεις απολιθωμένων ειδών, αναφέρονται στους ιζηματογενείς κύκλους και στις υπερκείμενες μάργες, αμμώδεις μάργες και μαργαϊκούς άμμους μέχρι τη βάση των ασβεστιτικών ψαμμιτών. 131

132 Για τη στατιστική επεξεργασία χρησιμοποιήθηκε η στατιστική ανάλυση κατά συστάδες τύπου R και η μέθοδος Correlation Στατιστική Ανάλυση κατά Συστάδες Τύπου R Η ανάλυση κατά συστάδες τύπου R με βάση τη μεθοδολογία Correlation έχει αναδείξει έξι συναθροίσεις βενθονικών τρηματοφόρων, που πήραν το όνομα τους από το επικρατέστερο είδος (Εικ.4.1). Οι συναθροίσεις που αναγνωρίστηκαν είναι οι ακόλουθες: 1. Συνάθροιση των Uvigerina peregrina U. auberiana. Στη συνάθροιση αυτή απαντούν με σχετικά υψηλά ποσοστά συμμετοχής τα είδη: Bolivina pseudoplicata, Bulimina aculeata, B. costata, Anomalinoides helisinus, Bolivina leonardii, Planulina ariminensis, Planulina sp., Gyroidinoides neosoldanii, G. orbicularis, G. umbonata, Sphaeroidina bulloides, Pullenia bulloides, P. subcarinata, Sigmoilopsis schlumbergeri, Trifarina bradyi, Eggerella bradyi, Dentalina leguminiformis, Lenticulina rotulatus, L. gibba, Cibicidoides sp., Spiroloculina sp. και Textularia sp.. 2. Συνάθροιση Cibicidoides kullenbergi. Στη συνάθροιση αυτή απαντούν με χαμηλότερα ποσοστά συμμετοχής τα ακόλουθα είδη: Globocassidulina subglobosa, Siphonina reticulata και Trifarina fornasinii. 3. Συνάθροιση Cibicidoides ungerianus. Εντός της συνάθροισης αυτής απαντούν με χαμηλότερα ποσοστά τα ακόλουθα είδη: Cibicidoides robertsonianus, Hanzawaia boueana, Brizalina alata, Gyroidina soldanii, Discorbinella bertheloti, Fissurina lacunata, Martinottiella communis, Gaudrina flintii, Sigmoilina tenuis, Bigenerina nodosaria, Amphicoryna scalaris, Dentalina sp. και Lenticulina sp.. 4. Συνάθροιση της Brizalina spathulata. Στη συνάθροιση αυτή απαντούν με χαμηλότερα ποσοστά συμμετοχής τα ακόλουθα είδη: Uvigerina sp., U. bononiensis, U. proboscidea, U. flintii, U. pygmea, Bulimina fusiformis, Bolivina filacostata, Gyroidinoides altiformis, Rectuvigerina sp. και Buliminella sp.. 132

133 Εικόνα 4.1: Η ανάλυση κατά συστάδες τύπου R-mode αναδεικνύει έξι συναθροίσεις απολιθωμένων ειδών, που πήραν το όνομα τους από το είδος με τη μεγαλύτερη αφθονία. 133

134 5. Συνάθροιση των Bulimina elongata B. exilis. Στη συνάθροιση αυτή απαντούν με σχετικά υψηλά ποσοστά συμμετοχής τα είδη: Bulimina sp. και Bolivina catanensis. 6. Συνάθροιση της Asterigerinata planorbis. Στη συνάθροιση αυτή απαντούν με χαμηλότερα ποσοστά συμμετοχής τα ακόλουθα είδη: Cassidulina carinata, Bolivina variabilis, B. seminuda, Neoconorbina terquemi, Planorbulina mediterranensis, Gavelinopsis praegeri, Valvulineria bradyana, Asterigerinata mamilla, Reussella spinulosa, Reussella sp., Cibicides sp., C. lobatulus, C. refulgens, Rosalina sp., R. globularis, R. obtusa, Discorbis orbicularis, Ammonia sp., A. parkinsoniana, A. inflata, A. beccarii, A. tepida, Valvulineria sp., Nonionella sp., Melonis barleeanum, Fursenkoina schreibersiana, Trifarina angulosa, Eoeponidella linki, Elphidium sp., E. aculeatum, E. flexuosum, Haynesina depressula, Nonion fabum, N. granosum, Nonion sp. και Eponides sp Κατανομή Συναθροίσεων Η συνάθροιση των Uvigerina peregrina U. auberiana απαντάται τόσο μέσα στις συμπαγείς ροδόχροες και καστανόχροες μάργες του Site 1, όσο και μέσα στις συμπαγείς γκρίζες και ελασματοειδείς καστανόχροες μάργες των ιζηματογενών κύκλων των τμημάτων Site 1A, 1AB και 1B καθώς και στο πρώτο δείγμα που λήφθηκε από το Site 1Γ (Εικ.4.2). Η συνάθροιση αυτή επικρατεί στα δείγματα 28/7/10-2 (261,10 m) (βιοζώνη MPL1), 12/4/07-A (263,40 m) (βιοζώνη MPL2), 28/7/10-5 (263,70 m), 28/7/10-6 (264,10 m) και 12/4/07-B (264,70 m) (βιοζώνη MPL 3) του Site 1. Στο Site 1A εμφανίζεται στα δείγματα στα ,65 m (Δ.11-13), 261,25 m (Δ.15), 262,55-262,90 m (Δ.20-21), 263,50 m (Δ.23), 264,05 m (Δ.25) και 264,90 m (Δ.27)(βιοζώνη MPL4a) και στα Site 1AB, Site 1Β και Site 1Γ στα δείγματα στα 265,55-267,35 m (ΑΒ.06-2) (βιοζώνες MPL4a και MPL4b), 267,56-269,18 m (ΑΒ.4-11), 269,58 m (ΑΒ.13), 270,03-270,56 m (ΑΒ.15-17), 270,98 m (ΑΒ.19), 271,53-272,08 m (ΑΒ.21-22) (βιοζώνη MPL4b), 273,43 m (Δ.32), 274,53 m (Δ.36), 275,13 m (Δ.38), 275,78-277,26 m (Δ.40-45) και 277,84-280,4 m (Δ.47-49) (βιοζώνη MPL5a). Στην Εικόνα 4.3 εμφανίζονται οι καμπύλες κατανομής των κυριότερων βενθονικών ειδών της συναθροίσεως. Η συνάθροιση του Cibicidoides kullenbergi δεν κυριαρχεί σε κανένα δείγμα αλλά συμμετέχει με σχετικά υψηλά ποσοστά στα δείγματα 12/4/07-B (264,70 m) του Site 1, 134

135 267,96 m (ΑΒ6) του Site 1ΑΒ, και στα δείγματα 272,08 m (ΑΒ.22), 274,53 m (Δ.36), 275,78-276,38 m (Δ.40-42) και 276,91 m (Δ.44) του Site 1Β (Εικ. 4.2). Στην Εικόνα 4.3 εμφανίζονται οι καμπύλες κατανομής των κυριότερων βενθονικών ειδών της συναθροίσεως. Η συνάθροιση του Cibicidoides ungerianus κυριαρχεί σε πολύ μικρό αριθμό δειγμάτων της τομής Εσσοβούγιες-Εξωβούγιες. Η συνάθροιση αυτή εμφανίζεται στα δείγματα 14/3/11-2 (262,30 m) και 28/7/10-3 (262,60 m) (βιοζώνη MPL1) του Site 1 και στα δείγματα 257,70 m (Δ.1) (βιοζώνη MPL3) και 259,10-259,62 m (Δ.7-9) (βιοζώνη MPL4a) του Site 1A (Εικ. 4.2). Στην Εικόνα 4.4 εμφανίζονται οι καμπύλες κατανομής των κυριότερων βενθονικών ειδών της συναθροίσεως. H συνάθροιση της Brizalina spathulata εμφανίζεται τόσο μέσα στις γκρίζες συμπαγείς απολιθωματοφόρες μάργες, όσο και μέσα στις καστανόχροες ελασματοειδείς μάργες των ιζηματογενών κύκλων. Στο τμήμα Site 1A επικρατεί στα δείγματα στα 258,25-258,75 m (Δ.3-6)(βιοζώνη MPL3), 259,73 m (Δ.10), 260,85 m (Δ.14), 261,58-262,30 m (Δ.16-19), 263,23 m (Δ.22), 263,80 m (Δ.24) και 264,35 m (Δ.26)( βιοζώνη MPL4a). Στο τμήμα Site 1AΒ η συνάθροιση της B. spathulata κυριαρχεί στα δείγματα 270,78 m (ΑΒ.18) και 271,30 m (ΑΒ.20)(βιοζώνη MPL4b), ενώ στο τμήμα Site 1Β στα δείγματα 272,18-272,76 m (ΑΒ ), 273,63-274,27 m (Δ.33-35), 274,83 m (Δ.37), 275,43 m (Δ.39) και 277,61 m (Δ.46) (βιοζώνη MPL 5a) (Εικ. 4.2). Στην Εικόνα 4.5 εμφανίζονται οι καμπύλες κατανομής των κυριότερων βενθονικών ειδών της συναθροίσεως. Η συνάθροιση των Bulimina elongata B. exilis εμφανίζεται στο Site 1AB στα δείγματα που συλλέχθηκαν στα 267,44 m (ΑΒ.3), 269,35 m (ΑΒ.12) και 269,80 m (ΑΒ.14) (βιοζώνη MPL4b) και στο Site 1Β στα 273,13 m (Δ.31) (βιοζώνη MPL5a) (Εικ. 4.2). Όλα τα δείγματα που ανήκουν στη συνάθροιση αυτή λήφθηκαν μέσα από τις ελασματοειδείς καστανόχροες μάργες. Στην Εικόνα 4.5 εμφανίζονται οι καμπύλες κατανομής των κυριότερων βενθονικών ειδών της συναθροίσεως. Τέλος, η συνάθροιση της Asterigerinata planorbis επικρατεί σχεδόν μέσα σε όλα τα δείγματα, που συλλέχθηκαν από τα τμήματα Site 1Γ και 1Δ της τομής μεταξύ 281,05-329,20 m (Δ.50-68)(τμήμα βιοζώνης MPL5a, βιοζώνη MPL5b, τμήμα βιοζώνης MPL6a), με εξαίρεση το δείγμα στα 280,40 m (Δ.49) (Εικ. 4.2). Στην Εικόνα 4.6 εμφανίζονται οι καμπύλες κατανομής των κυριότερων βενθονικών ειδών της συναθροίσεως. 135

136 Εικόνα 4.2: Καμπύλες κατανομής των βενθονικών συναθροίσεων της τομής Εσσοβούγιες-Εξωβούγιες. Οι γραμμές με κίτρινο χρώμα δείχνουν τα σημαντικότερα βιοσυμβάντα που αναγνωρίστηκαν. (Παράρτημα 4) 136

137 Εικόνα 4.3 : Καμπύλες κατανομής των κυριότερων βενθονικών ειδών των συναθροίσεων των U. peregrina - U. auberiana και C. kullenbergi. (Παράρτημα 4) 137

138 Εικόνα 4.4: Καμπύλες κατανομής των κυριότερων βενθονικών ειδών της συναθροίσεως του Cibicidoides ungerianus. (Παράρτημα 4) 138

139 Εικόνα 4.5: Καμπύλες κατανομής των κυριότερων βενθονικών ειδών των συναθροίσεων των Brizalina spathulata και Bulimina elongata-b. exilis. (Παράρτημα 4) 139

140 Εικόνα 4.6: Καμπύλες κατανομής των κυριότερων βενθονικών ειδών της συναθροίσεως της Asterigerinata planorbis. (Παράρτημα 4) 140

141 Παλαιοοικολογική Ερμηνεία Βενθονικών Συναθροίσεων Συνάθροιση των Uvigerina peregrina U. auberiana. Η U. peregrina στην Ανατολική Μεσόγειο εμφανίζεται σε βάθη μεγαλύτερα των 100 m και αφθονεί περισσότερο στην ανώτερη κατωφέρεια μέχρι βάθος νερού 600 m (De Rijk et al., 2000). Είναι είδος καιροσκοπικό και ανταποκρίνεται στην απόθεση φρέσκου οργανικού υλικού (Schmiedl et al., 2000). Σχετίζεται με περιβάλλοντα με υψηλή ροή οργανικής ύλης στο ίζημα (Schmiedl et al., 1997) και προτιμά ροή μεγαλύτερη από 2-3 gr/m 2 /year (De Rijk et al., 2000). Είναι ανθεκτικό στη μείωση της συγκέντρωσης του οξυγόνου (Rasmussen et al., 2005) και στην αύξηση της αλατότητας (Van der Zwaan, 1982; Di Stefano et al, 2010). Όταν υποβάλλεται σε ανοξικές συνθήκες κατά τη διάρκεια πειραμάτων, αυτό μεταναστεύει προς τα πάνω μέσα στο ίζημα σε πιο καλά οξυγονωμένες συνθήκες (Rasmussen et al., 2005). Η U. peregrina έχει χρησιμοποιηθεί ως δείκτης των βαθύαλων περιβαλλόντων με χαμηλή περιεκτικότητα σε οξυγόνο του νερού και υψηλή περιεκτικότητα σε οργανικό άνθρακα των ιζημάτων. Προτιμά λεπτόκοκκα ιζήματα πλούσια σε οργανικό άνθρακα και πολλαπλασιάζεται κάτω από συνθήκες παρατεταμένης οργανικής ροής στον πυθμένα της θάλασσας (Rasmussen et al., 2005). Η U. auberiana γενικά, εμφανίζεται στην ανώτερη και μεσαία ηπειρωτική κατωφέρεια (Rasmussen et al., 2005). Ο Parker (1958) κατέγραψε το είδος σε βάθη ύδατος από m και οι Sgarrella και Moncharmont-Zei (1993) το βρήκαν σε βάθη ύδατος μεταξύ m. Οι Bizon και Bizon (1984) το κατέγραψαν σε βάθη ύδατος από 160 m μέχρι πάνω από m στη Δυτική Μεσόγειο. Πρόκειται για ρηχό ενδοπανιδικό είδος, το οποίο διαβιεί στα ανώτερα 2 cm κάτω από την επιφάνεια του ιζήματος (Rasmussen et al., 2005). Ο Schönfeld (2001) κατέγραψε το είδος αυτό από 0-0,5 cm κάτω από την επιφάνεια του ιζήματος σε οξικές έως ελαφρώς υποξικές συνθήκες. Το είδος αυτό εμφανίζεται επίσης μέσα σε ζώνες ελάχιστου οξυγόνου σε περιοχές με υψηλή και σταθερή ροή οργανικής ύλης στο ίζημα (Schmiedl et al., 1997; Gooday, 2003; Rasmussen et al., 2005). H B. pseudoplicata είναι ρηχό ενδοπανιδικό είδος, κάτοικος ανοικτής θαλάσσας, το οποίο διαβιεί μέσα σε ιλυώδη ή αμμώδη ιλυώδη ιζήματα (Di Bella, 1997) με ένα σχετικά ευρύ βαθυμετρικό φάσμα. Η B. costata είναι συνήθης σε περιοχές με παράκτια ανοδικά ρεύματα υψηλής παραγωγικότητας στην κάτω βαθύαλη ζώνη, στα όρια της Λεκάνης της Αγκόλας στον Νότιο Ατλαντικό. Ο Parker (1958) βρήκε, ότι το είδος αυτό γενικά είναι σπάνιο στην κρηπίδα, αλλά γίνεται άφθονο στο ανώτερο τμήμα της ηπειρωτικής κατωφέρειας σε βάθη ύδατος από

142 665 m (Rasmussen et al., 2005). Στη Θάλασσα του Ιονίου εμφανίζεται σε βάθη ύδατος μεταξύ m, ενώ στη Λεκάνη της Κιλικίας εμφανίζεται από τα 155 m βάθος, αλλά οι μεγαλύτερες αφθονίες του είδους εμφανίζονται μεταξύ m μέσα σε ομοιογενή ιλύ. Πρόκειται για ρηχό ενδοπανιδικό είδος συνδεδεμένο με υψηλό ποσοστό οργανικού υλικού στο ίζημα (Jorissen, 1987) και εμφανίζεται σε περιβάλλοντα με σταθερή ροή τροφίμων και χαμηλή περιεκτικότητα σε οξυγόνο (Rasmussen et al., 2005). Στη Θάλασσα του Μαρμαρά εμφανίζεται σε περιβάλλοντα με δυσαερόβιες συνθήκες (Rasmussen et al., 2005). Η S. bulloides είναι ρηχό ενδοπανιδικό είδος, που προτιμά περιοχές με υψηλή ροή οργανικής ύλης στον θαλάσσιο βυθό (Gooday, 2003) μέσα σε ιλύες από την εξωτερική κρηπίδα μέχρι την μεσαία κατωφέρεια σε βάθος νερού μεταξύ m (Rasmussen et al., 2005). Το ανώτερο βαθυμετρικό όριο του είδους βρίσκεται μέσα στη μεσαία νηριτική ζώνη ( m), στην οποία εμφανίζεται με σαφώς μειωμένο αριθμό ατόμων. Πρόκειται για ένα στενόαλο είδος, κάτοικο ανοικτής θάλασσας και ιλυώδους βυθού (Hageman, 1979). Στον Kόλπο της Νάπολης συναντάται πιο συχνά σε βάθη ύδατος κάτω από τα 120 m (Sgarrella και Moncharmont-Zei, 1993). Οι Bizon και Bizon (1984) το βρήκαν σε βάθη από m έως m στη Δυτική Μεσόγειο. Στη Θάλασσα του Ιονίου εμφανίζεται σε βάθη ύδατος μεταξύ m (Rasmussen, 1990). Η P. ariminensis έχει ένα ανώτερο βαθυμετρικό όριο 60 m περίπου, αλλά διαβιεί από την εξωτερική νηριτική ζώνη μέχρι 900 m βάθος νερού, με τις μεγαλύτερες αφθονίες του είδους να παρατηρούνται μεταξύ 300 έως 500 m (Berggren and Haq, 1976). Είναι επιπανιδικό είδος και τρέφεται από ενεργά αιωρούμενα συστατικά σε ανυψωμένα υποστρώματα (Schönfeld, 2002a; Rasmussen et al., 2005). H Ρ. ariminensis είναι ανεκτική στην έλλειψη οξυγόνου, δεδομένου, ότι έχει βρεθεί σε σύγχρονα δυσοξικά περιβάλλοντα (Bernhard and Sen Gupta, 1999). Συνεπώς, το περιβάλλον της συνάθροισης αυτής κυμάνθηκε στην ανώτερη ηπειρωτική κατωφέρεια ( m) με υψηλή ροή και απόθεση φρέσκου οργανικού υλικού στο θαλάσσιο βυθό. Συνάθροιση Cibicidoides kullenbergi Το επιπανιδικό είδος C. kullenbergi, είναι ευρέως διαδεδομένο σε καλά οξυγονωμένες, ολιγο-μεσοτροφικές συνθήκες (Schmiedl et al, 2003) και έχει αναφερθεί, ότι δεν ανέχεται το περιβαλλοντικό στρες και ειδικότερα την ανεπάρκεια οξυγόνου στον πυθμένα της θάλασσας (Van der Zwaan, 1982, 1983; Drinia et al, 2007). Προτιμά μάλλον βαθιά νερά με σταθερές θαλάσσιες συνθήκες και συνήθως 142

143 είναι τυπικό σε βάθη νερού μεγαλύτερα από m. Σπάνια άτομα του είδους έχουν βρεθεί σε βάθη ύδατος μικρότερα των 580 m (Wright, 1978b). Το είδος αυτό, δεν έχει καμία ανοχή σε μεγάλες αποκλίσεις της αλατότητας και της περιεκτικότητας του νερού σε οξυγόνο (Van Der Zwaan, 1982). Εντός της συνάθροισης εμφανίζεται και το ενδοπανιδικό είδος S. reticulata, το οποίο είναι είδος ανοικτής θάλασσας, καθόλου ανθεκτικό σε διακυμάνσεις της αλατότητας ή του οξυγόνου (Van der Zwaan, 1982; Jonkers, 1984), γεγονός που υποδηλώνει το υψηλό ποσοστό του οξυγόνου μέσα στο ίζημα. Έχει καταγραφεί σε βάθος ύδατος μεταξύ m (Parker, 1958; Sgarrella και Moncharmont-Zei, 1993; Rasmussen et al., 2005; Spezzaferri et al., 2007). Υψηλές αφθονίες της S. reticulata φαίνεται να συμπίπτουν με περιόδους με σχετικά πιο κρύα και πιο πυκνά επιφανειακά ύδατα και ως εκ τούτου αύξηση της ανάμειξης και της κυκλοφορίας των βαθέων υδάτων (Sgarrella et al., 1999; Di Stefano et al., 2010). Η G. subglobosa διαβιεί μέσα σε ιλυώδεις αποθέσεις (Rasmussen et al., 2005) της εξωτερικής κρηπίδας και της ανώτερης κατωφέρειας και οι μεγαλύτερες αφθονίες του είδους παρατηρούνται σε περιβάλλοντα με αυξημένης ενέργειας θαλάσσια ρεύματα στον βυθό (Schmiedl et al, 1997; Bhaumik et al., 2011). Πρόκειται για ενδοπανιδικό είδος, το οποίο εμφανίζεται σε βάθος ύδατος μεταξύ m. Στη θάλασσα της Λιγουρίας αφθονεί περισσότερο σε βάθος ύδατος μεταξύ m (Bizon και Bizon, 1984), ενώ στη Λεκάνη της Κιλικίας εμφανίζεται μεταξύ 300 και 558 m (Rasmussen et al., 2005). Το είδος T. fornasinii εμφανίζεται σε περιοχές με υψηλή ροή οργανικού υλικού στον βυθό και είναι περισσότερο κοινό σε βάθη από m, ενώ εξαφανίζεται σε βάθη γύρω στα 500 m (Rasmussen et al., 2005). Με βάση τα πιο πάνω, το βάθος της θάλασσας κυμάνθηκε πάνω στην ανώτερη κατωφέρεια ( m) σε καλά οξυγονωμένα θαλάσσια ύδατα, κανονικής αλατότητας, με μέτρια ροή οργανικού υλικού στον θαλάσσιο βυθό. Συνάθροιση Cibicidoides ungerianus Το C. ungerianus είναι επιπανιδικό είδος ανοιχτής θάλασσας, το οποίο διαβιεί σε ιλυώδεις βυθούς και είναι μη ανεκτικό στην ανεπάρκεια οξυγόνου (Van der Zwaan, 1983). Πρόκειται για τυπικό είδος της περιπαράλιας ζώνης (20-40 μέχρι 200 m) (Di Bella, 1997) αλλά εμφανίζεται και σε βαθύτερα περιβάλλοντα. Ο Colom (1952) κατέγραψε το είδος αυτό στον Ατλαντικό Ωκεανό μακριά από τις ακτές της Ισπανίας, σε βάθη ύδατος μεταξύ m, εντούτοις είναι κοινό μεταξύ m. Στη Θάλασσα του Ιονίου βρέθηκαν μερικά δείγματα σε βάθος ύδατος 48 m και κατόπιν 143

144 βρέθηκαν πάλι από τα 156 m έως m (Rasmussen, 1990; Rasmussen et al., 2005). Στον κόλπο του Κάντιθ εμφανίζει ένα επιπανιδικό τρόπο ζωής (Schönfeld, 2002a; Rasmussen et al., 2005), ενώ μακριά από τις ακτές της Δυτικής Αφρικής χαρακτηρίζεται ως ρηχό ενδοπανιδικό (Jorissen et al., 1998; Rasmussen et al., 2005). Η H. boueana διαβιεί σε βιότοπους επηρεασμένους από μέτρια έως ισχυρά ρεύματα (Schönfeld, 2002a,b) με υψηλή ροή οργανικού υλικού σε βάθη ύδατος μεταξύ m (Rasmussen, 1990; Rasmussen et al., 2005). Το C. robertsonianus διαβιεί από τη βαθύαλη έως την αβυσσική ζώνη ( m) (Spezzaferri et al., 2007). Είναι κάτοικος ιλυώδους βυθού με μικρή ανοχή στην αύξηση της αλατότητας ή στην έλλειψη οξυγόνου (Van Der Zwaan, 1982). Η G. soldanii έχει ένα ανώτερο όριο βάθους m (Wright, 1978b; Rasmussen et al., 2005), ενώ βρίσκεται σε αφθονία σε βάθη από m (Wright, 1978b). Το γένος της Gyroidina στη Μεσόγειο γενικά εμφανίζεται σε βαθιά ύδατα, προσαρμοσμένο στις πολύ χαμηλές ροές οργανικής ύλης και στη μείωση των θρεπτικών συστατικών (De Rijk et al., 1999, 2000; Altenbach et al., 1999; Rasmussen et al., 2005). Συνεπώς, με βάση τα πιο πάνω διεξάγεται το συμπέρασμα, ότι το περιβάλλον απόθεσης της συνάθροισης αυτής βρισκόταν πάνω στην ανώτερη κατωφέρεια ( m), όπου υπήρχε υψηλή ροή οργανικής ύλης στον θαλάσσιο πυθμένα, ο οποίος επηρεαζόταν από μέτρια έως ισχυρά ρεύματα. Τα θαλάσσια ύδατα στον πυθμένα ήταν καλά οξυγονωμένα αφού τα είδη των Cibicidoides δεν είναι καθόλου ανθεκτικά στις μεγάλες αποκλίσεις της αλατότητας και της περιεκτικότητας του νερού σε οξυγόνο (Van der Zwaan, 1983; Rasmussen et al., 2005). Συνάθροιση της Brizalina spathulata Η B. spathulata είναι αναμφισβήτητα είδος που διαβιεί σε πολύ παραγωγικά περιβάλλοντα, κάτω από ένα ευρύ φάσμα θαλάσσιων συνθηκών, από το κανονικό θαλάσσιο περιβάλλον έως το περιβάλλον ανεπαρκούς οξυγόνου σε όλα τα βάθη από περιβάλλοντα κοντά στην ακτή μέχρι τους βαθείς ωκεάνιους πυθμένες. Είναι πιο κοινό στην εξωτερική κρηπίδα και στην ανώτερη κατωφέρεια, αλλά οι Bizon και Bizon (1984) χαρακτηρίζουν το είδος αυτό ως είδος κρηπίδας, το οποίο εμφανίζεται σε βάθος νερού από m, μέσα σε ιλύ με μειωμένο ποσοστό οξυγόνου, ενώ στη Θάλασσα του Ιονίου εμφανίζεται στην εξωτερική κρηπίδα σε βάθη από m (Rasmussen, 1990; Rasmussen et al., 2005). Εμφανίζεται σε περιοχές με κυμαινόμενη αλατότητα και η κατανομή του ελέγχεται προφανώς από τοπικές οικολογικές διαφορές παρά τη βαθυμετρία (Rasmussen, 1990; Rasmussen et al., 2005). Είναι είδος ρηχό ενδοπανιδικό και παρουσιάζει καιροσκοπική συμπεριφορά 144

145 σε περιοχές με εποχιακή απόθεση φυτοδετριτικού υλικού (Rasmussen et al., 2005). Οι μέγιστες πυκνότητες του είδους παρατηρούνται σε βάθος από 0 0,5 cm, αλλά εμφανίζεται μέχρι και 5 cm βάθος κάτω από την επιφάνεια του ιζήματος (De Stigter et al., 1998; Rasmussen et al., 2005). Ως απολιθωμένο είδος, συνδέεται συχνά με την ιζηματογένεση σαπροπηλών. Στους σαπροπηλούς του Πλειοκαίνου, γενικά είναι το τελευταίο είδος, το οποίο εξαφανίζεται πριν από τη συνολική ανεπάρκεια οξυγόνου (Jonkers, 1984; Rasmussen et al., 2005). Η U. proboscidea διαβιεί στη βαθύαλη ζώνη ( m) (F. van Morkhoven et al., 1986) σε ένα ρηχό ενδοπανιδικό μικροενδιαίτημα σε ιζήματα πλούσια σε οργανικό άνθρακα, ανεξάρτητα από την οξυγόνωση τους (Singh and Gupta, 2010). Ευδοκιμεί σε περιοχές με υψηλή παραγωγικότητα, ειδικά όταν η παραγωγικότητα είναι υψηλή καθ όλη τη διάρκεια του χρόνου και η εποχικότητα στην παροχή τροφίμων είναι μικρή ή ανύπαρκτη (Singh and Gupta, 2010). Η U. bononiensis θεωρείται ένας δείκτης σημαντικής μείωσης της περιεκτικότητας του οξυγόνου στο θαλάσσιο νερό (Jonkers, 1984) και προτιμά μια υψηλή παροχή θρεπτικών συστατικών (Drinia et al., 2004). Έχει ανώτερο βαθυμετρικό όριο 150 m (Van de Poel, 1992) και πρόκειται για τυπικό είδος της ηπειρωτικής κρηπίδας στον Ανατολικό Ατλαντικό Ωκεανό (Rasmussen et al., 2005), ενώ στον κόλπο της Γουϊνέας έχει καταγραφεί σε βάθη ύδατος μεγαλύτερα των 457 m (Rasmussen et al., 2005). Με βάση τα πιο πάνω φαίνεται, ότι το περιβάλλον απόθεσης της συναθροίσεως αυτής κυμάνθηκε πάνω στην ανώτερη κατώφερεια ( m). Το βάθος κατανομής των περισσότερων ειδών επηρεάζεται από την παροχή των τροφίμων στο θαλάσσιο πυθμένα και δυσκολεύει πάρα πολύ τον υπολογισμό του παλαιοβάθους της θάλασσας. Γενικά, τα ενδοπανιδικά είδη της συνάθροισης αυτής ανήκουν κυρίως στα γένη Bolivina sp., Uvigerina sp. (Rectuvigerina sp.) και Bulimina sp., τα οποία κατοικούν κυρίως μέσα σε ιλυώδη ιζήματα κάτω από βαθιά ή κρύα ύδατα, αλλά μπορούν να εμφανίζονται και σε μικρότερα βάθη όταν οι συνθήκες το επιτρέπουν (Murray, 1991; Drinia et al., 2005). Προτιμούν πλούσια σε θρεπτικά συστατικά, χαμηλού οξυγόνου, ιλυώδη περιβάλλοντα και οι υψηλές αφθονίες τους συνήθως σηματοδοτούν τον ευτροφισμό της υδάτινης στήλης. Αυτές οι συνθήκες είναι πιο χαρακτηριστικές σε ψυχρότερα ή βαθύτερα ύδατα, αλλά μπορεί να λάβουν χώρα και σε αβαθέστερα περιβάλλοντα, τα οποία επηρεάζονται από τη δράση ανοδικών ρευμάτων ή είναι αποτέλεσμα ευρείας κλίμακας απορροής γλυκών υδάτων, η οποία σχηματίζει ένα επιφανειακό στρώμα από υφάλμυρο νερό πλούσιο σε θρεπτικά συστατικά (Drinia et 145

146 al., 2005). Η σχεδόν συνεχής παρουσία σε όλα τα δείγματα που ανήκουν στη συνάθροιση της B. spathulata, του ενδοπανιδικού είδους B. elongata (δεν εμφανίζεται μόνο στα δείγματα Δ.23 & 65), το οποίο διαβιεί από την εσωτερική κρηπίδα έως την κατωφέρεια (Grunert et al., 2012) κοντά στις εξόδους ποταμών σε θολά νερά με μεταβαλλόμενη αλατότητα και υψηλή παροχή οργανικής ύλης (Rasmussen et al., 2005) καταδεικνύει, ότι μάλλον το θαλάσσιο περιβάλλον της ευρύτερης περιοχής της τομής Εσσοβούγιες-Εξωβούγιες επηρεαζόταν από ευρείας κλίμακας απορροής γλυκών υδάτων, που προκαλούσε τη στρωματοποίηση της υδάτινης στήλης και ανοξικές συνθήκες στο θαλάσσιο πυθμένα. Το γεγονός αυτό, αποδεικνύεται και από τον χαμηλό αριθμό ή την έλλειψη βενθονικών τρηματοφόρων σε κάποια δείγματα (Geraga et al., 1997). Τα μεγαλύτερα ποσοστά της B. spathulata εμφανίζονται στα δείγματα στα 258,75 m (Δ.6, 94,26%), 259,73 m (Δ.10, 54,05%), 261,85 m (Δ.17, 51,43%), 271,30 m (ΑΒ.20, 47,20%), 260,85 m (Δ.14, 45,64%), 258,65 m (Δ.5, 44,58%), 272,18 m (ΑΒ.23, 41,67%), 277,61 m (Δ.46, 40,44%), 262,05 m (Δ.18, 37,23%) και 261,58 m (Δ.16, 35,79%). Οι μεγαλύτερες αφθονίες του είδους παρατηρούνται ως επί το πλείστον μέσα στα καστανόχροα ελασματοειδή στρώματα (Δ.6, 10, 14, 16, 18, ΑΒ.20, 23) αλλά εμφανίζονται και μέσα στις γκρίζες συμπαγείς μάργες (Δ.5, 17, 46). Στο δείγμα στα 258,75 m (Δ.6), το οποίο λήφθηκε μέσα από τις ελασματοειδείς καστανόχροες μάργες απαντάται η μεγαλύτερη αφθονία του είδους με ποσοστό συμμετοχής 94,26%. Το πολύ υψηλό ποσοστό της B. spathulata σε συνδυασμό με το πολύ χαμηλό ποσοστό των υπολοίπων βενθονικών ειδών καταδεικνύει, ότι επικρατούσαν ανοξικές συνθήκες τόσο μέσα στο ίζημα, όσο και πάνω στο θαλάσσιο πυθμένα. Στα δείγματα Δ.2, Δ.4, Δ.8, Δ.12, ΑΒ.23, Δ.29, Δ.31, Δ.37, Δ.41 και Δ.45 ο αριθμός των βενθονικών ειδών εντός του διαχωρισμένου κλάσματος για τη μελέτη των πλαγκτονικών τρηματοφόρων είναι πολύ χαμηλός, σε σχέση με τα υπόλοιπα ελασματοειδή στρώματα. Αυτό πιθανόν να οφείλεται σε συνθήκες πολύ χαμηλού οξυγόνου στον πυθμένα της θάλασσας και στην αισθητή μείωση του αριθμού των βενθονικών τρηματοφόρων, με αποκορύφωμα το δείγμα Δ.12, στο οποίο δεν ανευρέθηκε οποιοδήποτε βενθονικό είδος. Επίσης, η συχνή παρουσία της U. bononiensis εντός της συναθροίσεως και ιδιαίτερα για το διάστημα μεταξύ των δειγμάτων 271,30 m (ΑΒ.20) και 275,43 m (Δ.39) (δεν εμφανίζεται στα δείγματα Δ.3, Δ.6, Δ.21, Δ.23, Δ.27, ΑΒ.8-9, ΑΒ.18, Δ.43 & Δ.65), η οποία θεωρείται ένας δείκτης σημαντικής μείωσης της περιεκτικότητας του οξυγόνου στο θαλάσσιο νερό (Jonkers, 1984), που προτιμά περιβάλλοντα με υψηλή παροχή θρεπτικών συστατικών (Drinia 146

147 et al., 2004), αποτελεί ακόμη ένα επιπρόσθετο αποδεικτικό στοιχείο των ανοξικών συνθηκών που επικρατούσαν μέσα στο ίζημα. Συνάθροιση των Bulimina elongata B. exilis Η B. elongata είναι κάτοικος ανοικτής θάλασσας και ιλυώδους βυθού, με πιθανή κάποια ανθεκτικότητα σε συνθήκες μικρής απόκλισης από εκείνες της κανονικής θάλασσας (Hageman, 1979). Πρόκειται για ρηχό έως βαθύ ενδοπανιδικό είδος (Jannink, 2001), το οποίο εμφανίζεται κοντά στις εξόδους ποταμών σε θολά νερά με μεταβαλλόμενη αλατότητα και υψηλή παροχή οργανικής ύλης (Rasmussen et al., 2005). Στον Kόλπο της Νάπολης έχει καταγραφεί σε βάθη ύδατος από m (Sgarrella και Moncharmont-Zei, 1993; Rasmussen et al., 2005), στο δέλτα του Ποταμού Σάρνο αφθονεί περισσότερο κάτω από υπόαλες συνθήκες και στο δέλτα του Ροδανού Ποταμού εμφανίζεται σε βάθη ύδατος από m (Rasmussen et al., 2005). Παρόμοιες μορφές έχουν βρεθεί στη Λεκάνη της Κιλικίας σε βάθος από m (Rasmussen et al., 2005). Οι Grunert και άλλοι (2012) αναφέρουν, ότι η B. elongata έχει ένα ευρύ βαθυμετρικό φάσμα από την εσωτερική κρηπίδα μέχρι τη βαθύαλη ζώνη, σε υψηλής παραγωγικότητας θαλάσσια περιβάλλοντα με υψηλή ροή οργανικής ύλης κάτω από υποξικές έως δυσοξικές συνθήκες. Η Β. exilis είναι είδος της βαθύαλης ζώνης με τις μεγαλύτερες συγκεντρώσεις του είδους να παρατηρούνται μεταξύ 500 και m βάθους νερού (F. van Morkhoven, 1986). Στην Κρήτη, η Β. exilis είναι περισσότερο συνδεδεμένη με τους σαπροπηλούς και τους διατομίτες του Πλειοκαίνου, που σχηματίζονται κάτω από συνθήκες σημαντικής μείωσης του οξυγόνου (Jonkers, 1984). Η ποσοτική κατανομή του είδους αυτού στα μεγάλα θαλάσσια βάθη, σχετίζεται με την ποιότητα της θαλάσσιας οργανικής ύλης, που προέρχεται από επιφανειακά ανοδικά ρεύματα (surface upwellings). Το είδος αυτό αναπτύσσεται μόνο όταν η οργανική ουσία φθάνει στον θαλάσσιο βυθό σχετικά αμετάβλητη. Ακμάζει στην ελάχιστη ζώνη οξυγόνου των παραγωγικών περιοχών με υψηλό ποσοστό πρόσφατα κατασταλαγμένου φυτο-δετριτικού υλικού (Caralp, 1989; Jannink et al., 1998). Το υψηλό ποσοστό συμμετοχής της B. elongata, η οποία αρέσκεται να διαβιεί κοντά στις εξόδους ποταμών σε θολά νερά με μεταβαλλόμενη αλατότητα και υψηλή παροχή οργανικής ύλης (Rasmussen et al., 2005), καταδεικνύει την απορροή μεγάλων ποσοτήτων γλυκών υδάτων κατά την περίοδο απόθεσης των ιζημάτων που φιλοξενούν τη συνάθροιση αυτή. Επίσης, τα είδη της συναθροίσεως αυτής καταδεικνύουν ένα σχετικά βαθύ θαλάσσιο περιβάλλον, το οποίο βρισκόταν πάνω 147

148 στην ανώτερη κατωφέρεια ( m), αλλά επειδή το βάθος κατανομής των περισσότερων ειδών επηρεάζεται από την παροχή των τροφίμων στον θαλάσσιο πυθμένα, αυτό δημιουργεί ερωτηματικά ως προς το σωστό υπολογισμό του παλαιοβάθους της θάλασσας. Συνάθροιση της Asterigerinata planorbis Τα είδη που απαρτίζουν τη συνάθροιση αυτή είναι γενικά είδη, που διαβιούν σε αβαθή θαλάσσια περιβάλλοντα. Τα επιφυτικά είδη A. planorbis, A. mamilla, C. lobatulus, C. refulgens, N. terquemi, R. obtusa και P. mediterranensis συνδέονται με θαλάσσιες περιοχές με βλάστηση και γι αυτό περιορίζονται κυρίως στην ευφωτική ζώνη, ενώ η R. spinulosa διαβιεί μέσα ή πάνω στο ίζημα, το οποίο βρίσκεται ανάμεσα σε βλάστηση (Jorissen, 1987; Rasmussen et al., 2005). Παρόμοια συνάθροιση με αυτή της A. planorbis έχει παρατηρήσει και ο Jorissen (1987) μελετώντας τη σύγχρονη βενθονική πανίδα της Αδριατικής θάλασσας. Η συνάθροιση αυτή αποτελείται από τα είδη A. mamilla, C. lobatulus, N. terquemi, R. obtusa, B. granosum, R. spinulosa και Elphidium sp.. Τα είδη αυτά αφθονούν περισσότερο μέσα σε αμμώδη ιζήματα με υψηλό ποσοστό ανθρακικού ασβεστίου σε βάθη ύδατος μεταξύ m (Rasmussen et al., 2005). Επίσης, ένας παρόμοιος τύπος πανίδας έχει ανευρεθεί σε αβαθή θαλάσσια περιβάλλοντα με βλάστηση σε βάθη ύδατος μεταξύ 0,5-68 m στο νησί της Ίμβρου, στο βόρειο Αιγαίο Πέλαγος (Rasmussen et al., 2005). Γενικά φαίνεται, ότι η συνάθροιση των ειδών A. planorbis, B. pseudoplicata, C. lobatulus και Elphidium sp. είναι μία τυπική συνάθροιση επιφυτικών τρηματοφόρων, τα οποία μπορούν να συνδεθούν με την παρουσία ενός θαλάσσιου βυθού, ο οποίος καλύπτεται από φύκη (Drinia et al., 2005). Η V. bradyana είναι ρηχό ενδοπανιδικό είδος, κάτοικος ιλυώδους βυθού με προτίμηση σε αβαθή θαλάσσια περιβάλλοντα με κανονική αλατότητα και σχετικά καλή επικοινωνία με την ανοικτή θάλασσα. Το είδος αυτό έχει ένα σχετικά περιορισμένο βαθυμετρικό εύρος κατανομής κυρίως μεταξύ m βάθος ύδατος (Rasmussen, 1990; Rasmussen et al., 2005), εμφανιζόμενο μπροστά στις εξόδους ποταμών με θολά νερά και υψηλό ανεφοδιασμό σε οργανικό υλικό (Jorissen, 1987). H C. carinata εμφανίζεται σε περιοχές με υψηλή και σταθερή παροχή οργανικής ύλης κάτω από τη ζώνη της βλάστησης σε βάθη από m (Rasmussen et al., 2005), σε εύκρατα έως ψυχρά νερά (Rasmussen et al., 2005). Συνεπώς, η παρουσία της C. carinata εντός της συναθροίσεως αυτής καταδεικνύει ένα βαθύτερο περιβάλλον απόθεσης των μαργών, αμμωδών μαργών και μαργαϊκών άμμων του ανώτερου τμήματος Site 1Δ της τομής Εσσοβούγιες-Εξωβούγιες κάτω από τη ζώνη της βλάστησης. Εντούτοις, το βάθος του θαλάσσιου ύδατος πιθανόν 148

149 δεν ξεπερνούσε τα m, αφού δεν εμφανίζονται με υψηλά ποσοστά συμμετοχής εντός της απολιθωμένης πανίδας, είδη που χαρακτηρίζουν την εξωτερική κρηπίδα και την ηπειρωτική κατωφέρεια Ερμηνεία-Συμπεράσματα Η ιζηματογενής ακολουθία στην τομή Εσσοβούγιες-Εξωβούγιες ξεκινά με τις ροδόχροες μάργες, μέσα στη βιοζώνη MPL 1 (Sphaeroidinellopsis sp. Acme-Zone), γύρω στα 5,21 Ma, στις οποίες εμφανίζονται είδη που ανήκουν στις συναθροίσεις των U. peregrina-u.auberiana, C. ungerianus και C. kullenbergi. Στο δείγμα 28/7/10-1 (260,65 m) που είναι το πρώτο δείγμα, το οποίο λήφθηκε στη βάση των ροδόχροων μαργών, δε βρέθηκε κανένα βενθονικό είδος εντός του διαχωρισμένου κλάσματος για τη μελέτη των πλαγκτονικών τρηματοφόρων (Παράρτημα 2). Αν και δεν προχωρήσαμε σε επιπρόσθετη μικροπαλαιοντολογική ανάλυση της βενθονικής πανίδας σε κανένα εκ των δειγμάτων του κατώτερου τμήματος Site 1 της τομής, από τα είδη που ανευρέθηκαν εντός του διαχωρισμένου κλάσματος για τη μελέτη των πλαγκτονικών τρηματοφόρων φαίνεται, ότι στα δείγματα 28/7/10-2 (261,10 m, Ακμή των Sphaeroidinelopsis (5,21 Ma)) και 12/4/07-4 (261,60 m) λίγο πάνω από τη βάση των ροδόχροων μαργών απαντούν τα είδη P. ariminensis, G. subglobosa, V. bradyana, C. ungerianus και C. robertsonianus. Το βάθος της θάλασσας και για τα δύο δείγματα κυμάνθηκε μεταξύ m (Πίν. 4.1), όπως υποδηλώνει η παρουσία της V. bradyana, η οποία μαζί με την Ρ. ariminensis καταδεικνύουν μία αύξηση της ροής της οργανικής ύλης προς τα πάνω. Η παρουσία των ειδών, C. robertsonianus και C. ungerianus καταδεικνύουν, ότι βρισκόμαστε στη φάση, όπου αρχίζουν να κάνουν την επανεμφάνιση τους μετά την Κρίση Αλατότητας του Μεσσηνίου, τα είδη που διαβιούν σε καλά οξυγονωμένα ύδατα. Η S. reticulata στην τομή κάνει την εμφάνιση της στα δείγματα 28/7/10-4 (263,10 m) και 14/3/11-3 (263,57 m), μέσα στη βιοζώνη MPL2 επιβεβαιώνοντας τη βαθμιαία αποκατάσταση των βαθέων ωκεάνιων συνθηκών (Παράρτημα 2). Το βάθος απόθεσης του ανώτερου τμήματος των ροδόχροων μαργών κυμάνθηκε πάνω στην ανώτερη κατωφέρεια μεταξύ m. Προς τα πάνω μέσα στις καστανόχρωμες μάργες του Site 1, παρατηρείται, ότι κυριαρχούν είδη της συνάθροισης των U. peregrina-u. auberiana και σε μικρότερο ποσοστό είδη των συναθροίσεων C. ungerianus και C. kullenbergi. Το περιβάλλον κυμάνθηκε στην ανώτερη ηπειρωτική κατωφέρεια ( m) (Πίν. 4.1) με υψηλό ποσοστό οργανικού υλικού στο ίζημα και υψηλή ροή οργανικής ύλης στον θαλάσσιο βυθό. 149

150 Στους υπερκείμενους ιζηματογενείς κύκλους των τμημάτων Site 1Α ( ,50 m), Site 1ΑΒ (265,50-271,75 m) και Site 1Β (271,75-278,50 m) παρατηρούνται συνεχείς εναλλαγές κυρίως μεταξύ των συναθροίσεων B. spathulata και U. peregrina - U. auberiana. Στο κατώτερο τμήμα του Site 1Α εμφανίζεται σε πολύ μικρό ποσοστό η συνάθροιση του C. ungerianus και στο Site 1ΑΒ της B. elongata - B. exilis. Στο Site 1Α (βιοζώνες MPL3 & MPL4a) επικρατεί μέσα στα καστανόχρωμα ελασματοειδή στρώματα η συνάθροιση της B. spathulata, ενώ στις γκρίζες μάργες κυρίως η συνάθροιση των U. peregrina - U. auberiana και σε πολύ μικρό ποσοστό του C. ungerianus, καταδεικνύοντας συνθήκες με μεγαλύτερη περιεκτικότητα σε οξυγόνο μέσα στο ίζημα σε σχέση με τα ελασματοειδή στρώματα. Στο τμήμα Site 1ΑΒ (βιοζώνες MPL4a & MPL4b) κυριαρχεί η συνάθροιση της U.peregrina-U.auberiana σχεδόν σε όλα τα στρώματα των ιζηματογενών κύκλων με εξαίρεση μόνο ελάχιστες περιπτώσεις επικράτησεις των συναθροίσεων των B. spathulata και B. elongata- B.exilis. Στο τμήμα Site 1Β (βιοζώνη MPL5a) παρατηρείται το ίδιο μοτίβο με το Site 1Α δηλαδή εναλλαγές των συναθροίσεων B. spathulata και U.peregrina-U.auberiana με τη συνάθροιση της B. spathulata να εμφανίζεται ως επί το πλείστον μέσα στα ελασματοειδή στρώματα. Το περιβάλλον απόθεσης των ιζηματογενών κύκλων κυμάνθηκε πάνω στην ανώτερη κατώφερεια ( m) (Πίν. 4.1), υπήρχε υψηλή ροή οργανικού άνθρακα και περιοδική επικράτηση υποξικών έως ανοξικών συνθηκών μέσα στο ίζημα. Αυτό οδήγησε στην απόθεση σαπροπηλιτικών στρωμάτων ιδιαίτερα στο κατώτερο τμήμα του Site 1Α. Μέσα στις υπερκείμενες κίτρινες αμμώδεις απολιθωματοφόρες μάργες και καστανές μάργες του Πλειοκαίνου, καθώς και γκρίζες μάργες, κίτρινες αμμώδεις απολιθωματοφόρες μάργες και κίτρινους μαργαϊκούς άμμους του Πλειστοκαίνου, επικρατεί η συνάθροιση της A. planorbis. Τα ιζήματα αυτά αποτέθηκαν πάνω στην εσωτερική κρηπίδα σε βάθος ύδατος μεταξύ m περίπου (Πίν. 4.1), σε αβαθή θαλάσσια περιβάλλοντα με κανονική αλατότητα και υψηλή και σταθερή παροχή οργανικής ύλης στον θαλάσσιο πυθμένα. Παρατηρείται δηλαδή από τα κατώτερα προς τα ανώτερα στρωματογραφικά επίπεδα της τομής, μία σταδιακή μείωση του βάθους της θάλασσας και μία αύξηση του ποσοστού συμμετοχής των βενθονικών τρηματοφόρων και του κλαστικού υλικού μέσα στο ίζημα. Επομένως, καταδεικνύεται μία σταδιακή ανύψωση της περιοχής και μείωση του βάθους της θάλασσας, από τα 500 m περίπου μέχρι την υποπαράλια 150

151 ζώνη (infralittoral), μέσα στην οποία αποτέθηκαν οι υπερκείμενοι ασβεστιτικοί ψαμμίτες. Πίνακας 4.1: Εκτίμηση του βάθους, του θαλάσσιου περιβάλλοντος, καθ όλο το μήκος της τομής Εσσοβούγιες-Εξωβούγιες, με βάση την πανίδα των βενθονικών τρηματοφόρων. Δείγμα Υψόμ. (m) Συνάθρ οιση A.plano rbis Συνάθρ οιση B. spathul ata Συνάθρ οιση B.elong ata- B.exilis Συνάθρ οιση C. kullenb ergi Συνάθροι ση C. ungerian us Συνάθρο ιση U. peregrin a- U.auberi ana D68 329,20 72,64 1,26 0,31 0,00 2,52 4,40 D67 328,80 61,25 3,13 5,94 0,00 0,63 10,94 D66 319,00 73,36 3,06 1,97 0,22 1,09 5,90 D65 311,20 46,25 11,79 8,57 0,54 1,07 5,54 D64 308,60 58,44 0,57 1,28 1,42 1,84 14,61 D63 306,00 69,35 2,58 0,97 1,61 1,94 6,77 D62 303,90 66,81 2,18 1,53 1,53 1,75 9,17 D61 303,20 71,33 2,80 1,40 0,00 1,40 8,74 D60 302,85 68,75 0,57 0,57 0,38 0,57 4,36 D59 300,00 68,58 1,44 1,44 1,44 1,23 5,75 D58 299,65 69,89 1,38 0,69 1,61 0,92 6,90 D57 299,15 66,08 3,50 1,57 1,40 1,92 9,62 D56 298,80 55,33 5,74 1,43 0,41 1,02 10,45 D55 298,20 65,33 2,19 2,19 1,82 0,00 7,66 D54 297,80 68,56 1,55 1,55 0,00 0,52 8,25 D53 296,00 66,99 2,91 9,71 0,00 0,97 0,97 D52 289,00 65,66 7,28 1,27 0,47 2,06 10,76 D51 281,70 54,53 2,59 0,97 2,10 3,72 17,96 D50 281,05 39,44 5,87 0,00 2,35 7,28 29,81 D49 280,40 26,47 10,46 0,98 3,27 10,13 32,35 D48 278,21 11,30 7,88 1,03 12,67 4,79 48,63 D47 277,84 23,64 14,55 0,91 5,45 4,55 40,00 D46 277,61 5,74 43,99 10,38 7,65 2,46 21,04 D45 277,26 15,38 7,69 3,85 3,85 3,85 46,15 D44 276,91 7,21 8,56 1,35 16,67 9,01 45,95 D43 276,67 8,20 18,03 6,56 11,48 6,56 37,70 D42 276,38 6,15 11,54 0,00 28,46 9,23 38,46 D41 276,08 14,29 14,29 17,14 22,86 0,00 28,57 D40 275,78 12,83 6,64 2,21 18,58 7,96 42,48 D39 275,43 4,48 28,36 11,94 10,45 4,48 23,88 D38 275,13 4,86 6,25 1,39 13,89 9,72 46,53 D37 274,83 5,88 23,53 17,65 11,76 11,76 17,65 D36 274,53 5,69 22,36 5,69 16,67 6,10 32,93 D35 274,27 2,63 39,47 7,89 10,53 3,95 21,05 D34 273,93 2,41 35,34 14,46 7,23 8,03 18,07 D33 273,63 6,00 32,00 20,00 6,00 6,00 22,00 D32 273,43 7,48 15,89 0,93 8,88 13,55 41,12 D31 273,13 0,00 20,00 60,00 0,00 20,00 0,00 D30 272,76 5,63 35,63 1,88 10,63 9,38 21,88 D29 272,38 6,67 43,33 6,67 6,67 10,00 10,00 ΑΒ23 272,18 0,00 58,33 16,67 8,33 0,00 16,67 ΑΒ22 272,08 7,32 7,32 1,22 17,68 6,10 49,39 D28 271,98 4,71 25,49 6,27 11,76 9,80 31,76 ΑΒ21 271,53 2,52 16,98 8,18 13,84 9,43 32,70 ΑΒ20 271,30 0,00 53,98 37,76 0,00 0,59 0,59 Εκτίμηση Παλαιοβάθους (m)

152 ΑΒ19 270,98 10,74 4,13 3,31 8,26 14,88 50,41 ΑΒ18 270,78 1,40 27,67 5,35 3,95 1,16 15,35 ΑΒ17 270,56 5,19 14,48 7,65 6,83 3,55 27,05 ΑΒ16 270,26 1,69 19,59 21,96 8,11 2,36 24,32 ΑΒ15 270,03 5,36 5,36 3,57 7,14 4,46 54,46 ΑΒ14 269,80 3,39 0,34 71,19 5,76 0,68 12,88 ΑΒ13 269,58 5,07 9,25 17,91 5,67 3,28 30,75 ΑΒ12 269,35 0,40 19,56 67,60 0,60 0,60 3,20 ΑΒ11 269,18 3,40 0,68 1,36 6,80 7,48 59,86 ΑΒ10 268,83 7,34 6,42 3,67 9,17 3,67 55,96 ΑΒ9 268,62 9,32 11,86 10,17 6,78 5,08 38,98 ΑΒ8 268,39 10,53 11,84 3,29 4,61 13,82 41,45 ΑΒ7 268,21 5,75 5,75 1,15 12,64 8,05 47,13 ΑΒ6 267,96 14,29 0,00 0,00 17,35 6,12 44,90 ΑΒ5 267,72 11,85 4,44 4,44 9,63 4,44 54,07 ΑΒ4 267,56 4,71 1,18 4,71 5,88 14,12 54,12 ΑΒ3 267,44 4,91 1,34 52,68 2,23 5,80 21,43 ΑΒ2 267,35 7,79 0,00 0,00 2,60 11,69 62,34 ΑΒ1 267,05 10,75 3,23 1,08 0,00 2,15 60,22 ΑΒΟ 266,90 6,45 3,23 1,08 5,38 2,15 63,44 ΑΒΟ1 266,64 4,94 1,23 1,23 7,41 11,11 43,21 ΑΒΟ2 266,45 6,93 1,98 3,96 13,86 3,96 44,55 ΑΒΟ3 266,24 4,26 19,15 4,26 6,38 8,51 29,79 ΑΒΟ4 266,03 3,13 23,44 4,69 5,47 0,00 36,72 ΑΒΟ5 265,95 4,65 4,65 0,00 9,30 9,30 37,21 ΑΒΟ6 265,55 3,80 21,52 3,80 5,06 5,06 29,11 D27 264,90 8,77 14,04 4,39 5,26 7,02 42,98 D26 264,35 0,61 48,17 7,93 2,44 3,05 24,39 D25 264,05 2,11 19,72 5,63 9,86 9,86 38,03 D24 263,80 1,97 39,89 19,66 1,69 3,93 18,54 D23 263,50 7,94 23,81 2,38 5,56 15,87 27,78 D22 263,23 1,00 64,45 12,29 1,99 3,65 11,30 D21 262,90 2,15 24,73 10,75 1,08 16,13 25,81 D20 262,55 7,14 13,10 7,14 2,38 20,24 28,57 D19 262,30 3,10 35,66 10,08 1,55 8,53 28,68 D18 262,05 2,92 51,09 8,76 2,19 12,41 15,33 D17 261,85 1,43 58,57 12,14 1,07 3,93 13,21 D16 261,58 1,58 51,58 10,00 4,74 2,63 14,74 D15 261,25 10,11 5,62 0,00 12,36 17,98 30,34 D14 260,85 2,68 57,72 2,01 2,01 6,04 17,45 D13 260,65 8,82 21,32 1,47 11,03 15,44 22,06 D11 260,00 3,36 6,72 0,00 8,40 20,17 32,77 D10 259,73 0,00 88,29 6,31 0,00 0,90 1,80 D9 259,62 6,45 0,00 3,23 12,90 29,03 12,90 D7 259,10 9,18 17,35 1,02 9,18 33,67 20,41 D6 258,75 0,00 96,69 0,88 0,22 0,66 0,88 D5 258,65 1,20 49,40 4,82 3,61 8,43 20,48 D3 258,25 4,70 26,17 10,07 10,74 18,79 10,74 D1 257,70 10,53 7,89 0,00 2,63 47,37 22,37 12/4/07-264,70 4,35 0,00 4,35 17,39 8,70 34,78 B 28/7/10-264,10 3,45 0,00 0,00 6,90 13,79 41, /7/10-263,70 4,17 0,00 0,00 8,33 12,50 41, /4/07-263,40 0,00 8,00 0,00 8,00 0,00 40,00 A 28/7/10-262,60 6,90 0,00 0,00 3,45 20,69 20,

153 3 14/3/ /4/ /7/ /7/ ,30 6,67 0,00 0,00 13,33 20,00 20,00 261, ,10 0,00 0,00 0,00 11,11 11,11 22,22 260,65 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0, Πυρήνας ΜΠ Γενικά Η μικροπαλαιοντολογική ανάλυση των βενθονικών τρηματοφόρων του πυρήνα ΜΠ7, βασίστηκε κυρίως στη βενθονική μικροπανίδα, που περιλαμβάνεται εντός του διαχωρισμένου κλάσματος για τη μελέτη των πλαγκτονικών τρηματοφόρων των 235 δειγμάτων, που συλλέχθηκαν από τον πυρήνα. Αναγνωρίστηκαν 380 διαφορετικά άτομα βενθονικών τρηματοφόρων, εκ των οποίων τα 290 ταυτοποιήθηκαν σε επίπεδο είδους και τα άλλα 90 σε επίπεδο γένους και ταξινιμήθηκαν σε 130 ταξινομικές ομάδες. Για τη στατιστική έρευνα συμπεριλήφθηκαν μόνο 68 δείγματα, των οποίων ο αριθμός των βενθονικών ειδών εντός του κλάσματος, που χρησιμοποιήθηκε για τη μελέτη των πλαγκτονικών τρηματοφόρων, ήταν μεγαλύτερος των ατόμων. Στα ιζήματα του Κατώτερου Πλειοκαίνου, όπου ο αριθμός των ατόμων των βενθονικών ειδών είναι συνεχώς πολύ μικρός, διαχωρίστηκε υλικό για τη μελέτη των βενθονικών τρηματοφόρων στα δείγματα στα 128,80 m, 125,53 m, 124,52 m, 118 m, 117,50 m, 112,35 m, 111 m και 86,50 m βάθος (Παράρτημα 2). Η στατιστική επεξεργασία πραγματοποιήθηκε σε μειωμένο αριθμό ειδών, των οποίων το ποσοστό συμμετοχής τους ήταν μεγαλύτερο του 3%. Για τη στατιστική επεξεργασία χρησιμοποιήθηκε η στατιστική ανάλυση κατά συστάδες τύπου R και η μέθοδος Correlation Στατιστική Ανάλυση κατά Συστάδες Τύπου R Η ανάλυση κατά συστάδες τύπου R με βάση τη μεθοδολογία Correlation έχει αναδείξει επτά συναθροίσεις απολιθωμάτων, που πήραν το όνομα τους από το 153

154 επικρατέστερο είδος (Εικ.4.7). Οι συναθροίσεις που αναγνωρίστηκαν είναι οι ακόλουθες: 1. Συνάθροιση της Globocassidulina subglobosa. Στη συνάθροιση αυτή απαντούν με χαμηλότερα ποσοστά συμμετοχής τα ακόλουθα είδη: Valvulineria bradyana, Gyroidina soldanii, Ellipsoidina ellipsoides, Pullenia quinqueloba, Pleurostomella alternans και Gyroidinoides orbicularis. 2. Συνάθροιση της Siphonina reticulata. Στη συνάθροιση αυτή απαντούν με χαμηλότερα ποσοστά συμμετοχής τα ακόλουθα είδη: Cibicidoides italicus, C. robertsonianus, C. bradyi, Oridorsalis stellatus, O. umbonatus, Uvigerina hispida, Bolivina diformis, Planulina ariminensis, Valvulineria minuta, Stilostomella advena, Pullenia bulloides, Fissurina lacunata, Bigenerina nodosaria, Eggerella bradyi και Karreriella bradyi. 3. Συνάθροιση της Bolivina pseudoplicata. Στη συνάθροιση αυτή απαντούν με χαμηλότερα ποσοστά συμμετοχής τα ακόλουθα είδη: Bolivina tortuosa, B. arta, Epistominella vitrea και Cibicidoides ungerianus. 4. Συνάθροιση της Asterigerinata planorbis. Στη συνάθροιση αυτή απαντούν με χαμηλότερα ποσοστά συμμετοχής τα ακόλουθα είδη: Neoconorbina terquemi, Cibicides lobatulus, C. refulgens, Planorbulina mediterranensis, Reussella spinulosa, Discorbis williamsoni, Elphidium macellum, Elphidium complanatum, Haynesina depressula, Uvigerina auberiana, Bulimina elongata, Hanzawaia boueana και Lagena distoma. 5. Συνάθροιση των Cibicidoides kullenbergi - C. pseudoungerianus. Στη συνάθροιση αυτή απαντούν με χαμηλότερα ποσοστά συμμετοχής τα ακόλουθα είδη: Bolivina antiqua, Uvigerina bononiensis, Cassidulina obtusa, Cassidulina laevigata, Stilostomella lepidula και Gyroidinoides neosoldanii. 6. Συνάθροιση της Cassidulina carinata. Στη συνάθροιση αυτή απαντούν με χαμηλότερα ποσοστά συμμετοχής τα ακόλουθα είδη: Uvigerina peregrina, U. flintii, Bulimina marginata, B. costata, Shpaeroidina bulloides, Gavelinopsis praegeri, Asterigerinata mamilla, Hyalinea balthica, Hoeglundina elegans, Rosalina obtusa, Melonis padanum, M. affinis, Melonis barleeanum, Globocassidulina oblonga, Gyroidinoides altifromis, G. umbonata, Trifarina angulosa, Miliolinella subrotunda και Textularia gramen. 7. Συνάθροιση της Brizalina spathulata. Στη συνάθροιση αυτή απαντούν με χαμηλότερα ποσοστά συμμετοχής τα ακόλουθα είδη: Brizalina alata, Bolivina dilatata, B. punctata, Globobulimina ovula, Globobulimina pyrula, Bulimina aculeata, Fursenkoina tenuis, Nonionella turgida, Cassidulinoides bradyi, Quinqueloculina seminulum, Q. stalkeri και Q. lamarckiana. 154

155 Εικόνα 4.7 : Αποτελέσματα στατιστικής ανάλυσης κατά συστάδες τύπου R και μεθοδολογίας Correlation του πυρήνα ΜΠ7. 155

156 Κατανομή Συναθροίσεων Από τη βάση του Πλειοκαίνου μεταξύ 129,80 m και 129,72 m και μέχρι τα 125,53 m βάθος (βιοζώνη MPL1, Sphaeroidinellopsis sp. Acme-Zone, 5,33-5,08 Ma), μέσα στις κατώτερες ανοικτού γκρίζου χρώματος μάργες και τμήματος των υπερκείμενων ροδόχροων μαργών επικρατεί η συνάθροιση της Globocassidulina subglobosa (Εικ. 4.8). Στην Εικόνα 4.9 εμφανίζονται οι καμπύλες κατανομής των κυριότερων βενθονικών ειδών της συναθροίσεως. Προς τα πάνω, στο διάστημα μεταξύ των δειγμάτων στα 125, m (βιοζώνες MPL2 (5,08-4,52 Ma) και MPL3 (4,52-3,98 Ma)), το οποίο περιλαμβάνει τις ροδόχροες μάργες με τις ενστρώσεις καστανόχρωμων μαργών, τις υπερκείμενες ροδόχροες μάργες και τη βάση των γκρίζων μαργών, επικρατεί σταδιακά η συνάθροιση της S. reticulata (Εικ. 4.8). Προς τα πάνω η συνάθροιση εμφανίζεται μέσα στις γκρίζες μάργες στο διάστημα μεταξύ 109,40-107,65 m (βιοζώνη MPL4a), καθώς και στα δείγματα στα 105 m, 103,20 m (βιοζώνη MPL4b), 101,70 m, 99,70 m, 93,50 m και 92 m βάθος (βιοζώνη MPL5a). Στην Εικόνα 4.10 εμφανίζονται οι καμπύλες κατανομής των κυριότερων βενθονικών ειδών της συναθροίσεως. Mέσα στις γκρίζες μάργες μεταξύ των δειγμάτων στα 110, m (βιοζώνη MPL 4a),106 m, 104,50 m, 102,25 m (βιοζώνη MPL4b), 101,20-100,20 m, 94 m, 93-92,50 m, 91,50-91 m, 87,50-85,50 m (βιοζώνη MPL5a), 82-81,50 m, 80,50 m και m (βιοζώνη MPL5b), επικρατεί η συνάθροιση της Bolivina pseudoplicata (Εικ. 4.8). Στην Εικόνα 4.11 εμφανίζονται οι καμπύλες κατανομής των κυριότερων βενθονικών ειδών της συναθροίσεως. Μέσα στις γκρίζες μάργες μεταξύ των δειγμάτων 98,80-97,70 m, 96,50 m, 88 m (βιοζώνη MPL5a), 82,50 m, 79,50-78,50 m (βιοζώνη MPL5b), 76-72,2 m (βιοζώνη MPL6a), 71-65,40 m, 64,50 m, 63,50-62 m και 59,90 m βάθος (βιοζώνη MPL6b), επικρατεί η συνάθροιση της Asterigerinata planorbis (Εικ. 4.8). Στην Εικόνα 4.12 εμφανίζονται οι καμπύλες κατανομής των κυριότερων βενθονικών ειδών της συναθροίσεως. 156

157 Εικόνα 4.8: Καμπύλες κατανομής των βενθονικών συναθροίσεων του πυρήνα ΜΠ7. Οι γραμμές με κίτρινο χρώμα δείχνουν τα σημαντικότερα βιοσυμβάντα που αναγνωρίστηκαν. (Παράρτημα 4) 157

158 Εικόνα 4.9: Καμπύλες κατανομής των κυριότερων βενθονικών ειδών της συναθροίσεως της Globocassidulina subglobosa. (Παράρτημα 4) Μέσα στις γκρίζες μάργες στα δείγματα στα 81 m (της βιοζώνης MPL5b), 65 m, 61,50 m, m (βιοζώνες MPL6b και κατώτερη MPLe1), 55,50-55 m, 53 m, 47 m και 44,70 m (βιοζώνη MPLe1), επικρατεί η συνάθροιση των Cibicidoides kullenbergi- C. pseudoungerianus (Εικ. 4.8). Στην Εικόνα 4.13 εμφανίζονται οι καμπύλες κατανομής των κυριότερων βενθονικών ειδών της συναθροίσεως. 158

159 Εικόνα 4.10: Καμπύλες κατανομής των κυριότερων βενθονικών ειδών της συναθροίσεως της Siphonina reticulata. (Παράρτημα 4) 159

160 Εικόνα 4.11: Καμπύλες κατανομής των κυριότερων βενθονικών ειδών της συναθροίσεως της Bolivina pseudoplicata. (Παράρτημα 4) 160

161 Εικόνα 4.12: Καμπύλες κατανομής των κυριότερων βενθονικών ειδών της συναθροίσεως της Asterigerinata planorbis. (Παράρτημα 4) 161

162 Εικόνα 4.13: Καμπύλες κατανομής των κυριότερων βενθονικών ειδών της συναθροίσεως των Cibicidoides kullenbergi -C. pseudoungerianus. (Παράρτημα 4) Στα δείγματα στα 94,60 m, 85-83,10 m (βιοζώνη MPL 5a), 80 m, 76,50 m (της βιοζώνης MPL5b), 71,60 m (της βιοζώνης MPL6a), 64 m, 61-60,50 m, 59,30 m (της βιοζώνης MPL6b), 56,50-56 m, 54,50-53,50 m, 52,50-47,50 m, 46,50-45 m, 44,10-31 m, m, 18-9 m (βιοζώνη MPLe1 και τμήμα βιοζώνης MPLe2a) και 7,20-6,20 m (βιοζώνη MPLe2a) επικρατεί η συνάθροιση της Cassidulina carinata (Εικ. 4.8). Στην Εικόνα 4.14 εμφανίζονται οι καμπύλες κατανομής των κυριότερων βενθονικών ειδών της συναθροίσεως. Μέσα στις γκρίζες μάργες στα δείγματα στα 97 m, 96-95,30 m, 88,50 m (της βιοζώνης MPL5a), 30,20-27 m, 18,80 m (της βιοζώνης MPLe1), καθώς και μέσα στις κίτρινες μάργες στο δείγμα στα 8,2 m βάθος (της βιοζώνης MPLe2a), επικρατεί η συνάθροιση της Brizalina spathulata (Εικ. 4.8). Στην Εικόνα 4.15 εμφανίζονται οι καμπύλες κατανομής των κυριότερων βενθονικών ειδών της συναθροίσεως. 162

163 Εικόνα 4.14: Καμπύλες κατανομής των κυριότερων βενθονικών ειδών της συναθροίσεων της Cassidulina carinata. (Παράρτημα 4) 163

164 Εικόνα 4.15: Καμπύλες κατανομής των κυριότερων βενθονικών ειδών της συναθροίσεως της Brizalina spathulata. (Παράρτημα 4) 164

165 Παλαιοοικολογική Ερμηνεία Βενθονικών Συναθροίσεων Συνάθροιση της Globocassidulina subglobosa Η Globocassidulina subglobosa είναι ένα από τα πιο σημαντικά είδη, που διαβιούν μέσα σε ιλυώδεις αποθέσεις (Rasmussen et al., 2005) της εξωτερικής κρηπίδας και της ανώτερης κατωφέρειας. Το είδος αυτό προτιμά ολιγοτροφικά περιβάλλοντα και οι μεγαλύτερες αφθονίες του παρατηρούνται σε περιβάλλοντα με αυξημένης ενέργειας θαλάσσια ρεύματα στον βυθό (Schmiedl et al, 1997; Bhaumik et al., 2011). Πρόκειται για ενδοπανιδικό είδος, το οποίο προσαρμόζεται στη χαμηλή ροή οργανικού υλικού στον θαλάσσιο πυθμένα (Schmiedl et al., 1997) κάτω από οξικές έως υποξικές συνθήκες. Ο Parker (1958) κατέγραψε το είδος αυτό σε βάθος ύδατος μεταξύ m, ενώ στη θάλασσα της Λιγουρίας, αφθονεί περισσότερο σε βάθος ύδατος μεταξύ m (Bizon και Bizon, 1984). Στη Θάλασσα του Ιονίου εμφανίζεται σε βάθη μεταξύ m, ενώ στη Λεκάνη της Κιλικίας, μεταξύ m με ένα μέγιστο μεταξύ 300 και 558 m (Rasmussen et al., 2005). Η Valvulineria bradyana είναι ενδοπανιδικό είδος, το οποίο διαβιεί κάτω από υποξικές συνθήκες μέσα σε ιλυώδεις βυθούς με προτίμηση σε αβαθή θαλάσσια περιβάλλοντα με κανονική αλατότητα και σχετικά καλή επικοινωνία με την ανοικτή θάλασσα. Το είδος αυτό έχει ένα σχετικά περιορισμένο βάθος κατανομής, εμφανιζόμενο κυρίως μεταξύ m και 180 m βάθους θαλάσσιου ύδατος. Έχει καταγραφεί σε βάθη μεταξύ m στο δέλτα του Ροδανού ποταμού, m στο δέλτα του ποταμού Πo (Jorissen, 1987; Rasmussen et al., 2005) και m στον Kόλπο της Νάπολης (Sgarrella and Moncharmont-Zei, 1993; Rasmussen et al., 2005), ενώ στη Λεκάνη της Κιλικίας εμφανίζεται σε βάθος ύδατος μεταξύ m (Rasmussen et al., 2005). Συνεπώς, αφθονεί σε θαλάσσια περιβάλλοντα κοντά στις εξόδους ποταμών, σε θολά νερά και υψηλό ανεφοδιασμό σε οργανικό υλικό (Bizon και Bizon, 1984; Jorissen, 1987; Rasmussen et al., 2005). Είναι ένα καιροσκοπικό είδος ικανό να επιζήσει σε ένα ευρύ φάσμα περιβαλλοντικών πιέσεων, συμπεριλαμβανομένης και της ανεπάρκειας οξυγόνου (Jorissen, 1987; Rasmussen et al., 2005). Η Gyroidina soldanii έχει ένα ανώτερο βαθυμετρικό όριο m (Wright, 1978b; Rasmussen et al., 2005), αλλά έχει γενικά αναγνωρισθεί ως είδος της κατωφέρειας (Blanc-Vernet, 1969), το οποίο ανευρέθηκε να αφθονεί σε βάθη μεταξύ m (Wright, 1978b). Γενικά, το γένος της Gyroidina στη Μεσόγειο εμφανίζεται σε βαθιά ύδατα, προσαρμοσμένο στις πολύ χαμηλές ροές οργανικής ύλης και στη μείωση των θρεπτικών συστατικών (De Rijk et al., 1999, 2000; Altenbach et al., 1999). Το Gyroidinoides orbicularis αναφέρεται ως επιπανιδικό είδος, το οποίο διαβιεί στη βαθύαλη ζώνη (Wright, 1978b). Η Pullenia quinqueloba παρά το γεγονός, ότι μπορεί να εμφανίζεται σπάνια 165

166 και σε ρηχά ύδατα μέχρι τα 100 m, είναι άφθονη μόνο κάτω από τα 500 m βάθος (Wright, 1978b). Το υψηλό ποσοστό συμμετοχής της G. subglobosa, η οποία αφθονεί σε βάθη ύδατος μεταξύ m, καθώς και η παρουσία των ειδών G. soldanii και G. orbicularis συνηγορούν ως προς την απόθεση των κατώτερων γκρίζων μαργών πάνω στην ηπειρωτική κατωφέρεια. Eξαίρεση αποτελεί η παρουσία της V. bradyana, η οποία διαβιεί στην κρηπίδα. Με βάση τα πιο πάνω δε φαίνεται ξεκάθαρα το βάθος απόθεσης των κατώτερων γκρίζων μαργών, οι οποίες πιθανόν να αποτέθηκαν από την εξωτερική κρηπίδα μέχρι το ανώτερο τμήμα της ανώτερης ηπειρωτικής κατωφέρειας, σε βάθος νερού μεταξύ m. Το θαλάσσιο περιβάλλον χαρακτηριζόταν από ιλυώδη βυθό, υψηλή περιεκτικότητα σε οξυγόνο των θαλάσσιων υδάτων, λόγω της δράσης υποθαλάσσιων ρευμάτων, όπως άλλωστε αρέσκεται να διαβιεί η G. subglobosa και σχετικά χαμηλή ροή οργανικού υλικού στο θαλάσσιο πυθμένα. Επιπρόσθετα, η παρουσία των ενδοπανιδικών ειδών G. subglobosa, V. bradyana και P. alternans, τα οποία είναι ανεκτικά στο χαμηλό οξυγόνο (Rasmussen et al., 2005), καταδεικνύουν μία μείωση του ποσοστού του διαλυμένου οξυγόνου μέσα στο ίζημα. Γενικά, εντός της συνάθροισης της G. subglobosa, παρατηρούνται δύο τάσεις. Η πρώτη τάση εμφανίζεται μέσα στις κατώτερες γκρίζες μάργες, όπου αρχικά μαζί με την G. subglobosa απαντούν ενδοπανιδικά είδη, τα οποία διαβιούσαν κάτω από υποξικές συνθήκες μέσα σε ιλυώδεις βυθούς (V. bradyana και P. alternans). Η δεύτερη τάση εμφανίζεται στις υπερκείμενες ροδόχροες μάργες, όπου συνυπάρχει με είδη που διαβιούν κάτω από οξικές συνθήκες, όπως του ενδοπανιδικού είδους S. reticulata και των επιπανιδικών ειδών C. italicus, C. robertsonianus και C. ungerianus. Τα είδη αυτά, καταδεικνύουν βαθύτερο περιβάλλον απόθεσης μεταξύ m περίπου και την παρουσία στον πυθμένα καλά οξυγονωμένων, κανονικής αλατότητας και σχετικά πλούσιων σε θρεπτικά συστατικά θαλάσσιων υδάτων. Η παρουσία των ειδών C. robertsonianus και C. ungerianus καταδεικνύουν, ότι βρισκόμαστε στη φάση, όπου αρχίζουν να κάνουν την επανεμφάνισή τους μετά την Κρίση Αλατότητας του Μεσσηνίου, είδη που διαβιούν σε καλά οξυγονωμένα ύδατα. Συνάθροιση της Siphonina reticulata. Η S. reticulata είναι ενδοπανιδικό είδος, που διαβιεί κυρίως στην εξωτερική κρηπίδα και στην ανώτερη κατωφέρεια (Rasmussen et al., 2005), σε βάθος ύδατος μεταξύ

167 1.500 m (Parker, 1958; Sgarrella και Moncharmont-Zei, 1993; Rasmussen et al., 2005; Spezzaferri et al., 2007). Επιπλέον, χαρακτηρίζεται ως είδος ανοικτής θάλασσας καθόλου ανθεκτικό σε διακυμάνσεις της αλατότητας ή του οξυγόνου (Van der Zwaan, 1983; Jonkers, 1984; Rasmussen et al., 2005). Υψηλές αφθονίες της S. reticulata φαίνεται να συμπίπτουν με περιόδους με σχετικά πιο κρύα και πιο πυκνά επιφανειακά ύδατα και ως εκ τούτου αύξηση της ανάμειξης και της κυκλοφορίας των βαθέων υδάτων (Sgarrella et al., 1999; Di Stefano et al., 2010). Το επιπανιδικό είδος Cibicidoides italicus είναι κάτοικος ιλυώδους βυθού, το οποίο προτιμά θαλάσσια περιβάλλοντα βαθύτερα των 100 m (Spezzaferri et al., 2007), με μικρές αποκλίσεις στην αλατότητα και στην περιεκτικότητα σε οξυγόνο, όπως ακριβώς και τα είδη Cibicidoides bradyi και C. robertsonianus (Van Der Zwaan, 1982). Το ανώτερο βαθυμετρικό όριο του Cibicidoides bradyi έχει καταγραφεί στον Κόλπο του Μεξικού σε βάθος 457 m περίπου (F. Van Morkhoven, 1986). Οι Spezzaferri και Tamburini (2007) προσδιόρισαν το βαθυμετρικό εύρος κατανομής των ειδών C. bradyi και C. robertsonianus από την κατωφέρεια έως την αβυσσική λεκάνη σε βάθη μεταξύ m. Το Oridorsalis stellatus είναι επιπανιδικό είδος, κάτοικος ανοικτής θάλασσας και ιλυώδους βυθού (Hageman, 1979; Rasmussen et al., 2005), το οποίο διαβιεί από την ανώτερη κατωφέρεια έως την αβυσσική λεκάνη μεταξύ m (Spezzaferri et al., 2007), εμφανιζόμενο συχνά μαζί με την G. soldanii (Jonkers, 1984; Rasmussen et al., 2005). Τα είδη του γένους Oridorsalis sp. συσχετίζονται με περιβάλλοντα με υψηλή περιεκτικότητα σε οξυγόνο και χαμηλή ροή οργανικού άνθρακα (Di Stefano et al, 2010). Το Oridorsalis umbonatus είναι ικανό να ζήσει στην εξωτερική νηριτική ζώνη αλλά γίνεται κοινό συστατικό των πληθυσμών, που διαβιούν σε βάθη μεγαλύτερα των 600 m (Wright, 1978b) με χαμηλή ροή οργανικού υλικού (Rasmussen et al., 2005). Το ενδοπανιδικό είδος Pullenia bulloides γενικά εμφανίζεται σε ιλυώδεις βυθούς από την κρηπίδα μέχρι την αβυσσική λεκάνη, σε βάθη μεταξύ m (Spezzaferri et al., 2007), σε περιοχές με υψηλή εποχιακή παραγωγικότητα (Mackensen et al., 1995). Η Planulina ariminensis, η οποία διαβιεί πάνω σε ιλυώδεις βυθούς σε βάθη από 70 m μέχρι m περίπου (Spezzaferri et al., 2007), με τις μεγαλύτερες αφθονίες του είδους να παρατηρούνται από τα 300 m έως τα 500 m βάθος (Berggren and Haq,1976; Rasmussen et al., 2005), σε περιόδους αυξημένης διατήρησης της οργανικής ύλης στον βυθό (Di Stefano et al., 2010). Η Eggerella bradyi εμφανίζεται σε βάθη μεγαλύτερα των 100 m (Spezzaferri and Tamburini, 2007), ενώ η Karreriella bradyi είναι είδος βαθέων υδάτων με ένα ευρύ βαθυμετρικό φάσμα μεταξύ m (Rasmussen et al., 2005; Spezzaferri et al., 2007). Η Bigenerina nodosaria εμφανίζεται στη Μεσόγειο Θάλασσα σε βάθη ύδατος μεταξύ 50 m και m (Parker, 1958; Wright, 1978ba; Bizon and Bizon, 167

168 1984; Sgarrella και Moncharmont-Zei, 1993; Rasmussen et al., 2005). Στον Κόλπο του Κάντιθ διαβιεί μεταξύ 103 και 901 m βάθος νερού (Schönfeld, 2002a). Πρόκειται για ρηχό ενδοπανιδικό είδος (Schmiedl et al., 2000; Schönfeld, 2001; Fontanier et al., 2002) που σχετίζεται με απόθεση φρέσκου οργανικού υλικού (Schmiedl et al., 2000). Στην Αδριατική Θάλασσα εμφανίζεται ως ρηχό ενδοπανιδικό σε ρηχά νερά και γίνεται βαθύτερο ενδοπανιδικό σε αυξανόμενο βάθος νερού (De Stigter et al., 1998). Με βάση τα πιο πάνω, φαίνεται, ότι το βάθος του περιβάλλοντος απόθεσης της συναθροίσεως της S. reticulata κυμάνθηκε μεταξύ m περίπου. Επίσης, η παρουσία των επιπανιδικών ειδών O. umbonatus και O. stellatus καταδεικνύουν περιβάλλον με ιλυώδη βυθό και χαμηλή ροή οργανικού υλικού στον θαλάσσιο πυθμένα. Η παρουσία των ενδοπανιδικών ειδών S. reticulata και P. bulloides, καταδεικνύουν μέσα στο ίζημα υψηλό ποσοστό οξυγόνου και θρεπτικών συστατικών αντίστοιχα. Επιπρόσθετα, τα επιπανιδικά είδη Cibicidoides italicus, C. robertsonianus και C. bradyi καταδεικνύουν καλά οξυγονωμένα, κανονικής αλατότητας και σχετικά πλούσια σε θρεπτικά συστατικά θαλάσσια ύδατα στον πυθμένα. Συνάθροιση της Bolivina pseudoplicata Η Bolivina pseudoplicata είναι κάτοικος ανοικτής θάλασσας, που διαβιεί μέσα σε ιλυώδη ιζήματα ή σε αμμώδη ιλυώδη ιζήματα (Di Bella, 1997). Σήμερα συναντάται στη λεκάνη της Μεσογείου διάσπαρτη σε βάθος νερού από τα 100 m περίπου μέχρι τους βαθείς θαλάσσιους βυθούς (Parker, 1958; Sgarrella και Moncharmont-Zei, 1993; Rasmussen et al., 2005). Στη Θάλασσα του Ιονίου εμφανίζεται από τα m με μία μέγιστη εμφάνιση από τα m (Rasmussen, 1990; Rasmussen et al., 2005). Στη Λεκάνη της Κιλικίας εμφανίζεται σε πολύ ρηχότερα νερά σε βάθη από m με το μέγιστο αφθονίας του είδους να απαντάται στα 85 m (Rasmussen, 1990; Rasmussen et al., 2005). Δεν έχει αναφερθεί ποτέ σε υπεράλμυρα νερά, αλλά οι Boltovskoy & Lena (1971) το κατέγραψαν σε υπόαλα ύδατα. Από τα πιο πάνω συνάγεται το συμπέρασμα, ότι η Β. pseudoplicata παρουσιάζει μάλλον ένα ακανόνιστο οικολογικό μοτίβο μέσα στο χρόνο και μπορεί να υφίσταται μία ανοχή στη χαμηλή αλατότητα (Drinia et al., 2004). Το Cibicidoides ungerianus είναι τυπικό είδος της περιπαράλιας ζώνης (20-40 μέχρι 200 m) (Di Bella, 1997), αλλά διαβιεί σε περιβάλλοντα από την εσωτερική κρηπίδα μέχρι την αβυσσική λεκάνη μεταξύ m (Spezzaferri et al., 2007). Πρόκειται για είδος ανοιχτής θάλασσας, το οποίο διαβιεί σε ιλυώδεις βυθούς και δεν είναι καθόλου ανεκτικό στην ανεπάρκεια οξυγόνου (Van der Zwaan, 1983). Η Epistominella vitrea έχει ένα ευρύ βαθυμετρικό φάσμα από m (Sen Gupta et al., 2009; Machain-Castillo et al., 168

169 2010), προσαρμόζεται στην υψηλή αλλά μεταβλητή εποχιακή ροή οργανικού άνθρακα και πιθανόν δεν είναι ανεκτική στο χαμηλό ποσοστό οξυγόνου μέσα στο ίζημα (Jannink, 2001; Rasmussen et al., 2005). Εργαστηριακά πειράματα έδειξαν, ότι το είδος αυτό πολλαπλασιάζεται σε ευτροφικές συνθήκες, αλλά επηρεάζεται αρνητικά από την εξάντληση του οξυγόνου (Casieri & Carboni, 2007). Η Bolivina tortuosa είναι κοινό είδος, που διαβιεί σε ζεστά, ρηχά νερά του Ινδικού-Ειρηνικού Ωκεανού και της Καραϊβικής (Hayward, 1980). Με βάση τα πιο πάνω φαίνεται, ότι το θαλάσσιο περιβάλλον της συνάθροισης αυτής κυμάνθηκε από την εξωτερική κρηπίδα μέχρι την ανώτερη ηπειρωτική κατωφέρεια, σε ένα βάθος θαλάσσιου ύδατος τουλάχιστον μεταξύ m. Όλα τα είδη των Cibicidoides προτιμούν βαθιά, σταθερά νερά χωρίς καμία ανοχή σε μεγάλες αποκλίσεις της αλατότητας ή στην έλλειψη οξυγόνου (Van Der Zwaan, 1982). Η παρουσία του C. ungerianus καταδεικνύει, ότι το περιβάλλον απόθεσης ήταν πλούσιο σε θρεπτικά συστατικά και το θαλάσσιο νερό ήταν καλά οξυγονωμένο (Rasmussen et al., 2005). Το υψηλό ποσοστό συμμετοχής της E. vitrea καταδεικνύει μία υψηλή αλλά μεταβλητή εποχιακή ροή οργανικού άνθρακα στον θαλάσσιο πυθμένα. Συνάθροιση της Asterigerinata planorbis Τα είδη που απαρτίζουν τη συνάθροιση αυτή είναι γενικά είδη, που διαβιούν σε αβαθή θαλάσσια περιβάλλοντα. Τα επιφυτικά είδη A. planorbis, C. lobatulus, C. refulgens, N. terquemi, E. complanatum και P. mediterranensis συνδέονται με θαλάσσιες περιοχές με βλάστηση και γι αυτό περιορίζονται κυρίως στην ευφωτική ζώνη. Η R. spinulosa διαβιεί μέσα ή πάνω στο ίζημα, το οποίο βρίσκεται ανάμεσα στη βλάστηση (Jorissen, 1987; Rasmussen et al., 2005), είναι πιο κοινή από την κοντινή ακτή μέχρι ένα βάθος ύδατος περίπου m, αλλά έχει βρεθεί σε βάθη μέχρι τα 211 m στη Λεκάνη της Κιλικίας, με τις μεγαλύτερες αφθονίες να απαντώνται από τα m (Rasmussen, 1990; Rasmussen et al., 2005). Η N. terquemi διαβιεί κυρίως στην εσωτερική κρηπίδα σε βάθη ύδατος μεταξύ m (Parker, 1958; Sgarrella & Moncharmont-Zei,1993; Rasmussen et al., 2005). Στη Λεκάνη της Κιλικίας εμφανίζεται κυρίως κάτω από τη ζώνη βλάστησης σε βάθη ύδατος μεταξύ m, με τη μέγιστη αφθονία να παρατηρείται από m (Rasmussen, 1990; Rasmussen et al., 2005). Πρόκειται για είδος επιφυτικό και έχει βρεθεί πάνω σε κόκκινα και πράσινα φύκη στο λιμάνι του Joinville, της Γαλλίας (Rasmussen et al., 2005). Η P. mediterranensis διαβιεί προσκολλημένη πάνω σε φυτά, κοχύλια και πέτρες σε στροβιλώδη ύδατα κοντά στην ακτή (Murray, 1979; 169

170 Sgarrella and Moncharmont-Zei, Rasmussen et al., 2005), σε θαλάσσια νερά κανονικής αλατότητας. Γενικά, έχει βρεθεί στην εσωτερική κρηπίδα αλλά και σε βαθύτερα περιβάλλοντα όχι μεγαλύτερα των 256 m, ενώ συχνά μεταφέρεται και σε μεγαλύτερα βάθη και συνεχίζει να διαβιεί προσκολλημένη πάνω σε φυτικό υλικό (Rasmussen et al., 2005). Το D. williamsoni συναντάται στη ζώνη της βλάστησης της εσωτερικής κρηπίδας, προσκολλημένο σε σταθερά υποστρώματα, αλλά έχει βρεθεί να αφθονεί και σε βάθη μεταξύ m (Rasmussen et al., 2005). Μαζί με τα επιφυτικά είδη εμφανίζονται και τα ενδοπανιδικά είδη Haynesina depressula, που διαβιεί στην εσωτερική νηριτική ζώνη (Murray, 1971), κοντά σε εκβολές ποταμών κάτω από υπόαλες συνθήκες (Sgarrella and Moncharmont-Zei,1993; Rasmussen et al., 2005), καθώς και η Bulimina elongata που εμφανίζεται κοντά στις εξόδους ποταμών σε θολά νερά με μεταβαλλόμενη αλατότητα και υψηλή παροχή οργανικής ύλης (Rasmussen et al., 2005). Η B. elongata πρόκειται για ρηχό έως βαθύ ενδοπανιδικό είδος (Jannink, 2001), κάτοικο ανοικτής θάλασσας και ιλυώδους βυθού (Hageman, 1979) σε βάθη ύδατος από την εσωτερική νηριτική μέχρι τη βαθύαλη ζώνη (Grunert et al., 2011a). Επίσης, εμφανίζονται εντός της συναθροίσεως και τα είδη U. auberiana και H. boueana. H U. auberiana έχει καταγραφεί σε βάθη ύδατος μεταξύ m σε ζώνες ελάχιστου οξυγόνου μέσα σε περιοχές με υψηλή και σταθερή ροή οργανικής ύλης στο ίζημα (Schmiedl et al., 1997; Gooday, 2003; Rasmussen et al., 2005). Το επιπανιδικό είδος H. boueana συναντάται σε βάθη ύδατος μεταξύ m (Sgarrella and Moncharmont-Zei,1993; Rasmussen et al., 2005), ενώ στην Ανατολική Μεσόγειο αφθονεί σε βάθη ύδατος μεταξύ 80 m και 270 m (Rasmussen, 1990) και προτιμά περιβάλλοντα με υψηλή ροή οργανικού υλικού (Rasmussen et al., 2005), επηρεασμένα από μέτρια έως ισχυρά ρεύματα (Schönfeld, 2002a,b). Μπορεί να ανεχθεί στρες περιβάλλοντα, που χαρακτηρίζονται από κυμαινόμενα ποσοστά οξυγόνου και αλατότητας (Van der Zwaan, 1982; Di Stefano et al, 2010). Τέλος, η παρουσία των επιφυτικών ειδών A. planorbis, C. lobatulus και C. refulgens καταδεικνύουν καλά οξυγονωμένα πλούσια σε θρεπτικά συστατικά θαλάσσια ύδατα. Το στενό βαθυμετρικό εύρος κατανομής των περισσοτέρων ειδών καταδεικνύει, ότι το βάθος του θαλάσσιου περιβάλλοντος της συναθροίσεως αυτής κυμάνθηκε μεταξύ της εσωτερικής και εξωτερικής κρηπίδας μεταξύ m, κοντά σε εξόδους ποταμών με θολά νερά, μεταβαλλόμενη αλατότητα και υψηλή ροή οργανικού υλικού επηρεασμένο από μέτρια έως ισχυρά ρεύματα. 170

171 Συνάθροιση των Cibicidoides kullenbergi - C. pseudoungerianus Τα επιπανιδικά είδη C. kullenbergi και C. pseudoungerianus συνήθως συσχετίζονται με καλά οξυγονωμένα ύδατα και υψηλή ροή οργανικής ύλης στον θαλάσσιο πυθμένα (Di Stefano et al., 2010). Το C. pseudoungerianus είναι τυπικό είδος θερμού περιβάλλοντος και υψηλής ροής οργανικής ύλης στον θαλάσσιο βυθό, το οποίο έχει καταγραφεί στην ανώτερη βαθύαλη ζώνη σε βάθη μεταξύ 700 m και m (Murgese, 2005). Το C. kullenbergi διαβιεί στη βαθύαλη ζώνη (Wright, 1978b) σε καλά οξυγονωμένες και ολιγο-μεσοτροφικές συνθήκες (Schmiedl et al, 2003). Είναι γνωστό, ότι δεν ανέχεται το περιβαλλοντικό στρες και ειδικά την ανεπάρκεια οξυγόνου στον θαλάσσιο πυθμένα (Van der Zwaan, 1983; Drinia et al, 2007). Παρόμοιες οικολογικές προτιμήσεις ισχύουν και για το επιπανιδικό έως ρηχό ενδοπανιδικό είδος G. neosoldanii, που επίσης, θεωρείται ένας δείκτης οργανικού εμπλουτισμού του θαλάσσιου πυθμένα, που δεν ανέχεται χαμηλή περιεκτικότητα σε οξυγόνο μέσα στα ιζήματα (De Stigter et al. 1998; Drinia et al., 2008). Αντίθετα, το ενδοπανιδικό είδος U. bononiensis, το οποίο προτιμά μια υψηλή παροχή θρεπτικών συστατικών (Drinia et al., 2004), θεωρείται δείκτης σημαντικής μείωσης της περιεκτικότητας του οξυγόνου μέσα στο ίζημα (Jonkers, 1984). Σήμερα, πρόκειται για ένα τυπικό είδος της ηπειρωτικής κρηπίδας στον Ανατολικό Ατλαντικό Ωκεανό (Rasmussen et al., 2005). Στον Kόλπο της Γουϊνέας έχει καταγραφεί σε βάθος ύδατος μεγαλύτερο των 457 m (Rasmussen et al., 2005) και έχει ένα ανώτερο όριο βάθους 150 m (Van de Poel, 1992). Η C. obtusa σήμερα παρατηρείται κυρίως στην κρηπίδα μέχρι τη μέση βαθύαλη ζώνη (Murray, 1971). Στη θάλασσα της Λιγουρίας αφθονεί περισσότερο σε βάθος ύδατος μεταξύ m και έχει βρεθεί σε βάθος κάτω από m (Bizon και Bizon, 1984). Στον Kόλπο της Νάπολης εμφανίζεται σε ένα βάθος νερού μεταξύ m (Sgarrella και Μoncharmont-Zei 1993), στη Θάλασσα του Ιονίου μεταξύ m και στη Λεκάνη της Κιλικίας μεταξύ m (Rasmussen et al., 2005). Γενικά, εμφανίζεται κάτω από τα 800 m βάθος στην Ανατολική Μεσόγειο, προτιμώντας μια οργανική ροή στον πυθμένα της θάλασσας μεγαλύτερη από 2,5 g/m 2 /year (De Rijk etal., 2000) και συνδέεται, επίσης με ισχυρά ρεύματα στον θαλάσσιο βυθό (Rasmussen et al., 2005). Με βάση τα οικολογικά χαρακτηριστικά της βενθονικής πανίδας φαίνεται, ότι το περιβάλλον απόθεσης της συναθροίσεως αυτής, κυμάνθηκε πάνω στην ανώτερη κατωφέρεια, σε βάθη μεταξύ m περίπου, σε καλά οξυγονωμένα θαλάσσια ύδατα, με υψηλή ροή οργανικού υλικού στον θαλάσσιο βυθό και μία σχετική μείωση της περιεκτικότητας του οξυγόνου μέσα στο ίζημα. 171

172 Συνάθροιση της Cassidulina carinata Η C. carinata, πρόκειται για ρηχό ενδοπανιδικό είδος, κάτοικο ανοικτής θάλασσας, ιλυώδους βυθού (Hageman, 1979) και βάθος νερού τουλάχιστον 50 m (Bizon & Bizon, 1984). Εμφανίζεται σε περιοχές με υψηλή και σταθερή παροχή οργανικής ύλης κάτω από τη ζώνη της βλάστησης, σε βάθη μεταξύ m (Rasmussen et al., 2005) σε εύκρατα έως ψυχρά θαλάσσια ύδατα (Rasmussen et al., 2005). Στη Λεκάνη της Κιλικίας εμφανίζεται μεταξύ m με τη μέγιστη αφθονία του είδους να παρατηρείται μεταξύ m (Rasmussen et al., 2005). Είναι καιροσκοπικό είδος και ανταποκρίνεται στην απόθεση φυτοδετριτικού υλικού μετά από τις ανθίσεις του φυτοπλαγκτόν κατά τη διάρκεια της άνοιξης και του φθινοπώρου (Rasmussen etal., 2005). Η U. peregrina στην Ανατολική Μεσόγειο εμφανίζεται σε βάθη μεγαλύτερα των 100 m και αφθονεί περισσότερο στην ανώτερη κατωφέρεια μέχρι βάθους νερού 600 m (De Rijk et al., 2000), σε περιβάλλοντα με υψηλή ροή οργανικής ύλης στο ίζημα (Schmiedl et al., 1997). Είναι ανθεκτικό στη μείωση της συγκέντρωσης του οξυγόνου (Rasmussen et al., 2005) και έχει χρησιμοποιηθεί ως δείκτης των βαθύαλων περιβαλλόντων με χαμηλή περιεκτικότητα σε οξυγόνο του νερού και υψηλή περιεκτικότητα σε οργανικό άνθρακα των ιζημάτων. Η H. balthica είναι ρηχό ενδοπανιδικό είδος (Rasmussen et al., 2005), το οποίο μπορεί να εμφανιστεί σε περιοχές με υψηλό ποσοστό οργανικού άνθρακα (De Rijk et al., 1999; Rasmussen et al., 2005). Η πρώτη εμφάνιση του είδους σηματοδοτεί την είσοδο ψυχρότερων υδάτινων μαζών στη Μεσόγειο. Στην Ανατολική Μεσόγειο το είδος αυτό εμφανίζεται συνήθως σε βάθος νερού μεγαλύτερο των 100 m (Parker, 1958) και γίνεται αφθονότερο κάτω από τα 200 m (Wright, 1978ba), ενώ εξαφανίζεται σε βάθος νερού γύρω στα m (Rasmussen et al., 2005). Στη Θάλασσα του Μαρμαρά βρίσκεται κάτω από δυσαερόβιες συνθήκες (Rasmussen et al., 2005) και τρέφεται με φρέσκο οργανικό υλικό (Schmiedl et al., 2000; Rasmussen et al., 2005). Το M. barleeanum εμφανίζεται μέσα σε ιλυώδη ιζήματα από την εσωτερική κρηπίδα μέχρι τις χαμηλότερες βαθύαλες ζώνες. Στην Ανατολική Μεσόγειο βρέθηκε σε βάθος ύδατος μεταξύ m, ενώ στη Θάλασσα του Ιονίου εμφανίζεται σε βάθη ύδατος μεταξύ m με ένα μέγιστο μεταξύ m (Rasmussen et al., 2005). Τρέφεται τόσο με φρέσκο όσο και με υποβαθμισμένο οργανικό υλικό (De Rijk et al., 2000; Fontanier et al., 2002) σε περιοχές με σταθερή υψηλή ροή (Mackensen et al., 1985; Gooday, 2003). Τα ενδοπανιδικά είδη M. padanum και M. barleeanum είναι ιδιαίτερα άφθονα σε περιβάλλοντα, που χαρακτηρίζονται από λεπτόκοκκα ιζήματα και αυξημένης ροής οργανική ύλη στον βυθό της θάλασσας (Drinia et al., 2008). Γενικά, τα γένη Uvigerina sp. και Melonis sp. είναι ρηχά ενδοπανιδικά είδη, τα 172

173 οποία βρίσκονται σε περιοχές με υψηλή ροή οργανικού άνθρακα (Drinia et al., 2007). Τα είδη B. marginata και B. costata εμφανίζονται σε βάθη μεγαλύτερα των 40 m και 120 m αντίστοιχα. Πρόκειται για ρηχά ενδοπανιδικά είδη συνδεδεμένα με περιβάλλοντα με σταθερή ροή τροφίμων, υψηλό ποσοστό οργανικού υλικού και χαμηλή περιεκτικότητα σε οξυγόνο μέσα στο ίζημα (Jorissen, 1987; Rasmussen et al., 2005).Το είδος M. subrotunda εμφανίζεται από την κρηπίδα μέχρι τα βαθιά ύδατα (Sgarrella & Moncharmont-Ζei 1993) και στη Θάλασσα του Ιονίου αφθονεί σε βάθη ύδατος από m (Rasmussen, 1990; Rasmussen et al., 2005). Η T. angulosa διαβιεί σε ιζήματα της εξωτερικής κρηπίδας και της ανώτερης κατωφέρειας, υπό την επίδραση ισχυρών ρευμάτων στον βυθό (Oblak, 2007). Στη σύγχρονη Μεσόγειο το είδος αυτό εμφανίζεται πάνω σε ιλυώδεις βυθούς σε βάθη ύδατος από 10 m μέχρι m, αλλά είναι πιο κοινό στο ανώτερο μέρος της κατωφέρειας (Rasmussen et al., 2005). Η G. oblonga συναντάται σε βάθος νερού μεγαλύτερο των m (Jorissen, 1987; Rasmussen et al., 2005) μέχρι την ανώτερη κατωφέρεια σε βάθος ύδατος 996 m, με τις μεγαλύτερες αφθονίες του είδους να έχουν καταγραφεί σε βάθη μικρότερα των 384 m (Rasmussen et al., 2005). Στην Αδριατική θάλασσα ο Jorissen (1987) το βρήκε να αφθονεί περισσότερο σε βάθη ύδατος μεταξύ m μέσα σε ιλυώδεις άμμους με μικρό ποσοστό αργίλου. Στη Θάλασσα του Ιονίου καταγράφηκε σε βάθη ύδατος από m, ενώ στη Λεκάνη της Κιλικίας από m, μέσα σε ομοιογενή ιλύ και στις δύο περιοχές (Rasmussen, 1990). Τέλος η R. obtusa έχει καταγραφεί στη Θάλασσα του Ιονίου σε βάθη μέχρι 156 m (Rasmussen et al., 2005). Με βάση τα πιο πάνω φαίνεται, ότι το βάθος του θαλάσσιου περιβάλλοντος της συναθροίσεως αυτής κυμάνθηκε μεταξύ της εξωτερικής κρηπίδας και της ανώτερης κατωφέρειας μεταξύ m. Το θαλάσσιο περιβάλλον χαρακτηριζόταν από εύκρατα έως ψυχρά νερά, αυξημένη ροή οργανικής ύλης στον βυθό της θάλασσας και χαμηλή περιεκτικότητα του οξυγόνου μέσα στο ίζημα. Συνάθροιση της Brizalina spathulata Η B. spathulata είναι αναμφισβήτητα είδος πολύ παραγωγικό, το οποίο διαβιεί κάτω από ένα ευρύ φάσμα θαλάσσιων συνθηκών από το κανονικό θαλάσσιο περιβάλλον, έως το περιβάλλον ανεπαρκούς οξυγόνου, σε όλα τα βάθη από περιβάλλοντα κοντά στην ακτή μέχρι τους βαθιούς ωκεάνιους πυθμένες. Είναι πιο κοινό στην εξωτερική κρηπίδα και στην ανώτερη κατωφέρεια αλλά οι Bizon και Bizon (1984) χαρακτηρίζουν το είδος αυτό ως είδος της κρηπίδας, το οποίο εμφανίζεται σε βάθος νερού από m μέσα σε ιλύ με μειωμένο ποσοστό οξυγόνου. Στη Θάλασσα του Ιονίου 173

174 εμφανίζεται στην εξωτερική κρηπίδα σε βάθη από m (Rasmussen, 1990; Rasmussen et al., 2005). Είναι είδος ρηχό ενδοπανιδικό και παρουσιάζει καιροσκοπική συμπεριφορά σε περιοχές με εποχιακή απόθεση φυτοδετριτικού υλικού (Rasmussen et al., 2005). Η B. alata πρόκειται για ρηχό έως ενδιάμεσο ενδοπανιδικό είδος (Rasmussen et al., 2005), το οποίο διαβιεί σε εύκρατα έως ψυχρά νερά (Rasmussen et al., 2005) και σε βάθος τουλάχιστον 50 m (Bizon & Bizon, 1984), αλλά το πιο σύνηθες είναι μεταξύ της εξωτερικής κρηπίδας και της ανώτερης κατωφέρειας (Rasmussen et al., 2005) κάτω από δυσοξικές συνθήκες (DiBella, 1997). Η B. aculeata στο ανώτερο Μειόκαινο της Κρήτης και της Σικελίας σύμφωνα με τον Van der Zwaan (1982) ήταν κάτοικος ιλυώδους βυθού με μεγάλη ανεκτικότητα στις υψηλές αλατότητες και στην έλλειψη οξυγόνου και πιθανόν να προτιμούσε αφθονία σε θρεπτικά συστατικά. Βαθυμετρικά δεδομένα ζωντανών πληθυσμών του είδους από τον Κόλπο του Μεξικού, της Μεσογείου και της Καλιφόρνιας δείχνουν, ότι επικρατεί από τη μεσαία έως την κάτω Βαθύαλη ζώνη ( m)(berggren and Haq,1976). Παρόλο, που το ανώτερο βαθυμετρικό της όριο ήταν στο ανώτερο τμήμα της ανώτερης επιβαθύαλης ζώνης, ήταν ένα πιο κοινό συστατικό της συνάθροισης της πανίδας της κατώτερης επιβαθύαλης ζώνης ( m) σε πυρήνες από από το Τυρρηνικό Πέλαγος (DSDP Site 373)(Wright, 1978b), ενώ οι Spezzaferri και Tamburini (2007) αναφέρουν, ότι το βαθυμετρικό εύρος του είδους κυμαίνεται μεταξύ m. Το ενδοπανιδικό είδος Cassidulinoides bradyi καταγράφηκε σε ένα βάθος ύδατος μεταξύ m στον Kόλπο της Νάπολης (Sgarrella και Μoncharmont-Zei, 1993; Rasmussen et al., 2005) και μεταξύ m στην Αδριατική Θάλασσα (De Stigter et al., 1998; Rasmussen et al., 2005), σε περιβάλλοντα με μειωμένο ποσοστό οξυγόνου (Verhallen, 1991; Rasmussen et al., 2005). Οι συναθροίσεις, όπου κυριαρχεί η G. pyrula, καταδεικνύουν ένα περιβάλλον με ανεπάρκεια οξυγόνου (dysoxic)(gebhardt, 1999), ενώ η βαθιά ενδοπανιδική εμφάνιση της Globobulimina sp. δεν αποτελεί έκπληξη σύμφωνα με τους Fontanier και άλλους (2013), διότι είναι γνωστό, ότι είναι ένα προαιρετικά αναερόβιο είδος ικανό να χρησιμοποιεί νιτρικά, όταν το οξυγόνο είναι απόν από το νερό των πόρων του ιζήματος. Η Globobulimina γενικά, έχει καταγραφεί στις ανώτερες και μεσαίες βαθύαλες ζώνες, ενώ στον Κόλπο του Μεξικού, οι λείες μορφές της Globobulimina έχουν ένα μεγάλο βάθος κατανομής από την κατώτερη νηριτική ζώνη έως τα αβυσσικά βάθη (Blanc-Vernet, 1969). 174

175 H F. tenuis συναντάται συχνά σε ιζήματα πλούσια σε οργανική ύλη και είναι ανθεκτική σε συνθήκες ανεπάρκειας οξυγόνου (Rasmussen et al., 2005). Πιθανόν να πρόκειται για ένα καιροσκοπικό είδος, το οποίο συνδέεται με σαπροπηλιτικές αποθέσεις στην Ιόνια Λεκάνη (Rasmussen, 1991; Rasmussen et al., 2005). Το είδος αυτό έχει καταγραφεί σε βάθη ύδατος μεταξύ m σε κρημνώδεις κατωφέρειες (Sgarrella & Μoncharmont-Zei, 1993; Rasmussen et al., 2005). Η N. turgida σήμερα παρατηρείται κυρίως στην κρηπίδα σε βάθη ύδατος μεταξύ m (Jorissen, 1987; Rasmussen, 1990; Sgarrella και Moncharmont-Zei,1993; Rasmussen et al., 2005), αλλά εμφανίζεται και μέχρι τη μέση βαθύαλη ζώνη (Murray, 1971). Πρόκειται για ρηχό ενδοπανιδικό είδος τυπικό ιζημάτων, που είναι πλούσια σε οργανικό υλικό κοντά σε εκβολές ποταμών και θεωρείται ως πολύ καιροσκοπικό είδος, ικανό να ανεχτεί την περιοδική πλήρη μείωση του οξυγόνου και έναν υψηλό βαθμό οργανικής ρύπανσης (Jorissen, 1987; Jorissen et al., 1992; Rassmusen et al., 2005), όπως στη Θάλασσα του Μαρμαρά που έχει βρεθεί κάτω από δυσαερόβιες συνθήκες (Rassmusen et al., 2005). Η Q. seminula έχει περιγραφεί κάτω από ένα ευρύ φάσμα περιβαλλόντων, όπως λιμνοθάλασσες, έλη και υφαλοκρηπίδες της Μεσογείου (αξιολόγηση σε Murray, 2006; Langlet et al, 2013). Επίσης, φαίνεται, ότι είναι ευαίσθητη σε ανοξία, αλλά δείχνει μια σαφή μόνιμη αύξηση των αποθεμάτων της κατά τον πρώτο μήνα πειράματος σε συνθήκες μείωσης του οξυγόνου, το οποίο οι Langlet και άλλοι (2013) αντιλήφθηκαν ως μια ευκαιριακή απάντηση του είδους στην αυξανόμενη διαθεσιμότητα της οργανικής ύλης, λόγω της υποβάθμισης των νεκρών μακροπανιδικών οργανισμών. Με βάση τα πιο πάνω φαίνεται, ότι το περιβάλλον απόθεσης της συνάθροισης κυμάνθηκε πάνω στην εξωτερική κρηπίδα και την ανώτερη κατωφέρεια μεταξύ m. Γενικά, τα ενδοπανιδικά είδη στο διάστημα αυτό ανήκουν κυρίως στα γένη Brizalina sp., Bolivina sp., Bulimina sp., Globobulimina sp. και Fursenkoina sp. και, όπως προαναφέρθηκε τα γένη αυτά προτιμούν πλούσια σε θρεπτικά συστατικά, χαμηλού οξυγόνου, ιλυώδη περιβάλλοντα. Oι υψηλές αφθονίες τους καταδεικνύουν τον ευτροφισμό της υδάτινης στήλης και την υψηλή ροή οργανικής ύλης στον θαλάσσιο πυθμένα. Τέτοιες συνθήκες σε αβαθή θαλάσσια περιβάλλοντα είναι πιθανόν να είναι αποτέλεσμα μίας ευρείας κλίμακας απορροής γλυκών υδάτων, η οποία σχηματίζει ένα επιφανειακό στρώμα από υφάλμυρο νερό πλούσιο σε θρεπτικά συστατικά ή επηρεάζονται από τη δράση ανοδικών ρευμάτων (Drinia et al., 2005) ή λόγω της δράσης και των δύο παραγόντων. 175

176 Ερμηνεία-Συμπεράσματα Ο νέος κύκλος ιζηματογένεσης στον πυρήνα ΜΠ7, ξεκινά με τις κατώτερες λευκού έως ανοιχτού γκρίζου χρώματος συμπαγείς μάργες μεταξύ 129,72-128,80 m (5,333-5,257 Ma), μέσα στις οποίες επικρατεί η συνάθροιση της Globocassidulina subglobosa. Η συνάθροιση αυτή αρχικά χαρακτηρίζει ένα θαλάσσιο περιβάλλον βάθους m (Πίν. 4.2), με ιλυώδη βυθό, υψηλή περιεκτικότητα σε οξυγόνο των θαλάσσιων υδάτων, χαμηλή ροή οργανικού υλικού στον θαλάσσιο πυθμένα και υποξικές συνθήκες μέσα στο ίζημα. Στις υπερκείμενες ροδόχροες μάργες για το διάστημα μεταξύ 128,60-125,53 m (5,245-5,08 Ma) εντός της συνάθροισης κάνουν την εμφάνιση τους και είδη που διαβιούν κάτω από οξικές συνθήκες, καταδεικνύοντας τη σταδιακή αύξηση του βάθους της θάλασσας, που κυμάνθηκε μεταξύ m περίπου (Πίν. 4.2) και την παρουσία στον πυθμένα καλά οξυγονωμένων, κανονικής αλατότητας και σχετικά πλούσιων σε θρεπτικά συστατικά θαλάσσιων υδάτων. Προς τα πάνω μέσα στις ροδόχροες μάργες με τις ενστρώσεις καστανόχρωμων μαργών, τις υπερκείμενες ροδόχροες μάργες και στη βάση των γκρίζων μαργών για το διάστημα μεταξύ 125, m ( 5,08-3,887 Ma), επικρατεί η συνάθροιση της S. reticulata. Το βάθος του νερού κυμάνθηκε μεταξύ m περίπου (Πίν. 4.2), ο βυθός ήταν ιλυώδης, υπήρχε χαμηλή ροή οργανικού υλικού στον θαλάσσιο πυθμένα, καλά οξυγονωμένα πλούσια σε θρεπτικά συστατικά θαλάσσια ύδατα και υψηλό ποσοστό οξυγόνου μέσα στο ίζημα. Οι υψηλές αφθονίες της S. reticulata φαίνεται να συμπίπτουν με περιόδους με σχετικά πιο κρύα και πιο πυκνά επιφανειακά ύδατα και ως εκ τούτου αύξηση της ανάμειξης και της κυκλοφορίας των βαθέων υδάτων (Sgarrella et al., 1999; Di Stefano et al., 2010), επιβεβαιώνοντας τη βαθμιαία αποκατάσταση των ωκεάνιων συνθηκών μετά την Κρίση Αλατότητας του Μεσσηνίου. Στις γκρίζες μάργες για το διάστημα μεταξύ 110,50-99,70 m (3,810-3,112 Ma), παρατηρούνται συνεχείς εναλλαγές των συναθροίσεων της S. reticulata και της B. pseudoplicata (Πίν. 4.2) καταδεικνύοντας αντίστοιχες εναλλαγές των περιβαλλοντικών συνθηκών και του βάθους απόθεσης των μαργών. Οι οξικές συνθήκες με τα σχετικά πιο κρύα και πιο πυκνά επιφανειακά ύδατα της συνάθροισης της S. reticulata της ανώτερης ηπειρωτικής κατωφέρειας εναλλάσσονται με πιο αβαθή, μεταξύ m περίπου, ευτροφικά και θερμά θαλάσσια ύδατα της συνάθροισης της B. pseudoplicata. 176

177 Για το διάστημα μέσα στις γκρίζες μάργες μεταξύ 98,80-96,50 m (3,085-3,015 Ma), επικρατούν τα είδη της συναθροίσεως της A. planorbis, της οποίας το περιβάλλον απόθεσης κυμάνθηκε μεταξύ της εσωτερικής και εξωτερικής κρηπίδας ( m) (Πίν. 4.2), κοντά σε εξόδους ποταμών με θολά νερά, μεταβαλλόμενη αλατότητα και υψηλή ροή οργανικού υλικού, επηρεασμένο από μέτρια έως ισχυρά ρεύματα. Αυτό καταδεικνύει την περαιτέρω μείωση του βάθους της θάλασσας. Προς τα πάνω για το διάστημα μεταξύ 96-93,50 m (2,999-2,923 Ma), παρατηρείται κλιμακωτή αλλαγή της κυρίαρχης συναθροίσεως από κάτω προς τα πάνω, αρχίζοντας από τη συνάθροιση της B.spathulata και ακολούθως των C. carinata, B. pseudoplicata και τέλος της S. reticulata, καταδεικνύοντας τη σταδιακή αύξηση του βάθους της θαλάσσιας λεκάνης μεταξύ m και τη σταδιακή αποκατάσταση των οξικών συνθηκών από τις ανοξικές συνθήκες, που επικρατούσαν στον θαλάσσιο πυθμένα, λόγω του ευτροφισμού της υδάτινης στήλης και της υψηλής ροής οργανικής ύλης. Εν συνεχεία, για το διάστημα μεταξύ m (2,908-2,878 Μa), το βάθος του θαλάσσιου περιβάλλοντος αυξομειώθηκε πάλι μεταξύ της εξωτερικής κρηπίδας και της ανώτερης κατωφέρειας ( m) και η συνάθροιση της B. pseudoplicata αντικαταστάθηκε από τη συνάθροιση της S. reticulata (Πίν. 4.2). Τέτοιες επαναλλαμβανόμενες κυκλικές μεταβολές στη στάθμη της θάλασσας, παρατηρούνται από τη βάση του Πλειοκαίνου, αλλά η συχνότητα και η ένταση τους αυξάνει από το δείγμα στα 93 m (2,908 Μa) και προς τα πάνω και γίνονται ακόμη εντονότερες από τα 83,10 m (2,410 Μa) και πάνω. Αυτές οι μεταβολές αντικατοπτρίζουν πιθανόν τις διακυμάνσεις της στάθμης της θάλασσας κατά τις παγετώδεις και μεσοπαγετώδεις περιόδους του Πλειοκαίνου-Πλειστοκαίνου. Για το διάστημα μεταξύ 91,50-77 m (2,862-2,153 Μa), το βάθος του θαλάσσιου περιβάλλοντος μεταβαλλόταν συνεχώς από την εσωτερική κρηπίδα μέχρι την ανώτερη κατωφέρεια ( m), όπως καταδεικνύουν οι συνεχείς εναλλαγές κυρίως μεταξύ των συναθροίσεων B. pseudoplicata, A. planorbis και C. carinata (Πίν. 4.2). Τα σχετικά βαθύτερα περιβάλλοντα με τα θερμά, πλούσια σε θρεπτικά συστατικά, καλά οξυγονωμένα και κανονικής αλατότητας ύδατα (συνάθροιση της B. pseudoplicata) άλλοτε εναλλάσονταν με αβαθή θαλάσσια περιβάλλοντα κοντά σε εξόδους ποταμών με θολά νερά, μεταβαλλόμενης αλατότητας και υψηλής ροής οργανικού υλικού επηρεασμένα από μέτρια έως ισχυρά ρεύματα (συνάθροιση της A. planorbis) και άλλοτε με περιβάλλοντα πάνω στην εξωτερική κρηπίδα με εύκρατα έως ψυχρά νερά, με αυξημένη ροή οργανικής ύλης στον βυθό της θάλασσας και χαμηλή περιεκτικότητα του οξυγόνου μέσα στο ίζημα (συνάθροιση της C. carinata). 177

178 Για το διάστημα μεταξύ 76,50-62 m (2,132-1,857 Μa), το βάθος του θαλάσσιου περιβάλλοντος κυμάνθηκε κυρίως μεταξύ της εσωτερικής και εξωτερικής κρηπίδας ( m), καθώς κυριαρχεί ως επί το πλείστον η συνάθροιση της A. planorbis, η οποία σε μερικά δείγματα αντικαθίσταται από τις συναθροίσεις της C. carinata και C. kullenbergi-c. pseudoungerianus (Πίν. 4.2). To θαλάσσιo περιβάλλον επηρεαζόταν, λόγω του μικρού βάθους της θάλασσας από μέτρια έως ισχυρά ρεύματα και της γειτνίασης της περιοχής με εξόδους ποταμών από υψηλό βαθμό θολότητας, μεταβαλλόμενη αλατότητα και υψηλή ροή οργανικού υλικού (P. mediterranensis, H. depressula, B. elongata, H. boueana). Το θαλάσσιο περιβάλλον για το διάστημα μεταξύ 61,50-55 m (1,850-1,708 Μa) γίνεται βαθύτερο και κυμαίνεται από την εξωτερική κρηπίδα μέχρι την κατωφέρεια μεταξύ m (Πίν. 4.2), όπου κυριαρχούν οι συναθροίσεις των C. kullenbergi-c. pseudoungerianus και C. carinata. Το θαλάσσιο περιβάλλον χαρακτηριζόταν από καλά οξυγονωμένα θαλάσσια ύδατα με υψηλή ροή οργανικού υλικού στον θαλάσσιο βυθό και χαμηλή περιεκτικότητα οξυγόνου μέσα στο ίζημα. Προς τα πάνω για το διάστημα μεταξύ 54,50-31 m (1,692-1,129 Μa) κυριαρχεί η συνάθροιση της C. carinata. Το βάθος της θάλασσας κυμάνθηκε κυρίως πάνω στην εξωτερική κρηπίδα και την ανώτερη κατωφέρεια μεταξύ m (Πίν. 4.2) και το περιβάλλον απόθεσης χαρακτηριζόταν από ψυχρά νερά, με αυξημένη ροή οργανικής ύλης στον βυθό της θάλασσας και χαμηλή περιεκτικότητα του οξυγόνου μέσα στο ίζημα. Στο διάστημα αυτό, παρατηρούνται λίγες μεταβολές της επικρατούσας συνάθροισης με αυτή των C. kullenbergi-c. pseudoungerianus, καταδεικνύοντας αντίστοιχα αύξηση του βάθους της θάλασσας πάνω στην ανώτερη κατωφέρεια, οι οποίες πιθανόν να αντιπροσωπεύουν της μικρής διάρκειας μεσοπαγετώδεις περιόδους του Πλειστοκαίνου. Η συνάθροιση της C. carinata επικρατεί μέχρι το τέλος της τομής και μέσα στις κίτρινες μάργες μέχρι το δείγμα στα 6,20 m βάθος (0,899 Μa) με εξαίρεση το διάστημα μεταξύ 30,20-27 m (1,129-1,099 Μa) μέσα στις γκρίζες μάργες, όπου κυριαρχεί η συνάθροιση της B. spathulata. Το θαλάσσιο περιβάλλον της συνάθροισης αυτής κυμάνθηκε επίσης, πάνω στην εξωτερική κρηπίδα και την ανώτερη κατωφέρεια μεταξύ m βάθος νερού και η περικλειόμενη πανίδα χαρακτηρίζει (Brizalina sp., Bolivina sp., Bulimina sp., Globobulimina sp. και Fursenkoina sp.) πλούσια σε θρεπτικά συστατικά, χαμηλού οξυγόνου, ιλυώδη περιβάλλοντα. Oι υψηλές αφθονίες τους καταδεικνύουν τον ευτροφισμό της υδάτινης στήλης και την υψηλή ροή οργανικής ύλης στον θαλάσσιο πυθμένα. 178

179 Πίνακας 4.2: Εκτίμηση του βάθους του θαλάσσιου περιβάλλοντος καθ όλο το μήκος του πυρήνα ΜΠ7 με βάση την πανίδα των βενθονικών τρηματοφόρων. Depth (m) Συνάθρ οιση B. spathul ata Συνάθρ οιση C. carinata Συνάθροι ση C. kullenber gi Συνάθ ροιση A.plan orbis Συνάθρ οιση B.pseu doplicat a Συνάθροι ση S. reticulata Συνάθ ροιση G.sub globo sa Εκτίμηση Παλαιοβάθους 6,2 14,34 53,50 3,85 2,56 0,23 1,40 3, ,2 6,55 54,96 5,43 5,80 0,25 0,81 1,50 8,2 42,11 20,30 0,00 7,52 0,75 0,00 4, ,55 50,62 5,15 3,02 0,36 1,95 2, ,15 51,78 7,40 3,43 0,30 1,95 2,96 10,5 10,38 58,92 2,60 3,39 0,79 1,35 2, ,01 42,10 6,15 7,85 0,64 1,80 0, ,75 51,18 3,07 4,48 0,47 3,22 0,94 13,1 14,05 70,11 0,89 4,34 0,26 1,53 1,53 14,1 19,14 62,97 2,65 1,82 0,91 1,41 0, ,41 54,02 2,01 3,24 0,33 0,67 1, ,90 55,42 6,31 3,55 0,39 1,18 0, ,15 56,81 9,14 3,99 0,33 2,16 1, ,70 50,89 0,00 0,30 1,79 4,17 0,00 (m) ,8 48,48 36,80 0,00 0,87 0,00 1,30 0, ,27 50,86 1,47 6,85 1,71 1,71 0, ,50 57,50 0,00 5,50 1,25 1,75 2, ,78 46,41 0,96 6,70 2,39 2,39 3,83 23,1 5,04 40,70 0,39 7,36 1,16 4,26 4, ,13 40,88 0,63 3,77 1,89 1,89 0, ,10 54,76 0,48 3,33 0,95 1,43 0, ,09 40,00 0,91 4,09 0,91 3,18 1, ,31 27,04 0,00 0,00 0,00 0,63 0, ,05 4,67 0,00 0,00 0,00 0,00 0, ,06 5,08 0,00 0,39 0,00 0,00 0,39 30,2 37,04 37,04 0,00 3,70 1,23 4,94 2, ,24 56,88 3,44 3,85 0,40 2,63 3, ,68 43,77 1,01 8,42 1,35 4,71 6, ,38 61,11 6,35 1,79 1,39 1,79 1, ,19 42,31 3,85 0,00 1,92 1,92 1, ,19 51,89 2,56 3,29 0,49 5,24 2,19 35,5 7,14 46,90 7,95 4,45 2,56 1,21 5, ,95 37,11 4,21 0,53 0,26 1,05 0,

180 36,5 1,58 58,00 6,66 1,58 1,11 2,38 3, ,92 47,51 8,24 4,98 1,53 4,02 3,83 37,5 3,00 61,20 5,31 1,15 0,92 2,54 3,00 38,2 10,54 51,44 7,67 1,60 2,24 3,19 0,96 38,6 4,93 51,72 4,43 0,00 0,99 4,43 2, ,54 34,21 8,65 4,51 2,63 4,51 1,50 39,5 3,37 32,58 27,53 1,69 1,12 3,93 3, ,66 34,20 8,29 6,22 3,63 3,63 4,15 40,5 6,18 32,00 11,64 3,27 1,09 3,64 3, ,74 41,39 7,79 6,97 0,82 2,05 2,46 41,5 6,49 24,68 16,88 3,90 3,90 6,49 0,00 42,6 6,98 26,74 22,09 1,16 2,33 5,81 0, ,19 38,14 11,34 2,06 1,03 9,28 5,15 43,5 3,72 34,04 22,34 2,13 4,79 3,72 5,85 44,1 7,35 36,76 30,88 4,41 1,47 4,41 1,47 44,7 10,58 11,54 31,73 0,00 0,00 6,73 11, ,05 32,43 18,92 1,35 1,35 6,76 2,70 45,5 7,14 31,25 25,00 1,79 3,57 5,36 3, ,37 37,67 23,29 1,37 2,74 2,05 3, ,5 6,06 30,30 10,10 2,02 4,04 13,13 12, ,00 18,75 33,33 4,17 6,25 6,25 6, ,5 3,23 39,52 17,74 3,23 0,81 4,84 3,23 47,9 2,78 27,78 6,67 9,44 7,22 2,22 3,89 48,35 0,70 44,76 11,19 2,10 2,10 3,50 4, ,42 41,13 26,24 4,96 2,13 3,55 3,55 49,7 3,70 37,04 14,81 4,94 2,47 11,11 2,47 50,1 4,31 37,93 13,79 3,45 2,59 5,17 3, ,5 3,51 28,07 22,81 8,77 3,51 5,26 10, ,30 31,17 28,57 5,19 6,49 6,49 2,60 51,5 2,63 57,89 5,26 5,26 5,26 7,89 2, ,00 26,32 26,32 3,95 13,16 5,26 0,00 52,5 2,30 35,63 24,14 1,15 5,75 5,75 0, ,97 19,42 32,04 1,94 5,83 7,77 0, ,5 2,86 41,43 7,14 5,71 4,29 10,00 1, ,90 31,03 17,24 0,00 3,45 10,34 0, ,5 2,41 30,12 24,10 9,64 6,02 2,41 3, ,00 12,50 30,00 5,00 0,00 10,00 7, ,5 4,76 28,57 35,71 4,76 2,38 2,38 2, ,81 34,15 18,70 5,69 2,44 8,13 0,

181 56,5 2,30 33,33 25,29 5,75 3,45 6,90 1, ,00 27,16 32,10 12,35 0,00 3,70 1,23 57,5 5,17 15,52 29,31 8,62 5,17 1,72 5, ,39 18,06 35,42 4,17 0,69 4,86 3, ,5 0,00 17,53 27,84 9,28 8,25 5,15 0, ,00 26,79 27,68 8,04 3,57 6,25 0,89 59,3 3,33 38,89 21,11 5,56 3,33 3,33 2, ,9 5,30 20,45 8,33 25,00 6,82 1,52 1, ,5 0,00 33,72 15,12 10,47 5,81 5,81 0, ,85 38,46 13,46 1,92 1,92 3,85 5,77 61,5 1,82 16,36 17,58 16,97 4,24 5,45 9, ,00 8,16 9,18 30,61 10,20 5,10 2,04 62,4 0,00 10,87 11,96 25,00 10,87 2,17 3, ,85 11,54 4,49 39,74 7,05 1,28 0,00 63,5 3,92 16,99 9,15 24,18 7,19 3,27 1, ,88 18,79 9,09 17,58 9,09 6,67 3, ,5 0,89 19,64 10,71 28,57 5,36 6,25 1, ,23 12,05 24,10 24,10 6,02 4,82 6, ,4 3,88 14,73 17,83 20,93 4,65 8,53 3, ,94 14,71 9,56 19,85 6,62 3,68 5,15 67,5 3,23 12,26 7,10 35,48 5,81 4,52 2, ,17 16,30 6,52 39,13 3,26 2,17 4,35 68,5 5,88 15,69 5,88 27,45 4,90 1,96 6, ,93 16,67 1,79 32,14 7,14 0,60 1,19 69,3 2,14 13,17 5,69 29,89 9,25 1,42 1,07 69,9 0,00 19,05 13,10 25,00 8,33 3,57 3,57 70,5 4,40 10,69 3,14 28,93 8,81 6,92 0, ,00 11,28 3,76 36,09 6,02 1,50 2,26 71,6 4,92 22,95 21,31 4,92 3,28 11,48 1, ,2 5,26 16,67 2,63 35,96 3,51 5,26 3,51 72,7 1,40 7,69 9,79 20,28 3,50 9,09 2,80 73,2 0,00 7,52 9,77 27,07 7,52 5,26 5,26 73,7 5,05 19,19 4,04 31,31 4,04 7,07 2,02 74,2 4,55 11,36 15,91 20,45 9,09 2,27 2, ,7 7,59 8,23 3,80 36,71 9,49 3,16 1,27 75,5 7,98 9,24 6,30 29,41 6,72 5,04 5, ,09 15,15 11,11 17,17 8,08 7,07 4,04 76,5 12,50 25,00 12,50 4,17 12,50 12,50 4, ,00 18,03 9,84 13,11 21,31 14,75 3,28 181

182 77,5 5,95 9,52 8,33 9,52 11,90 8,33 5, ,00 14,00 8,00 8,00 32,00 8,00 4,00 78,5 11,11 6,94 1,39 28,47 8,33 2,78 5, ,83 8,33 12,50 17,50 3,33 4,17 4, ,5 3,17 19,84 7,14 23,02 10,32 5,56 0, ,46 18,66 8,21 7,46 11,94 5,97 1, ,5 9,64 8,43 8,43 9,64 28,92 8,43 2, ,00 20,00 22,86 0,00 17,14 17,14 11, ,5 11,11 11,11 2,78 13,89 18,06 13,89 0, ,26 8,51 12,77 8,51 19,15 14,89 2,13 82,5 12,84 12,84 11,93 21,10 4,59 2,75 0, ,1 5,31 18,58 1,77 17,70 7,08 5,31 2,65 83,6 10,84 16,87 4,82 15,66 7,23 4,82 2, ,94 23,53 11,76 14,71 23,53 5,88 0, ,5 10,71 21,43 7,14 7,14 14,29 3,57 7, ,57 17,14 5,71 2,86 8,57 14,29 2,86 85,5 0,00 18,60 2,33 25,58 34,88 4,65 0, ,00 15,28 12,50 6,94 30,56 13,89 1,39 86,5 0,00 12,21 7,04 8,92 38,97 7,98 7, ,29 28,57 0,00 21,43 28,57 7,14 0,00 87,5 6,98 16,28 0,00 11,63 27,91 9,30 0, ,57 7,14 7,14 17,86 14,29 14,29 10, ,5 16,67 8,33 0,00 8,33 0,00 8,33 8,33 88,9 3,13 6,25 12,50 9,38 34,38 3,13 3, ,2 14,29 21,43 0,00 0,00 28,57 7,14 0, ,67 9,33 8,00 17,33 10,67 5,33 5, ,5 6,90 15,27 2,46 17,73 8,87 4,43 2, ,39 6,94 2,78 15,28 25,00 8,33 1, ,5 4,05 10,81 5,41 14,86 14,86 4,05 8, ,00 0,00 16,67 16,67 16,67 27,78 11, ,5 6,25 10,42 2,08 6,25 25,00 18,75 0, ,85 5,48 2,74 13,70 17,81 6,85 4,11 93,5 8,82 0,00 11,76 14,71 8,82 20,59 2, ,14 10,71 7,14 7,14 14,29 10,71 3, ,6 11,76 27,45 1,96 9,80 7,84 17,65 3, ,3 16,13 9,68 3,23 12,90 16,13 12,90 3, ,63 7,32 9,76 7,32 7,32 12,20 4,88 96,5 6,82 6,82 6,82 20,45 18,18 11,36 6, ,51 4,88 4,88 17,07 7,32 9,76 7,

183 97,7 5,71 14,29 2,86 22,86 2,86 20,00 0,00 98,3 14,29 3,57 0,00 21,43 10,71 0,00 3, ,8 0,00 0,00 5,88 23,53 17,65 8,82 5,88 99,7 0,00 4,00 12,00 8,00 20,00 36,00 0, ,2 0,00 16,67 16,67 5,56 16,67 5,56 11,11 100,7 4,35 4,35 0,00 4,35 13,04 13,04 0, ,2 9,09 9,09 0,00 27,27 27,27 9,09 18,18 101,7 0,00 6,67 0,00 6,67 6,67 53,33 6, ,2 0,00 5,88 5,88 5,88 47,06 23,53 0, ,8 0,00 36,36 0,00 18,18 27,27 0,00 0, ,2 0,00 0,00 0,00 11,11 11,11 33,33 11, ,5 9,09 0,00 0,00 9,09 27,27 9,09 0, ,00 0,00 0,00 0,00 0,00 29,41 0, ,00 6,67 6,67 6,67 20,00 6,67 6, ,6 0,00 0,00 0,00 0,00 13,33 26,67 6, ,8 28,57 0,00 7,14 7,14 0,00 28,57 7,14 109,4 0,00 0,00 11,11 0,00 11,11 22,22 11, ,11 0,00 0,00 22,22 22,22 22,22 0, ,5 0,00 0,00 0,00 11,11 44,44 11,11 11, ,81 2,38 2,86 9,52 11,90 40,00 4,29 112,3 5,53 1,51 0,00 8,04 13,07 45,73 8, ,2 9,52 4,76 4,76 4,76 4,76 23,81 9,52 114,6 23,53 0,00 0,00 17,65 0,00 29,41 17, ,5 0,58 4,68 4,09 3,51 11,11 40,35 5, ,71 0,34 5,08 7,80 7,46 45,42 3, ,09 27,27 9,09 0,00 0,00 45,45 0,00 123,6 0,00 10,53 0,00 0,00 0,00 36,84 10, ,9 0,00 20,00 0,00 0,00 0,00 60,00 10, ,2 0,00 9,09 0,00 18,18 0,00 36,36 18,18 124,5 1,64 2,73 1,91 1,64 0,27 57,10 15, ,7 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 55,56 44, ,1 9 0,00 11,11 0,00 0,00 0,00 22,22 11,11 183

184 125,5 2,28 5,02 2,74 8,22 2,74 34,25 32, ,8 0,90 0,00 0,00 3,17 0,45 9,50 69,

185 5.1. Γενικά ΚΕΦΑΛΑΙΟ 5 ΠΑΛΑΙΟΠΕΡΙΒΑΛΛΟΝΤΙΚΗ ΑΝΑΛΥΣΗ Παρατηρώντας μακροσκοπικά τις λιθολογίες, που αποτελούν την τομή και τον πυρήνα (Εικ.5.1) γίνεται εύκολα αντιληπτό, ότι πλην του κατώτερου τμήματος του Πλειοκαίνου με τις ροδόχροες μάργες, δεν παρατηρείται καμία άλλη ομοιότητα μεταξύ των πετρωμάτων των δύο θέσεων. Αυτό οφείλεται πιθανόν στις διαφορετικές παλαιογεωγραφικές και περιβαλλοντικές συνθήκες, που επικράτησαν μεταξύ των δύο περιοχών κατά τη διάρκεια του Πλειοκαίνου- Πλειστοκαίνου. Αυτές οι περιβαλλοντικές μεταβολές επηρέασαν άμεσα τη διαβιούσα μικροπανίδα και προκάλεσαν μεταβολές στις συναθροίσεις των τρηματοφόρων. Συνεπώς, η λεπτομερής ανάλυση της περικλειόμενης πανίδας θα μας οδηγήσει στην αποκωδικοποίηση και καταγραφή των παλαιοπεριβαλλοντικών μεταβολών, που έλαβαν χώρα κατά τη διάρκεια του Πλειο-Πλειστοκαίνου στις δύο περιοχές Στατιστική Ανάλυση Για τον καλύτερο προσδιορισμό των σημαντικότερων παραγόντων, οι οποίοι είναι υπεύθυνοι για τις συνεχείς αλλαγές του θαλάσσιου περιβάλλοντος και της περικλειόμενης πανίδας καθ όλη την περίοδο απόθεσης των ιζημάτων της τομής Εσσοβούγιες-Εξωβούγιες και του πυρήνα ΜΠ7 κρίθηκε απαραίτητο, όπως εφαρμοστεί η μέθοδος της «Ανάλυσης Κυρίων Συνιστωσών». Το πρόγραμμα αυτό απλοποιεί το σύνολο των δεδομένων συσχετίζοντας δείγματα με παρόμοια πανίδα, τα οποία επηρεάζονται από συγκεκριμένους οικολογικούς παράγοντες (Lourens, 1994). Εικ.5.1: Στρωματογραφικές κολώνες τομής Εσσοβούγιες- Εξωβούγιες (αριστερά) και Πυρήνα ΜΠ7 (δεξιά). 185

186 Τομή Εσσοβούγιες-Εξωβούγιες Η μέθοδος της «Ανάλυσης Κυρίων Συνιστωσών» για την τομή Εσσοβούγιες- Εξωβούγιες κατέδειξε στατιστικά τρεις κύριους παράγοντες, τους PCA-1, PCA-2 και PCA-3 (Πιν.5.1), οι οποίοι και οι τρεις μαζί περιγράφουν το 76% του συνόλου των δεδομένων. Η ερμηνεία των τριών κύριων παραγόντων βασίζεται στις τιμές του κάθε είδους, καθώς και στα οικολογικά χαρακτηριστικά του περιβάλλοντος διαβίωσής τους. Ο πρώτος παράγοντας PCA-1 περιγράφει το 46,19% της συνολικής ποικιλότητας. Τα είδη με τις υψηλότερες θετικές τιμές είναι η Neogloboquadrina acostaensis (δεξιόστροφη) και η Globigerina bulloides, τα οποία διαβιούν σε ευτροφικά θαλάσσια περιβάλλοντα με υψηλή (εποχιακή) παραγωγικότητα (Lourens et al.,1992), όπως αυτά που συνδέονται με περιοχές ανοδικών ρευμάτων (Pujol and Vergnaud Grazzini, 1995). Χαμηλότερες θετικές τιμές παρατηρούνται στα είδη Globigerinoides obliquus group (G. obliquus, G. extremus, G. bulloideus), Neogloboquadrina sp. (εκτός η N. acostaensis), N. acostaensis (αριστερόστροφη), Turborotalita quinqueloba group, Globigerinella group (obesa και siphonifera), Globorotalia crassaformis, G. inflata group, G. puncticulata, Dentoglobigerina altispira altispira και Globorotalia scitula. Τα είδη G. obliquus, G. siphonifera, G. crassaformis, G. puncticulata και D. altispira altispira είναι κάτοικοι του ανάμεικτου στρώματος (Chaisson and Ravelo, 1997). Το G. obliquus αρέσκεται σε ζεστά ολιγοτροφικά περιβάλλοντα με υψηλή στρωματοποίηση της θαλάσσιας στήλης στο ανάμεικτο στρώμα (Lourens et al., 1992). Η D. altispira altispira είναι φυτοπλαγκτοφάγο είδος επιφανειακών υδάτων (Chaisson and Ravelo, 1997), ενώ η G. siphonifera πρόκειται για είδος, που ζει συμβιωτικά και είναι πολύ κοινό στα όρια ρευμάτων και σε περιοχές με ανοδικά ρεύματα (Pujol and Vergnaud Grazzini, 1995). Τα είδη Neogloboquadrina sp., N. acostaensis (s), T. quinqueloba, G. inflata και G. scitula, ακμάζουν σε ευτροφικές περιοχές (Lourens et al., 1992). Τις χαμηλότερες αρνητικές τιμές παρουσιάζουν τα είδη Globigerina falconensis, Globigerinita glutinata, Globigerinoides ruber, Globoturborotalita apertura group (συμπεριλαμβάνει τα είδη G. apertura, G. decoraperta, G. rubescens και Globoturborotalita sp.), G. sacculifer group (συμπεριλαμβάνει τα είδη G. sacculifer, G. trilobus, G. quadrilobatus και G. immaturus), Sphaeroidinellopsis group, Globoturborotalita nepenthes, Orbulina group και Globorotalia margaritae. 186

187 Πίνακας 5.1: Αποτελέσματα Ανάλυσης Κυρίων Συνιστωσών (PCA), η οποία πραγματοποιήθηκε σε 21 κατηγορίες πλαγκτονικών τρηματοφόρων. Species PCA 1 PCA 2 PCA-3 G. bulloides 0, , ,1333 G. falconensis -0, , ,3601 G. nepenthes -0, , ,2401 G. apertura group -0, , ,426 G. glutinata -0, , ,7079 N. acostaensis (D) 0, , ,09828 N. acostaensis (S) 0, , , Neogloboquadrina sp. 0, , ,03869 Globigerinella group 0, , ,02633 D. altispira 0, , , Orbulina group -0, , ,07032 G. ruber -0, , ,245 G. obliquus group 0, , ,05077 G. sacculifer group -0, , ,02145 T. quinqueloba group 0, , ,1682 Sphaeroidinellopsis group -0, , ,04366 G. margaritae -0, , , G. puncticulata 0, , ,01951 G. inflata group 0, , ,01278 G. crassaformis 0, , , G. scitula 0, , ,

188 Η συνάθροιση αυτή χαρακτηρίζεται από είδη, που ζουν συμβιωτικά (symbiontbearing) σε περιοχές χωρίς ανοδικά ρεύματα, όπως είναι τα είδη G. falconensis, G. ruber και G. sacculifer (Peeters and Brummer, 2002), καθώς και από είδη που αφθονούν στο ανάμεικτο στρώμα σε θερμά ολιγοτροφικά ύδατα με εξαίρεση τα είδη των Sphaeroidinellopsis sp. και G. nepenthes, που είναι κάτοικοι του θερμοκλινούς (Chaisson and Ravelo, 1997). Συνεπώς, ο παράγοντας PCA-1 καταδεικνύει, ότι η συγκέντρωση αυτή φαίνεται να κυριαρχείται από αντιπροσώπους που αφθονούν σε περιοχές με αναβλύσματα και υψηλή πρωτογενή παραγωγικότητα, οι οποίοι έδωσαν θετικές τιμές. Επίσης, παρατηρείται μία άλλη ομάδα, η οποία χαρακτηρίζεται από αρνητικές τιμές και αποτελείται από αντιπροσώπους που ζουν σε θερμά ολιγοτροφικά ύδατα. Ο δεύτερος παράγοντας PCA-2, περιγράφει το 18,94% της συνολικής ποικιλότητας. Τα είδη με τις υψηλότερες θετικές τιμές είναι τα Globoturborotalita apertura group, Globigerinoides obliquus group, Globigerinoides ruber και Orbulina group, που ευδοκιμούν σε αβαθή ζεστά ολιγοτροφικά περιβάλλοντα (Lourens et al.,1992), το ευρυτοπικό είδος Globigerinita glutinata, το οποίο τρέφεται από διάτομα (Antonarakou, 2001), καθώς και η N. acostaensis (αριστερόστροφη) που διαβιεί σε ψυχρά ευτροφικά θαλάσσια περιβάλλοντα. Τις χαμηλότερες αρνητικές τιμές παρουσιάζουν η Globigerina falconensis, που ζει συμβιωτικά σε κρύες υποτροπικές περιοχές στην ευφωτική ζώνη (Antonarakou, 2001), καθώς και η N. acostaensis (δεξιόστροφη), που αφθονεί σε περιοχές με υψηλή παραγωγικότητα. Επίσης, αρνητικές τιμές εμφανίζουν τα είδη Neogloboquadrina sp., G. bulloides, T. quinqueloba group και G. scitula, που ακμάζουν σε περιοχές με υψηλή (εποχιακή) παραγωγικότητα ή ψυχρές περιοχές (Lourens et al.,1992) καθώς και τα είδη Globigerinella group, D. altispira altispira, G. sacculifer group και Sphaeroidinellopsis group, τα οποία χαρακτηρίζουν ζεστά ολιγοτροφικά περιβάλλοντα (Lourens et al., 1992, Antonarakou, 2001). Με βάση τα πιο πάνω φαίνεται, ότι και ο παράγοντας PCA-2 επηρεάζεται από τον ευτροφισμό των θαλάσσιων υδάτων και την παραγωγικότητα, αφού φαίνεται να κυριαρχείται από αντιπροσώπους που διαβιούν σε ζεστά ολιγοτροφικά περιβάλλοντα, οι οποίοι έδωσαν θετικές τιμές και μίας ομάδας, που αποτελείται από αντιπροσώπους ευτροφικών υδάτων, οι οποίοι χαρακτηρίζονται από αρνητικές τιμές. 188

189 Ο τρίτος παράγοντας PCA-3, περιγράφει το 11,12% της συνολικής ποικιλότητας. Τα είδη με τις υψηλότερες θετικές τιμές είναι τα Globoturborotalita apertura group, Globigerina falconensis και Globigerinoides ruber, που ευδοκιμούν σε αβαθή ζεστά ολιγοτροφικά περιβάλλοντα (Lourens et al.,1992) και Globigerina bulloides, η οποία διαβιεί σε ευτροφικά θαλάσσια περιβάλλοντα με υψηλή παραγωγικότητα (Lourens et al.,1992). Επιπρόσθετα, τα είδη G. apertura και G. ruber χαρακτηρίζουν περιβάλλοντα με υψηλή στρωματοποίηση του ανάμεικτου στρώματος χαμηλής γονιμότητας από τις τροπικές έως τις υποτροπικές περιοχές (Lourens, 1994). Τις χαμηλότερες αρνητικές τιμές παρουσιάζουν η Globigerinita glutinata, το οποίο τρέφεται από διάτομα (Antonarakou, 2001), η G. nepenthes, που είναι κάτοικος του θερμοκλινούς (Chaisson and Ravelo, 1997) σε ζεστά περιβάλλοντα με υψηλά επίπεδα παραγωγικότητας (Zachariasse, 1979; Antonarakou, 2001) καθώς και η T. quinqueloba group, που είναι χαρακτηριστικό είδος ψυχρών υδάτων ή εμφανίζεται μαζί με άλλα είδη σε περιοχές με υψηλή (εποχιακή) παραγωγικότητα (Lourens et al.,1992). Με βάση τα πιο πάνω φαίνεται, ότι και ο παράγοντας PCA-3 επηρεάζεται από τον ευτροφισμό των θαλάσσιων υδάτων και την παραγωγικότητα, αφού φαίνεται μία αντιπαραβολή μεταξύ αντιπροσώπων, που διαβιούν σε ζεστά ολιγοτροφικά περιβάλλοντα με υψηλή στρωματοποίηση της ανώτερης υδάτινης στήλης, οι οποίοι έδωσαν θετικές τιμές και μίας ομάδας, που αποτελείται από αντιπροσώπους ευτροφικών υδάτων, οι οποίοι χαρακτηρίζονται από αρνητικές τιμές. Και στους τρεις παράγοντες παρατηρείται το φαινόμενο, ότι μαζί με τα είδη που διαβιούν σε κρύα ευτροφικά περιβάλλοντα βρίσκονται και είδη που χαρακτηρίζουν ζεστά ολιγοτροφικά περιβάλλοντα και το αντίστροφο. Από τη σύγκριση των διαγραμμάτων της Παλαιοκλιματικής, της Θαλάσσιας Επιφανειακής Παραγωγικότητας και των PCA 1, PCA 2 και PCA 3 (Εικ. 5.2), φαίνεται μία καταπληκτική ομοιότητα μεταξύ των διαγραμμάτων της Θαλάσσιας Επιφανειακής Παραγωγικότητας με αυτή του PCA 1 και της παλαιοκλιματικής καμπύλης με αυτή του PCA 3. Αυτό καταδεικνύει, ότι το περιβάλλον επηρεαζόταν περισσότερο από το είδος και την ποσότητα των θρεπτικών συστατικών, που άκμαζαν στα θαλάσσια ύδατα κατά τις διάφορες περιόδους και λιγότερο από τη θερμοκρασία των επιφανειακών υδάτων. 189

190 Εικόνα 5.2: Σύγκριση διαγραμμάτων Παλαιοκλιματικής, Θαλάσσιας Επιφανειακής Παραγωγικότητας, PCA 1, PCA 2 και PCA 3. Συνεπώς, το θαλάσσιο περιβάλλον επηρεαζόταν από συνεχείς διακυμάνσεις των θρεπτικών συστατικών, που προκαλούσαν αντίστοιχες μεταβολές της θαλάσσιας πανίδας. Αυτές οι διακυμάνσεις εκφράζουν τη γενικότερη τάση του θαλάσσιου περιβάλλοντος της ευρύτερης περιοχής για την περίοδο που μελετάμε, ότι δηλαδή η ποσότητα των θρεπτικών συστατικών, το είδος των τροφίμων και η πρωτογενής επιφανειακή παραγωγικότητα διαδραμάτιζαν τους σημαντικότερους παράγοντες, που επηρέαζαν το θαλάσσιο περιβάλλον της τομής Εσσοβούγιες-Εξωβούγιες παρά η διακύμανση της επιφανειακής θερμοκρασίας του θαλάσσιου ύδατος. 190

191 Πυρήνας ΜΠ7 Η μέθοδος της «Ανάλυσης Κυρίων Συνιστωσών» που εφαρμόστηκε για τον πυρήνα ΜΠ7 κατέδειξε στατιστικά τρεις κύριους παράγοντες, τους PCA-1, PCA-2 και PCA-3 (Πιν. 5.2), οι οποίοι και οι τρεις μαζί περιγράφουν το 79% του συνόλου των δεδομένων. Η ερμηνεία των τριών κύριων παραγόντων έγινε με τα ίδια κριτήρια που χρησιμοποιήθηκαν και για την τομή. Ο πρώτος παράγοντας PCA-1, περιγράφει το 41,16% της συνολικής ποικιλότητας και χαρακτηρίζεται από τις υψηλότερες θετικές τιμές των ειδών G. apertura group (συμπεριλαμβάνει τα είδη G. apertura, G. decoraperta, G. rubescens και Globoturborotalita sp.), G. ruber και G. glutinata, τα οποία έχουν ανευρεθεί μέσα σε συναθροίσεις που ευδοκιμούν σε αβαθή ζεστά ολιγοτροφικά περιβάλλοντα (Lourens et al.,1992). Χαμηλότερες θετικές τιμές παρατηρούνται στα είδη Globigerinella group, Orbulina group και T. iota. Η G. siphonifera πρόκειται για είδος, που ζει συμβιωτικά και είναι πολύ κοινό στα όρια θαλάσσιων ρευμάτων και σε περιοχές με ανοδικά ρεύματα (Pujol and Vergnaud Grazzini, 1995), η Orbulina group ευδοκιμεί σε αβαθή ζεστά ολιγοτροφικά περιβάλλοντα (Lourens et al.,1992) και η T. iota προτιμά ψυχρά, αλλά εμφανίζεται και σε τροπικά νερά (Parker, 1962; Brummer, 1988). Αρνητικές τιμές παρουσιάζουν τα είδη Neogloboquadrina group (δεξιόστροφη), T. quinqueloba και G. falconensis καθώς και τα Neogloboquadrina group (αριστερόστροφη), G. obliquus group, G. bulloides, G. sacculifer group, G. inflata group, G. scitula, G. nepenthes, G. margaritae, G. puncticulata, Sphaeroidinellopsis group, D. altispira altispira, G. crassaformis και G. truncatulinoides excelsa. Τα είδη Neogloboquadrina group (δεξιόστροφη και αριστερόστροφη), T. quinqueloba, G. bulloides, G. inflata group και G. scitula, ακμάζουν σε παραγωγικές ή περιοχές ψυχρών υδάτων (Lourens et al.,1992). Τα είδη G. obliquus group, G. sacculifer group, G. puncticulata, G. crassaformis και D. altispira altispira, αφθονούν στο ανάμεικτο στρώμα σε ζεστά ολιγοτροφικά περιβάλλοντα (Lourens et al., 1992, Antonarakou, 2001), ενώ τα είδη Sphaeroidinellopsis group και G. nepenthes, είναι κάτοικοι βαθύτερων υδάτων (Chaisson and Ravelo, 1997). 191

192 Πίνακας 5.2: Αποτελέσματα Ανάλυσης Κυρίων Συνιστωσών (PCA), η οποία πραγματοποιήθηκε σε 23 κατηγορίες πλαγκτονικών τρηματοφόρων. Species PCA 1 PCA 2 PCA 3 G. bulloides -0, , ,04733 G. falconensis -0,1624 0,4378-0,3874 G. apertura group 0,634 0,2325 0,6347 G. nepenthes -0, ,1128-0,06146 G. glutinata 0,1723 0,3064-0,1657 Neogloboquadrina group (D) -0,5449-0,2681 0,4332 Neogloboquadrina group (S) -0, ,131 0,104 Tenuitella iota 0, , ,00323 Globigerinella group 0,0124-0, ,0211 D. altispira -0, , , Orbulina group 0, , ,0472 G. ruber 0,448-0,6765-0,4099 G. obliquus group -0, ,1616-0,1009 G. sacculifer group -0, , ,0761 T. humilis -0, , , T. quinqueloba -0,131-0,248 0,1661 Sphaeroidinellopsis group -0, , ,00699 G. margaritae -0, , ,00757 G. puncticulata -0, , ,

193 G. inflata group -0, , ,02226 G. crassaformis -0, , ,00924 G. scitula -0, , ,01365 G. truncatulinoides excelsa -0, , ,00452 Με βάση τα πιο πάνω φαίνεται, ότι ο παράγοντας PCA-1 κυριαρχείται από αντιπροσώπους που διαβιούν σε ζεστά ολιγοτροφικά περιβάλλοντα, οι οποίοι έχουν υψηλές θετικές τιμές. Επίσης, υπάρχει μία ομάδα με αρνητικές τιμές, η οποία απαρτίζεται από αντιπροσώπους ευτροφικών υδάτων. Η σύσταση των ομάδων αυτών, με βάση τα επικρατέστερα είδη, παρουσιάζει μία αντιπαραβολή μεταξύ θερμών υδάτων ολιγοτροφικών ειδών και ψυχρών υδάτων ευτροφικών ειδών. Συνεπώς, το περιβάλλον επηρεάζεται από τη θερμοκρασία και τον ευτροφισμό των θαλάσσιων υδάτων. Ο δεύτερος παράγοντας PCA-2, περιγράφει το 24,96% της συνολικής ποικιλότητας και χαρακτηρίζεται από τις υψηλότερες θετικές τιμές των ειδών G. falconensis, G. glutinata, G. apertura group, G. obliquus group και G. nepenthes. Η G. falconensis διαβιεί κατά προτίμηση σε κρύες υποτροπικές περιοχές (Lourens, 1994), στην ευφωτική ζώνη μαζί με συμβιωτικούς οργανισμούς (Hemleben et al., 1989; Antonarakou, 2001). Η G. glutinata είναι σε μεγάλο βαθμό ένα φυτοπλαγκτοφάγο είδος και τρέφεται από διάτομα (Hemleben et al., 1989). Οι μεγαλύτερες αφθονίες παρατηρούνται σε υποτροπικά ύδατα σε παρακείμενες ζώνες ανοδικών ρευμάτων, καθώς και στα περιθώρια περιοχών υψηλής παραγωγικότητας (Antonarakou, 2001). Τα είδη G. apertura και G. obliquus, διαβιούν σε ζεστά ολιγοτροφικά περιβάλλοντα και αρέσκονται σε συνθήκες με υψηλή στρωματοποίηση της θαλάσσιας στήλης στο ανάμεικτο στρώμα (Lourens et al., 1992). Η G. nepenthes, η οποία είναι κάτοικος του θερμοκλινούς (Chaisson and Ravelo, 1997) σε τροπικά έως ζεστά υποτροπικά περιβάλλοντα (Kennett and Srinivasan, 1983) χαρακτηρίζει περιοχές με υψηλά επίπεδα παραγωγικότητας (Zachariasse, 1979; Antonarakou, 2001). Οι χαμηλότερες θετικές τιμές παρατηρούνται στα είδη, G. sacculifer group, G. bulloides, Orbulina group, G. margaritae, Sphaeroidinellopsis group, G. puncticulata και D. altispira altispira. Τα είδη G. sacculifer group, Orbulina group, G. margaritae, Sphaeroidinellopsis group και G. puncticulata, έχουν ανευρεθεί σε συναθροίσεις, στις οποίες επικρατούν είδη που διαβιούν σε θερμά ολιγοτροφικά ύδατα, ενώ η G. 193

194 bulloides ευδοκιμεί σε συνθήκες υψηλής παραγωγικότητας. Η D. altispira altispira είναι φυτοπλαγκτοφάγο είδος επιφανειακών υδάτων (Chaisson and Ravelo, 1997). Αρνητικές τιμές έδωσαν τα είδη G. ruber, Neogloboquadrina group (δεξιόστροφη και αριστερόστροφη), και T. quinqueloba καθώς και G. inflata group, G. scitula, Globigerinella group, G. truncatulinoides excelsa, T. iota και G. crassaformis. Τα είδη Neogloboquadrina group, T. quinqueloba, G. inflata και G. scitula, ακμάζουν σε παραγωγικές περιοχές ή περιοχές ψυχρών υδάτων, ενώ τα είδη G. ruber, Globigerinella group και G. crassaformis, σε αβαθή θερμά ολιγοτροφικά περιβάλλοντα (Lourens et al., 1992). Συνεπώς, ο παράγοντας PCA-2 κυριαρχείται από αντιπροσώπους που διαβιούν σε ολιγοτροφικά ύδατα, οι οποίοι έχουν υψηλές θετικές τιμές και μία άλλη ομάδα με αρνητικές τιμές που αποτελείται από είδη ευτροφικών υδάτων. Η σύσταση των ομάδων αυτών, με βάση τα επικρατέστερα είδη, παρουσιάζει μία αντιπαραβολή μεταξύ ολιγοτροφικών ειδών θερμών υδάτων και ευτροφικών ειδών κρύων υδάτων, σε συνθήκες υψηλής στρωματοποίησης του ανάμεικτου στρώματος. Συνεπώς, το περιβάλλον επηρεάζεται από τον ευτροφισμό των θαλάσσιων υδάτων. Ο τρίτος παράγοντας PCA-3, περιγράφει το 13% της συνολικής ποικιλότητας και χαρακτηρίζεται από τις υψηλότερες θετικές τιμές των ειδών G. apertura group, Neogloboquadrina group (δεξιόστροφη και αριστερόστροφη) και T. quinqueloba. Τα είδη της G. apertura group, διαβιούν σε ζεστά ολιγοτροφικά περιβάλλοντα, ενώ τα είδη Neogloboquadrina group και T. quinqueloba ακμάζουν σε παραγωγικές περιοχές ή περιοχές ψυχρών υδάτων (Lourens et al., 1992). Αρνητικές τιμές παρουσιάζουν τα είδη G. ruber, G. falconensis, G. glutinata και G. obliquus group, τα οποία έχουν ανευρεθεί μέσα σε συναθροίσεις που ευδοκιμούν σε αβαθή ζεστά ολιγοτροφικά περιβάλλοντα (Lourens et al.,1992). Τα είδη G. ruber, G. obliquus και G. apertura, χαρακτηρίζουν περιβάλλοντα με υψηλή στρωματοποίηση του ανάμεικτου στρώματος χαμηλής γονιμότητας από τις τροπικές έως τις υποτροπικές περιοχές (Lourens, 1994). Χαρακτηριστικά είδη ψυχρών υδάτων, αποτελούν μόνο η T. quinqueloba και Neogloboquadrina group (αριστερόστροφη). Οι υψηλές αφθονίες της Neogloboquadrina (d & s) παρατηρούνται στο στρώμα του Βαθέως Χλωροφυλλικού Μεγίστου (DCM) και ως εκ τούτου, θεωρείται, ότι πολλαπλασιάζεται κάτω από υψηλής παραγωγικότητας θαλάσσιες μάζες επιφανειακών υδάτων ή / και στρωματοποιημένες συνθήκες στην επιφάνεια του νερού (Triantaphyllou et al., 2010). Στη Μεσόγειο, οι υψηλές αφθονίες της Neogloboquadrina (d), συνδέονται συχνά με στρώματα σαπροπηλών (Rohling & Gieskes, 1989; Triantaphyllou et al., 194

195 2008, 2010) και η υψηλή αφθονία του Globigerinoides ruber, καταδεικνύει έντονη στρωματοποίηση των επιφανειακών υδάτων κατά τη διάρκεια σχετικά θερμών καλοκαιριών και εποχιακών Βαθέων Χλωροφυλλικών Μεγίστων (Lourens et al., 1992; Triantaphyllou et al., 2008, 2010). Με βάση τα πιο πάνω φαίνεται, ότι ο παράγοντας PCA-3 κυριαρχείται από αντιπροσώπους που διαβιούν σε ευτροφικά περιβάλλοντα υψηλής παραγωγικότητας, οι οποίοι έχουν υψηλές θετικές τιμές. Επίσης, υπάρχει μία ομάδα με αρνητικές τιμές, η οποία απαρτίζεται από αντιπροσώπους που διαβιούν σε ζεστά ολιγοτροφικά περιβάλλοντα. Η σύσταση των ομάδων αυτών, με βάση τα επικρατέστερα είδη, παρουσιάζει μία αντιπαραβολή μεταξύ ψυχρών υδάτων ευτροφικών ειδών και θερμών υδάτων ολιγοτροφικών ειδών. Συνεπώς, το περιβάλλον επηρεάζεται από τον ευτροφισμό των θαλάσσιων υδάτων. Εικόνα 5.3: Σύγκριση διαγραμμάτων Παλαιοκλιματικής, Θαλάσσιας Επιφανειακής Παραγωγικότητας, PCA 1, PCA 2 και PCA 3. Από τη σύγκριση των διαγραμμάτων της Παλαιοκλιματικής, της Θαλάσσιας Επιφανειακής Παραγωγικότητας και των PCA 1, PCA 2 και PCA 3 (Εικ. 5.3), φαίνεται μία σχετική ομοιότητα μεταξύ των διαγραμμάτων της Παλαιοκλιματικής και του PCA 1, ιδιαίτερα στο ανώτερο και κατώτερο τμήμα τους. Αντίθετα, το διάγραμμα του 195

196 παράγοντα PCA 3 ομοιάζει με αυτό της Θαλάσσιας Επιφανειακής Παραγωγικότητας. Αυτό καταδεικνύει, ότι το θαλάσσιο περιβάλλον επηρεαζόταν κυρίως από τη θερμοκρασία και σε μικρότερο ποσοστό από την παραγωγικότητα. Ο ευτροφισμός των θαλάσσιων υδάτων δεν έφθασε σε υψηλά επίπεδα, ούτως ώστε να οδηγήσει στην ανάπτυξη ενός στρώματος Βαθέως Χλωροφυλλικού Μεγίστου εντός της ευφωτικής ζώνης και στην αύξηση της πρωτογενούς παραγωγικότητας, η οποία με τη σειρά της θα προκαλούσε την εισροή μεγάλων ποσοτήτων οργανικής ύλης στον θαλάσσιο πυθμένα και στον σχηματισμό σαπροπηλιτικών στρωμάτων κάτω από ανοξικές συνθήκες. Αυτό φαίνεται και από τις αρνητικές τιμές των ειδών Neogloboquadrina group (δεξιόστροφη και αριστερόστροφη), G. bulloides, T. quinqueloba, G. inflata group και G. scitula, στους δύο πρώτους παράγοντες PCA-1 και PCA-2, οι οποίοι καλύπτουν το 66% της ποικιλότητας, με εξαίρεση την G. bulloides, που στον δεύτερο παράγοντα έχει χαμηλό θετικό πρόσημο. Επομένως, από την «Ανάλυση Κυρίων Συνιστωσών» φαίνεται, ότι η θερμοκρασία αλλά και μικρές διακυμάνσεις της ποσότητας και του είδους των θρεπτικών συστατικών διαδραμάτιζαν τους σημαντικότερους παράγοντες, που επηρέαζαν το θαλάσσιο περιβάλλον του πυρήνα ΜΠ7. Αυτό εκφράζει τη γενικότερη τάση, που επικρατεί στην ευρύτερη περιοχή του πυρήνα για την περίοδο που μελετάμε. Ακόμη και στα ανώτερα στρωματογραφικά επίπεδα του πυρήνα, από τα 51,50 m (1,593 Ma) περίπου και πάνω, όπου αυξάνεται σημαντικά το ποσοστό των ειδών της Neogloboquadrina group, δεν παρατηρείται αντίστοιχη αύξηση στα ποσοστά της G. bulloides και δεν παρατηρείται απόθεση κυκλικών ιζηματογενών κύκλων με σαπροπηλιτικά στρώματα, όπως παρατηρείται νοτιότερα στις βόρειες παρυφές του υποθαλάσσιου βουνού του Ερατοσθένη (ODP Site 967). Συνεπώς, οι τοπικές θαλάσσιες συνθήκες, την περίοδο του Πλειοκαίνου-Πλειστοκαίνου, δεν επέτρεψαν τον υψηλό ευτροφισμό των υδάτων, την αύξηση της θαλάσσιας επιφανειακής παραγωγικότητας και τη δημιουργία ανοξικών συνθηκών στον θαλάσσιο πυθμένα της ευρύτερης περιοχής του πυρήνα ΜΠ Σταθερά Ισότοπα Οξυγόνου (δ 18 Ο) και Άνθρακα (δ 13 C) Τα πλαγκτονικά και βενθονικά τρηματοφόρα αποτελούν ένα πολύ χρήσιμο εργαλείο για τις μελέτες του παλαιοπεριβάλλοντος και χρησιμοποιούνται ευρέως σήμερα για αναλύσεις σταθερών ισοτόπων, όπως του οξυγόνου, λόγω της αφθονίας των οργανισμών αυτών στο θαλάσσιο περιβάλλον. Το κέλυφος των οργανισμών αυτών 196

197 κατασκευάζεται από ανθρακικό ασβέστιο (CaCO 3 ), το οποίο είναι μία ένωση που περιέχει ισότοπα οξυγόνου. Καθώς τα πλαγκτονικά και βενθονικά τρηματοφόρα χτίζουν τα κελύφη τους, ενσωματώνουν σε αυτό το οξυγόνο με την ίδια αναλογία του λόγου 18 O/ 16 O με το θαλασσινό νερό της συγκεκριμένης περιόδου. Συνεπώς, τα απολιθώματα αυτά ενεργούν σαν πραγματική καταγραφείς των διαφόρων γεγονότων της φύσης, γιατί ανάλογα με τις κλιματικές συνθήκες, που επικρατούν, διαμορφώνεται και ο λόγος 18 O/ 16 O του θαλασσινού νερού. Όταν η θερμοκρασία της ατμόσφαιρας ελαττώνεται, ο λόγος των ισοτόπων οξυγόνου ( 18 O/ 16 O) στα νερά των ωκεανών αυξάνεται, επειδή ευνοείται η συμπύκνωση των υδρατμών της ατμόσφαιρας και μεγαλώνει ο όγκος των πάγων στους πόλους και στις ηπείρους. Κατά την πορεία των αέριων μαζών από τον ισημερινό προς τους πόλους, όπου επικρατούν ψυχρότερες θερμοκρασίες, οι περιεχόμενοι υδρατμοί αρχίζουν να συμπυκνώνονται και να πέφτουν ως σταγόνες βροχής ή νιφάδες χιονιού. Τα πρώτα μόρια νερού που συμπυκνώνονται και κατακρημνίζονται είναι τα μόρια Η 18 2 Ο, επειδή είναι βαρύτερα από τα μόρια Η 16 2 Ο. Συνεπώς, η βροχή ή το χιόνι που πέφτει στα χαμηλά γεωγραφικά πλάτη είναι εμπλουτισμένα σε μόρια Η 18 2 Ο και βαθμιαία, πηγαίνοντας από τον ισημερινό προς τους πόλους (προς τα μεγαλύτερα γεωγραφικά πλάτη), η ατμόσφαιρα γίνεται φτωχότερη σε 18 Ο. Αυτό έχει ως αποτέλεσμα, το χιόνι που πέφτει στους πόλους να περιέχει 5% λιγότερο 18 Ο, σε σχέση με τη βροχόπτωση στον ισημερινό. Συνεπώς, το νερό που κατακρατείται στους πολικούς πάγους είναι πλουσιότερο σε 16 Ο, με αποτέλεσμα ο λόγος 18 Ο/ 16 Ο των πάγων να ελαττώνεται, ενώ των ωκεανών να αυξάνεται. Αντίθετα, όταν η θερμοκρασία της ατμόσφαιρας αυξάνεται, ο λόγος 18 Ο/ 16 Ο στα νερά των ωκεανών ελαττώνεται, επειδή ευνοείται η εξάτμιση των θαλάσσιων υδάτων και κυρίως το λιώσιμο των πάγων. Επειδή τα μόρια Η 16 2 Ο τείνουν, να εξατμίζονται πιο εύκολα από τα μόρια Η 18 2 Ο, αυτό έχει ως αποτέλεσμα να εμπλουτίζονται οι περιοχές του ισημερινού σε 18 Ο, αλλά αυτό εξισορροπείται από την παροχή άφθονων ποσοτήτων νερού, από το λιώσιμο των πάγων και την αθροιστική παγκόσμια ατμοσφαιρική κατακρήμνιση, που εμπλουτίζουν τα νερά των ωκεανών σε μόρια Η 16 2 Ο, ενώ ταυτόχρονα ο λόγος 18 Ο/ 16 Ο των πάγων αυξάνεται (Mark A. Tinsley, 2006) Τομή Εσσοβούγιες-Εξωβούγιες Με βάση τα αποτελέσματα των αναλύσεων, η κατακόρυφη κατανομή των ισοτόπων οξυγόνου (δ 18 Ο), συγκρινόμενη και με την κατακόρυφη κατανομή των τιμών του δείκτη της επιφανειακής θαλάσσιας θερμοκρασίας (SST), δείχνουν μία εξαιρετική ομοιότητα από την άποψη των βραχυπρόθεσμων και μακροπρόθεσμων κλιματικών 197

198 τάσεων. Τα διαγράμματα αυτά κατέδειξαν τρεις θερμές περιόδους, οι οποίες διακόπτονται από δύο σύντομα ψυχρά διαστήματα γύρω στα 3,60 Ma και 3,36-3,25 Ma περίπου (Εικ. 5.4). Εικόνα 5.4: Σύγκριση μεταξύ διαγραμμάτων ολικού οργανικού άνθρακα (TOC), σταθερών ισοτόπων οξυγόνου και άνθρακα (δ 18 Ο και δ 13 C) και παλαιοκλιματικής καμπύλης βασιζόμενη στα πλαγκτονικά τρηματοφόρα, μαζί με τις καμπύλες μετάπτωσης των ισημεριών (precession), με κύριες περιόδους επανάληψης τα και χρόνια, εκκεντρότητας (eccentricity) της γήινης τροχιάς, με κύριες περιόδους επανάληψης τα και χρόνια, ηλιακής ακτινοβολίας (insolation) και λοξότητας της κλίσης του γήινου άξονα περιστροφής (obliquity) με κύρια περίοδο επανάληψης τα χρόνων, από Laskar et al., 2004, για την περίοδο από Μέσο Ζάγκλιο έως Μέσο Πλακέντιο. Αναλυτικότερα, για το διάστημα από τη βάση των ιζηματογενών κύκλων στο δείγμα στα 257,70 m (Δ.1) πριν από 3,98 Ma περίπου και μέχρι το δείγμα στα 263,50 m (Δ.23) (7,5 m πάνω από τη βάση των ιζηματογενών κύκλων) πριν από 3,61 Ma περίπου, λίγο πριν την πρώτη εμφάνιση της Globorotalia crassaformis στα 3,6 Ma, παρατηρούνται χαμηλές τιμές των ισοτόπων οξυγόνου (-2, έως 0,71386 ), υποδεικνύοντας την πρώτη θερμή περίοδο. Στο δείγμα 263,80 m (Δ.24), πριν από 3,60 Ma περίπου (7,8 m πάνω από τη βάση των ιζηματογενών κύκλων), παρατηρείται η πρώτη υψηλή θετική τιμή των ισοτόπων οξυγόνου (1, ), η οποία αντιστοιχεί στην πρώτη ψυχρή περίοδο. Στη συνέχεια για το διάστημα από το δείγμα στα 264,05 m (Δ.25) και μέχρι το δείγμα στα 268,83 m (ΑΒ.10), μεταξύ 3,60 Ma και 3,45 Ma αντίστοιχα, παρατηρείται το 198

199 δεύτερο διάστημα με χαμηλές τιμές των ισοτόπων οξυγόνου (-1, έως 0, ), το οποίο αντιστοιχεί στη δεύτερη θερμή περίοδο. Για το διάστημα από το δείγμα 269,18 m (ΑΒ.11) μέχρι το δείγμα 271,53 m (ΑΒ.21), μεταξύ 3,43 και 3,25 Ma περίπου αντίστοιχα, παρατηρείται η δεύτερη περίοδος με υψηλές τιμές των ισοτόπων οξυγόνου (-0, έως 4, ), καταδεικνύοντας τη δεύτερη ψυχρή περίοδο. Τέλος, για το διάστημα από το δείγμα στα 271,98 m (Δ.28) μέχρι το δείγμα στα 281,70 m (Δ.51), μεταξύ 3,20 και 2,99 Ma περίπου αντίστοιχα, παρατηρείται η τρίτη περίοδος με χαμηλές τιμές των ισοτόπων οξυγόνου (-2, έως 0, ), που αντιστοιχεί στην τρίτη θερμή περίοδο. Η τελευταία περίοδος μεταξύ 3,20 και 2,99 Ma περίπου ταυτίζεται πλήρως με τα αποτελέσματα ερευνών, που έγιναν στον Ατλαντικό Ωκεανό για την εκτίμηση της επιφανειακής θαλάσσιας θερμοκρασίας των υδάτων κατά τη διάρκεια του Πλειοκαίνου, οι οποίες αρχικά κατέδειξαν μία παγκόσμια θερμή περίοδο μεταξύ 3,2 και 2,8 Ma (Dowsett and Loubere, 1992). Νεότερες εκτιμήσεις με βάση συναθροίσεις τρηματοφόρων, διατόμων και οστρακωδών από πυρήνες του ωκεανού αποκαλύπτουν, ότι η θερμή φάση του Πλειοκαίνου έλαβε χώρα μεταξύ 3,3 και 3,0 Ma περίπου (Dowsett et al., 2005; Williams et al., 2009; Fedorov et al., 2013). Οι θερμές συνθήκες που επικράτησαν κατά τη διάρκεια του Μέσου Πλακεντίου, άρχισαν να υποχωρούν στα 2,7 Ma με τις θαλάσσιες και χερσαίες καταγραφές να καταδεικνύουν μια παγκόσμια ψύξη, η οποία στα 2,5 Ma περίπου κορυφώθηκε με σημαντική αύξηση του πάγου στην περιοχή του Βόρειου Ατλαντικού (marine isotope stage 100)( Draut et al., 2003). Αυτή η θερμή περίοδος του Μέσου Ανώτερου Πλειοκαίνου συμπεριφέρεται ουσιαστικά σαν μία εκτεταμένη μεσοπαγετώδης περίοδος ( Draut et al., 2003). Για την περίοδο του Πλειοκαίνου μεταξύ 5,3 και 2,8 Ma, δύο επιπλέον διαστήματα ψυχρών περιόδων, με σχετικά υψηλό εύρος αλλά λιγότερο έντονων διακυμάνσεων, απ ότι οι νεότερες, μπορούν να διακριθούν από την καμπύλη της λοξότητας (obliquity) (Lourens and Hilgen, 1997). Επίσης, με βάση παλυνολογικές αναλύσεις από την Ιβηρική χερσόνησο (Jiménez-Moreno et al., 2010) μία ευδιάκριτη περίοδος ψύξης, εμφανίζεται γύρω στα 4,5 Ma και άλλες λιγότερο σημαντικές ταλαντώσεις ακολουθούν αυτό το γεγονός, μέχρι τη μείωση της θερμοκρασίας που αντιστοιχεί στη δεύτερη ευδιάκριτη περίοδο ψύξης που εμφανίζεται γύρω στα 3.4 Ma. Σύμφωνα με τα αποτελέσματα των αναλύσεων ισοτόπου οξυγόνου, η δεύτερη ψυχρή περίοδος της τομής Εσσοβούγιες-Εξωβούγιες, η οποία συναντάται μεταξύ 3,36 και 3,25 Ma, θα 199

200 πρέπει να αντιστοιχεί σε αυτή τη δεύτερη ευδιάκριτη καταγραφείσα περίοδο ψύξης από την Ιβηρική χερσόνησο. Συνεπώς, η εναλλαγή θερμών και ψυχρών περιόδων, που παρατηρείται στην τομή Εσσοβούγιες-Εξωβούγιες για το διάστημα μεταξύ 3,98-2,71 Ma περίπου, αποτελεί μία γενική τάση παρόμοια με άλλες περιοχές της Μεσογείου (Lourens et al., 1996; Sprovieri et al., 2006; Drinia et al., 2013) και του Ατλαντικού Ωκεανού (Draut et al.,2003; Dowsett et al., 2005; Williams et al., 2009; Fedorov et al., 2013). Αυτές οι μεταβολές στη θερμοκρασία των επιφανειακών θαλάσσιων υδάτων κατά τη διάρκεια του Μέσου Πλειοκαίνου, ελέγχονται κυρίως από τη λοξότητα της κλίσης του γήινου άξονα περιστροφής της γης, σε σχέση με το επίπεδο της εκλειπτικής τροχιάς της (obliquity) Πυρήνας ΜΠ7 Με βάση τα αποτελέσματα των αναλύσεων, η κατακόρυφη κατανομή των ισοτόπων οξυγόνου (δ 18 Ο), συγκρινόμενη και με την κατακόρυφη κατανομή των τιμών του δείκτη της επιφανειακής θαλάσσιας θερμοκρασίας (SST)(παλαιοκλιματική καμπύλη), δεν ταυτίζονται μεταξύ τους ιδιαίτερα στο κεντρικό τμήμα του πυρήνα, ενώ καταδεικνύουν μία σχετική ομοιότητα στο κατώτερο και ανώτερο τμήμα τους (Εικ. 5.5). Αυτό καταδεικνύει, ότι ο παράγοντας, που επηρεάζει το θαλάσσιο περιβάλλον της ευρύτερης περιοχής του πυρήνα δεν είναι μόνο η θερμοκρασία. Αυτό συνάδει πλήρως με τα αποτελέσματα της Ανάλυσης Κυρίων Συνιστωσών (PCA), η οποία κατέδειξε, ότι η θερμοκρασία αλλά και μικρές διακυμάνσεις της ποσότητας και του είδους των θρεπτικών συστατικών διαδραμάτιζαν τους σημαντικότερους παράγοντες, που επηρέαζαν το θαλάσσιο περιβάλλον του πυρήνα ΜΠ7. Η καμπύλη των ισοτόπων του οξυγόνου καταδεικνύει για την Πλειοκαινική Περίοδο, από τα 5,24 2,588 Ma τον προσδιορισμό οχτώ μεγάλων θερμών περιόδων, οι οποίες διακόπτονται από επτά μικρότερες ψυχρές περιόδους, ενώ για το διάστημα από τα 2,588 0,899 Ma μέσα στην Πλειστοκαινική Περίοδο διακρίνονται έξι μεγάλες ψυχρές περίοδοι, οι οποίες χωρίζονται από πέντε μικρότερης διάρκειας θερμές περιόδους (Εικ. 5.5). Συνολικά στην πυρηνοληπτική γεώτρηση ΜΠ7 αναγνωρίστηκαν δεκατρείς θερμές και δεκατρείς ψυχρές περίοδοι για τις αποθέσεις του Πλειο- Πλειστοκαίνου. Οι περιοδικές αλλαγές των κλιματικών συνθηκών από το Πλειόκαινο μέχρι το Μέσο Πλειστόκαινο είναι: 200

201 1) Από το δείγμα στα 128,60 m μέχρι το δείγμα στα 123,88 m μεταξύ 5,245 4,965 Ma, παρατηρούνται χαμηλές τιμές των ισοτόπων οξυγόνου (-0,70190 έως 0,59281 ), υποδεικνύοντας την πρώτη θερμή περίοδο. 2) Από το δείγμα στα 123,62 m μέχρι το δείγμα στα 122,50 m μεταξύ 4,947 4,869 Ma, παρατηρούνται υψηλές τιμές των ισοτόπων οξυγόνου (0, έως 0,67952 ), υποδεικνύοντας την πρώτη ψυχρή περίοδο. 3) Μεταξύ των δειγμάτων στα 122 m και 117,50 m από τα 4,834 4,520 Ma, παρατηρείται η δεύτερη περίοδος με χαμηλές τιμές των ισοτόπων οξυγόνου (-0,34916 έως 0,59379 ), υποδεικνύοντας τη δεύτερη θερμή περίοδο. 4) Στο δείγμα στα 117 m ηλικίας 4,474 Ma, παρατηρείται υψηλή τιμή των ισοτόπων οξυγόνου (0,85140 ), η οποία χαρακτηρίζει τη δεύτερη ψυχρή περίοδο μικρής διάρκειας. 5) Από το δείγμα στα 116,60 m μέχρι το δείγμα στα 115,65 m μεταξύ 4,438 4,351 Ma, παρατηρούνται χαμηλές τιμές των ισοτόπων οξυγόνου (-0,58815 έως 0,29962 ), υποδεικνύοντας την τρίτη θερμή περίοδο. 6) Στο δείγμα στα 114,65 m ηλικίας 4,259 Ma, παρατηρείται υψηλή τιμή των ισοτόπων οξυγόνου (0,74794 ), η οποία χαρακτηρίζει την τρίτη ευδιάκριτη ψυχρή περίοδο μικρής διάρκειας. 7) Από το δείγμα στα 114,20 m μέχρι το δείγμα στα 102,25 m μεταξύ 4,218 3,19 Ma, παρατηρούνται σχετικά χαμηλές τιμές των ισοτόπων οξυγόνου (-0,56845 έως 0,48979 ), υποδεικνύοντας την τέταρτη θερμή περίοδο. Αυτή η περίοδος δε χαρακτηρίζεται ούτε από πολύ χαμηλές, αλλά ούτε και από πολύ υψηλές τιμές και γι αυτό δεν είναι τόσο ευδιάκριτη. 8) Στο δείγμα στα 101,20 m ηλικίας 3,158 Ma, παρατηρείται υψηλή τιμή των ισοτόπων οξυγόνου (0,67601 ), η οποία χαρακτηρίζει την τέταρτη ευδιάκριτη ψυχρή περίοδο μικρής διάρκειας. 9) Από το δείγμα στα 100,70 m μέχρι το δείγμα στα 97 m μεταξύ 3,143 3,03 Ma, παρατηρούνται οι χαμηλότερες τιμές των ισοτόπων οξυγόνου (-1,39134 έως 0,27400 ), υποδεικνύοντας την πέμπτη και μεγαλύτερη θερμή περίοδο για το Πλειόκαινο. 10) Στο δείγμα στα 96,50 m ηλικίας 3,015 Ma, παρατηρείται υψηλή τιμή των ισοτόπων οξυγόνου (0,66404 ), υποδεικνύοντας την πέμπτη ψυχρή περίοδο. 11) Από το δείγμα στα 96 m μέχρι το δείγμα στα 93,50 m μεταξύ 2,999 2,923 Ma, παρατηρούνται χαμηλές τιμές των ισοτόπων οξυγόνου (-0,36365 έως 0,52019 ), υποδεικνύοντας την έκτη θερμή περίοδο. 201

202 12) Στο δείγμα στα 93 m ηλικίας 2,908 Ma, παρατηρείται υψηλή τιμή των ισοτόπων οξυγόνου (0,95274 ), υποδεικνύοντας την έκτη ψυχρή περίοδο. 13) Μεταξύ των δειγμάτων στα 92,50 m και 92 m από τα 2,893 2,878 Ma, παρατηρούνται χαμηλές τιμές των ισοτόπων οξυγόνου (-0,44149 έως 0,03738 ), υποδεικνύοντας την έβδομη θερμή περίοδο. 14) Μεταξύ των δειγμάτων στα 90,50 m και 85,50 m από τα 2,832 2,622 Ma, παρατηρούνται υψηλές τιμές των ισοτόπων οξυγόνου (-0,22767 έως 1,11828 ), υποδεικνύοντας την έβδομη ψυχρή περίοδο. 15) Στο δείγμα στα 85 m, ηλικίας 2,578 Ma, παρατηρείται μία σχετικά χαμηλή τιμή των ισοτόπων οξυγόνου (-0,60677 ), υποδεικνύοντας την όγδοη θερμή περίοδο και την πρώτη μικρής διάρκειας στο όριο Πλειοκαίνου- Πλειστοκαίνου. 16) Μεταξύ των δειγμάτων στα 84,50 m και 72,20 m από τα 2,534 2,014 Ma, παρατηρούνται υψηλές τιμές των ισοτόπων οξυγόνου (0,02694 έως 1,75603 ), υποδεικνύοντας την όγδοη ψυχρή περίοδο και την πρώτη μεγάλης διάρκειας στη βάση του Πλειστοκαίνου. 17) Στο δείγμα στα 71,60 m, ηλικίας 2 Ma, παρατηρείται μία χαμηλή τιμή των ισοτόπων οξυγόνου (-1,38503 ), υποδεικνύοντας την ένατη θερμή περίοδο, η οποία είναι μικρής διάρκειας. 18) Μεταξύ των δειγμάτων στα 71 m και 56,50 m, για το χρονικό διάστημα από τα 1,991 1,757 Ma, παρατηρούνται υψηλές τιμές των ισοτόπων οξυγόνου (-0,30790 έως 1,89708 ), υποδεικνύοντας την ένατη ψυχρή περίοδο, η οποία είναι μεγάλης διάρκειας. 19) Στο δείγμα στα 56 m, ηλικίας 1,741 Ma, παρατηρείται μία χαμηλή τιμή των ισοτόπων οξυγόνου (-1,41540 ), υποδεικνύοντας την δέκατη θερμή περίοδο, η οποία είναι μικρής διάρκειας. 20) Στο δείγμα στα 55,50 m, ηλικίας 1,724 Ma, παρατηρείται μία υψηλή τιμή των ισοτόπων οξυγόνου (1,14545 ), υποδεικνύοντας τη δέκατη ψυχρή περίοδο μικρής διάρκειας. 21) Μεταξύ των δειγμάτων στα 55 m και 54 m από τα 1,708 1,675 Ma, παρατηρούνται χαμηλές τιμές των ισοτόπων οξυγόνου (-0,86165 έως -0,04285 ), υποδεικνύοντας την εντεκάτη θερμή περίοδο, η οποία είναι σχετικά μικρής διάρκειας. 22) Μεταξύ των δειγμάτων στα 53,50 m και 47,90 m από τα 1,659 1,475 Ma, παρατηρούνται υψηλές τιμές των ισοτόπων οξυγόνου (0,01897 έως 1,76102 ), υποδεικνύοντας την εντεκάτη ψυχρή περίοδο, η οποία είναι μεγάλης διάρκειας. 202

203 23) Στο δείγμα στα 47,50 m, ηλικίας 1,462 Ma, παρατηρείται μία χαμηλή τιμή των ισοτόπων οξυγόνου (-0,65597 ), υποδεικνύοντας τη δωδεκάτη θερμή περίοδο, η οποία είναι μικρής διάρκειας. 24) Μεταξύ των δειγμάτων στα 47 m και 13,10 m από τα 1,445 0,965 Ma, παρατηρούνται υψηλές τιμές των ισοτόπων οξυγόνου (-0,09409 έως 2,19777 ), υποδεικνύοντας τη δωδεκάτη ψυχρή περίοδο, η οποία είναι μεγάλης διάρκειας. 25) Μεταξύ των δειγμάτων στα 12,90 m και 12 m από τα 0,963 0,954 Ma, παρατηρούνται χαμηλές τιμές των ισοτόπων οξυγόνου (-1,46718 έως -0,39516 ), υποδεικνύοντας τη δέκατη τρίτη θερμή περίοδο, που είναι μικρής διάρκειας. 26) Μεταξύ των δειγμάτων στα 11 m και 6,20 m από τα 0,945 0,899 Ma, παρατηρούνται υψηλές τιμές των ισοτόπων οξυγόνου (-0,27637 έως 1,89670 ), υποδεικνύοντας τη δέκατη τρίτη ψυχρή περίοδο. Από την καμπύλη των ισοτόπων του οξυγόνου (Εικ. 5.5) φαίνεται, ότι από τη βάση του Πλειοκαίνου εμφανίζονται συνεχείς εναλλαγές κορυφώσεων αρνητικών και θετικών τιμών των σταθερών ισοτόπων του οξυγόνου, οι οποίες υποδηλώνουν εναλλαγές θερμών και ψυχρών περιόδων αντίστοιχα. Τέτοιες εναλλαγές έχουν καταγραφεί και σε άλλες περιοχές της Μεσογείου και του Ατλαντικού Ωκεανού. Στον πυρήνα ΜΠ7 από τα 5,245 μέχρι τα 4,218 Ma (128,60 114,20 m) οι μεγαλύτερες κορυφώσεις των θετικών τιμών των ισοτόπων οξυγόνου, οι οποίες καταδεικνύουν ψυχρές περιόδους, εμφανίζονται στα διαστήματα 4,947 4,869 Ma (123,62 122,50 m), 4,474 Ma (117 m) και 4,259 Ma (114,65 m). Αυτές οι ψυχρές περίοδοι έχουν καταγραφεί σε πολλούς πυρήνες, που λήφθηκαν από τα βάθη των ωκεανών (Lisiecki and Raymo, 2005) (Η περίοδος 4,947 4,869 Ma πιθανόν να αντιστοιχεί στην ST 4, η 4,474 Ma στην Ν 2 και η 4,259 Ma στην Co 2 των θαλάσσιων φάσεων που καθορίστηκαν με βάση τα βενθονικά τρηματοφόρα). Ακολούθως προς τα πάνω, φαίνεται η επικράτηση μίας θερμής-εύκρατης περιόδου με μία γενική τάση χαμηλότερων θερμοκρασιών σε σχέση με το κατώτερο τμήμα του πυρήνα, για το χρονικό διάστημα μεταξύ 4,218 3,19 Ma (LO Sphaeoroidinellopsis) (114,20 102,25 m), η οποία καταλήγει σε μια κορύφωση των θετικών τιμών των ισοτόπων του οξυγόνου στα 3,158 Ma (101,20 m). Αυτή η τάση χαμηλότερων θερμοκρασιών των επιφανειακών υδάτων, που ξεκίνησε στο τέλος του Κατώτερου Πλειοκαίνου και που συνεχίστηκε και στο Ανώτερο Πλειόκαινο, έχει καταγραφεί και στη θάλασσα του Τυρρηνίου (ODP SITE 653)(Rio et al., 1990; Thunell et al., 1990). 203

204 Εικόνα 5.5: Σύγκριση μεταξύ καμπυλών σταθερών ισοτόπων οξυγόνου και άνθρακα (δ 18 Ο και δ 13 C) και παλαιοκλιματικής καμπύλης βασιζόμενη στα πλαγκτονικά τρηματοφόρα για την περίοδο Πλειοκαίνου Μέσω Πλειστοκαίνου του πυρήνα ΜΠ7. 204

205 Επίσης, στο διάστημα αυτό δεν είναι εμφανής η ψυχρή περίοδος, η οποία έλαβε χώρα στα 3,6 Ma και που εντοπίστηκε στην τομή Εσσοβούγιες-Εξωβούγιες. Αυτό πιθανόν να οφείλεται στις τοπικές συνθήκες, που επικρατούσαν στην ευρύτερη περιοχή του πυρήνα ΜΠ7 για την περίοδο μεταξύ 4,218 και 3,158 Ma, οι οποίες ήταν τέτοιες που συνέβαλαν στην σταθερή μείωση των θερμοκρασιών των θαλάσσιων υδάτων. Αυτή η μείωση πιθανόν να εξηγείται από την ανάμειξη των επιφανειακών θερμών με βαθύτερων ψυχρών θαλάσσιων υδάτων, λόγω της παρουσίας ισχυρών ρευμάτων στην ευρύτερη περιοχή της πυρηνοληπτικής γεώτρησης, από την απότομη αύξηση του βάθους της θαλάσσιας λεκάνης, νοτιότερα της περιοχής απόθεσης των Πλειο-Πλειστοκαινικών ιζημάτων. Η απότομη αύξηση του βάθους οφείλεται στη δράση μεγάλων ενεργών ρηγμάτων οριζόντιας ολίσθησης, που υπήρχαν στην περιοχή, όπως ακριβώς συμβαίνει και σήμερα. Η παρουσία μεγάλων ρηξιγενών ζωνών στην ευρύτερη περιοχή του πυρήνα από την Ολιγοκαινική Περίοδο ακόμη, φαίνεται από την απουσία στην πυρηνοληπτική γεώτρηση ΜΠ7 των ιζημάτων του Ολιγοκαίνου και από τα πολύ μικρού πάχους Μειοκαινικά ιζήματα (3 m), τα οποία επικάθονται με σαφή ασυμφωνία πάνω σε ιζήματα του Ηωκαίνου. Η θερμή φάση του Πλειοκαίνου που έλαβε χώρα γενικά μεταξύ 3,3 και 3,0 Ma περίπου (Dowsett et al., 2005; Williams et al., 2009; Fedorov et al., 2013) αναγνωρίστηκε στον πυρήνα, στο διάστημα μεταξύ των δειγμάτων στα 100,70 m μέχρι το δείγμα στα 97 m πριν από 3,143 έως 3,03 Ma αντίστοιχα. Παρατηρείται, ότι αυτή η θερμή περίοδος είναι μικρότερης διάρκειας σε σχέση με την αντίστοιχη της τομής Εσσοβούγιες - Εξωβούγιες. Όπως προαναφέρθηκε, οι θερμές συνθήκες που επικράτησαν κατά τη διάρκεια του Μέσου Πλακεντίου, άρχισαν να υποχωρούν σταδιακά με διαδοχικές αυξανόμενες κορυφώσεις των θετικών τιμών των ισοτόπων του οξυγόνου στα 2,908 Ma (93 m), 2,740 Ma (87,50 m) και τη μεγαλύτερη στα 2,237 Ma (79 m). Αυτό καταδεικνύει τη σταδιακή μείωση των θερμοκρασιών του θαλάσσιου ύδατος μέχρι την επικράτηση των ψυχρών κλιματικών συνθηκών του Πλειστοκαίνου. Κατά την περίοδο του Πλειστοκαίνου εμφανίζονται κορυφώσεις αρνητικών τιμών που καταδεικνύουν τις μεσοπαγετώδεις περιόδους. Οι μεγαλύτερες κορυφώσεις έχουν καταγραφεί στα 2 Ma (71,60 m), 1,741 Ma (56 m), 1,708 1,675 Ma (55-54 m), 1,462 Ma (47,50 m) και 0,963 0,954 Ma (12,90-12 m). Αυτές οι περίοδοι πιθανόν να αντιστοιχούν στις Θαλάσσιες Ισοτοπικές Βαθμίδες 75, 61, 59, 49 και 25 αντίστοιχα (Lisiecki and Raymo, 2005). 205

206 5.4. Ανάλυση Ολικού Οργανικού Άνθρακα (TOC) Από τα αποτελέσματα των αναλύσεων για τον προσδιορισμό του Ολικού Οργανικού Άνθρακα (TOC), που πραγματοποιήθηκαν σε 98 δείγματα της τομής Εσσοβούγιες- Εξωβούγιες διαφάνηκε, ότι ως επί το πλείστον η περιεκτικότητα τους σε οργανικό άνθρακα δεν είναι υψηλή (Πιν. 5.3). Όπως, φαίνεται στον πίνακα που ακολουθεί το ποσοστό του οργανικού άνθρακα των περισσότερων καστανών ελασματοειδών στρωμάτων είναι χαμηλό και ως επί το πλείστον δεν παρατηρείται σημαντική διαφορά μεταξύ αυτών και των γκρίζων ομοιογενών μαργών. Οι υψηλότερες τιμές παρατηρούνται στα δείγματα στα 259,47 m (Δ.8-3,337%), 258,05 m (Δ.2-1,6127%) και 258,45 m (Δ.4-1,2768%), τα οποία λήφθηκαν μέσα από ελασματοειδή στρώματα. Τα στρώματα αυτά μπορούν να χαρακτηριστούν ως σαπροπηλοί (>2%) ή σαπροπηλιτικά (<2%). Πίνακας 5.3: Αποτελέσματα αναλύσεων για τον υπολογισμό του ολικού οργανικού άνθρακα από δείγματα, που συλλέχθηκαν από την τομή Εσσοβούγιες-Εξωβούγιες (με κόκκινο είναι τα σαπροπηλιτικά). A/A Αρ.Δείγματος Ολικός Άνθρακας (%) Ανόργανος Άνθρακας (%) Ολικός Οργανικός Άνθρακας (%) 98 D68 10,2725 9,5819 0, D67 3,0451 2,3958 0, D66 3,4178 2, , D65 3,0451 2,6692 0, D64 7,0107 6,6422 0, D63 4, , , D62 3, , , D61 4,5181 4, , D60 4, ,7908 0, D59 4,5252 3,8576 0, D58 5, ,8561 0, D57 5, , , D56 4, , , D55 3,2562 2,8856 0, D54 3,6278 2,8677 0, D53 3, , , D52 2, ,8631 0, D51 4,1581 3,244 0, D50 4, ,3914 0, D49 5,8589 5, , D48 5,1924 4,6818 0, D47 5,2316 4, , D46 4,6666 3,9053 0, D45 4,067 3, ,

207 74 D44 5,3507 4,2507 1,1 73 D43 4, , , D42 5,4558 4, , D41 3,8447 2, , D40 5, ,7252 0, D39 3,6236 2, , D38 5,1362 4, , D37 3,7936 2, , D36 5, ,0607 0, D35 4, , , D34 5,5942 4,9073 0, D33 3, ,9821 0, D32 5, , , D31 3, , , D30 5,7071 4, , D29 3, ,8351 0, AB23 3,6685 2,8684 0, AB22 5, ,721 0, D28 5,5498 4, , AB21 6, , , AB20 3, ,128 0, AB19 6, ,4645 0, AB18 4,3868 3, , AB17 6, , , AB16 2,6813 2, , AB15 6, , , AB14 3, ,0699 0, AB13 5,7308 5, , AB12 2, , , AB11 6,0489 5, , AB10 5, ,858 0, AB9 2,6725 2,252 0, AB8 6,3315 5, , AB7 1, ,4065 0, AB6 5, , , AB5 2,7865 2, , AB4 6,1489 5,6342 0, AB3 4,0768 3,5977 0, AB2 7, , , AB1 6, , , AB0 3,0243 2, , ABO1 6, ,7462 0, ABO2 3,7508 3, , ABO3 6, , , ABO4 3, ,3536 0, ABO5 6, ,7566 0,

208 28 ABO6 6, , , D27 7, , , D26 2,67 2, , D25 6, ,5514 0, D24 3, ,1225 0, D23 6, , , D22 4, , , D21 6, ,8527 0, D20 3,5862 3, , D19 5,5689 4,9013 0, D18 2,9283 2, , D17 5, , , D16 2,3976 1,7849 0, D15 7, , , D14 4, , , D13 6,4121 5, , D12 5,26 4, , D11 5, , , D10 4,6411 3,6292 1, D9 7,1017 6,3894 0, D8 5, , ,337 7 D7 6, , , D6 5, , , D5 6, , , D4 5, , , D3 6,0874 5, , D2 4, , , D1 7,0132 5,9578 1,0554 Σύμφωνα με τα διαγράμματα της Εικόνας 5.6 και της Εικόνας 5.4 της παραγράφου , οι διακυμάνσεις των τιμών του ολικού οργανικού άνθρακα (TOC) και του σταθερού ισοτόπου του άνθρακα (δ 13 C) συσχετίζονται αρνητικά με τις τιμές του σταθερού ισοτόπου του οξυγόνου (δ 18 Ο). Οι υψηλές τιμές του σταθερού ισοτόπου του άνθρακα αντιστοιχούν σε θερμότερες περιόδους, που συσχετίζονται καλά με τα ελάχιστα της μετάπτωσης των ισημεριών και με τα μέγιστα της εισερχόμενης ηλιακής ακτινοβολίας (Εικ.5.4). Τέτοιες συνθήκες καταδεικνύουν την παρουσία στρωμάτων πλούσιων σε οργανικό υλικό (σαπροπηλοί) (Εικ.5.7), τα οποία ουσιαστικά σχηματίστηκαν από την στρωματοποίηση της υδάτινης στήλης με ταυτόχρονη αύξηση της πρωτογενούς παραγωγικότητας, λόγω της απορροής γλυκών υδάτων (Tsiolakis et al., 2013) και τον εμπλουτισμό των θαλάσσιων υδάτων με θρεπτικά συστατικά. Αυτά είχαν ως αποτέλεσμα τη δημιουργία δυσοξικών έως ανοξικών 208

209 H e i g h t συνθηκών στον θαλάσσιο βυθό και την απόθεση οργανικού άνθρακα, που οδήγησε στον σχηματισμό των σαπροπηλιτικών στρωμάτων. 330 Total Organic Carbon (TOC) δ 13 C δ 18 Ο Εικόνα 5.6: Διάγραμμα Ολικού Οργανικού Άνθρακα (TOC), δ 13 C και δ 18 Ο της τομής Εσσοβούγιες- Εξωβούγιες. 209

210 Εικόνα 5.7: Οι Ιζηματογενείς κύκλοι του μεσαίου τμήματος της τομής Εσσοβούγιες-Εξωβούγιες. 210

211 5.5. Κλιματική Καμπύλη Οι κλιματικές καμπύλες της τομής και του πυρήνα (Εικ. 5.8) αντικατοπτρίζουν τη γενική εικόνα της θερμοκρασίας των επιφανειακών θαλάσσιων υδάτων της ευρύτερης περιοχής της Κύπρου για την περίοδο του Πλειο-Πλειστοκαίνου. Αν και παρατηρούνται διακυμάνσεις των τιμών, η κατακόρυφη κατανομή του δείκτη της επιφανειακής θαλάσσιας θερμοκρασίας, καταδεικνύει μία γενική τάση θερμών κλιματικών συνθηκών των επιφανειακών θαλάσσιων υδάτων για το μεγαλύτερο διάστημα του Πλειο-Πλειστοκαίνου. Αναλυτικότερα: Για την τομή Εσσοβούγιες-Εξωβούγιες όλες οι τιμές του δείκτη έχουν θετικό πρόσημο με εξαίρεση τη βάση του Πλειοκαίνου, όπου παρατηρούνται δύο αρνητικές κορυφώσεις. Στη βάση του Πλειοκαίνου πριν 5,21 Ma περίπου (28/7/10-1, 260,65 m) ο δείκτης έχει υψηλή θετική τιμή καταδεικνύοντας, ότι επικρατούσαν θερμές συνθήκες. Για το διάστημα μεταξύ 5,18-4,674 Ma (261,10-263,40 m) παρατηρούνται χαμηλότερες τιμές του δείκτη με δύο αρνητικές κορυφώσεις στα 5,1 Ma (14/3/11-2, 262,3 m) και μίας απότομης μείωσης των τιμών στα 4,674 Ma (12/4/07-A, 263,40 m), καταδεικνύοντας την παρουσία δύο ψυχρών περιόδων. Για το διάστημα μεταξύ 4,587-4,465 Ma (263,57-264,10 m) οι τιμές του δείκτη αυξάνονται καταδεικνύοντας την παρουσία μίας θερμής περιόδου. Στα 4,384 Ma (12/4/07-B, 264,70 m) μειώνονται ελαφρώς οι τιμές του δείκτη καταδεικνύοντας την παρουσία μίας σύντομης ψυχρής περιόδου. Μέσα στους ιζηματογενείς κύκλους στο διάστημα μεταξύ 3,98-3,618 Ma ((Δ.1, 257,70 m) και (Δ.22, 263,25 m)) επικρατούν υψηλές τιμές του δείκτη, καταδεικνύοντας μία θέρμη περίοδο, με τις μεγαλύτερες τιμές να παρατηρούνται μέσα στα ελασματοειδή στρώματα. Στο διάστημα μεταξύ 3,608-3,595 Ma (263,50 (Δ.23) - 264,05 m (Δ.25)) μέσα στις γκρίζες μάργες μειώνονται οι τιμές του δείκτη καταδεικνύοντας την παρουσία σύντομων ψυχρών περιόδων, ενώ στο δείγμα μέσα από το ελασματοειδές στρώμα στα 3,6 Ma (Δ.24, 263,80 m) αυξάνεται η τιμή του δείκτη υποδεικνύοντας την παρουσία ενός σύντομου θερμού διαστήματος. Προς τα πάνω για το διάστημα μεταξύ 3,591-3,339 Ma (264,35 (Δ.26) - 270,78 m (ΑΒ.18)) επικρατούν, ως επί το πλείστον υψηλές θετικές τιμές του δείκτη καταδεικνύοντας την παρουσία μίας θερμής περιόδου, με τις υψηλότερες τιμές να παρατηρούνται μέσα στις γκρίζες μάργες. Στο διάστημα από 3,31-3,198 Ma (270,98 (ΑΒ.19) - 271,98 m (Δ.28)) μέσα στις γκρίζες 211

212 μάργες παρατηρούνται χαμηλές τιμές του δείκτη, δηλώνοντας την παρουσία ψυχρών περιόδων, ενώ στο διάστημα μεταξύ 3,272-3,247 Ma (271,30 m - 271,53 m), παρατηρούνται υψηλές τιμές με τη μεγαλύτερη μέσα στο ελασματοειδές στρώμα δείχνοντας θερμές συνθήκες. Για το διάστημα μεταξύ 3,19-2 Ma (272,08 (ΑΒ.22) - 329,20 m (Δ.68)) επικρατούν υψηλές τιμές του δείκτη, καταδεικνύοντας την παρουσία μίας θερμής περιόδου. Είναι πιθανόν όμως να υπάρχουν και ψυχρές περίοδοι, αλλά λόγω της αραιής δειγματοληψίας στο ανώτερο τμήμα της τομής να μην εντοπίστηκαν. Με βάση τα πιο πάνω φαίνεται, ότι η περίοδος απόθεσης των σαπροπηλών συμπίπτει με διαστήματα, που έχουν υψηλές θετικές τιμές του δείκτη. Αυτό καταδεικνύει, ότι τα στρώματα αυτά αποτέθηκαν κάτω από θερμές συνθήκες. Αντίθετα, μέσα στους ιζηματογενείς κύκλους οι χαμηλές τιμές του δείκτη και συνεπώς, οι ψυχρές περίοδοι εμφανίζονται μέσα στις γκρίζες μάργες. Για τον πυρήνα ΜΠ7 κυριαρχούν οι τιμές του δείκτη με θετικό πρόσημο, ενώ με αρνητικό πρόσημο εμφανίζονται κυρίως στα ανώτερα στρώματα του πυρήνα μέσα στο Πλειστόκαινο. Για το διάστημα μεταξύ 5,33-4,694 Ma (129, m) παρατηρούνται υψηλές θετικές τιμές του δείκτη, καταδεικνύοντας την παρουσία μίας θερμής περιόδου, η οποία διακόπτεται από μικρής διάρκειας ψυχρές περιόδους, όπως καταδεικνύουν οι χαμηλότερες θετικές τιμές στα 5,08 Ma (125,53 m), 5,031 Ma (124,82 m), 4,947 Ma (123,62 m) και 4,729 Ma (120,50 m). Για το διάστημα μεταξύ 4,66-4,305 Ma (119,50-115,15 m) παρατηρούνται χαμηλές θετικές τιμές του δείκτη, καταδεικνύοντας την παρουσία ψυχρότερων συνθηκών σε σχέση με το προηγούμενο διάστημα, με εξαίρεση στα 4,59 Ma (118,50 m) και 4,474 Ma (117 m), όπου οι τιμές είναι υψηλότερες υποδεικνύοντας πιο θερμές συνθήκες. Για το διάστημα μεταξύ 4,259-1,175 Ma (114,65-35 m) παρατηρούνται υψηλές θετικές τιμές του δείκτη καταδεικνύοντας την παρουσία μίας θερμής περιόδου, η οποία διακόπτεται από ψυχρές περιόδους, όπως καταδεικνύουν οι χαμηλότερες τιμές στα 3,07 Ma (98,30 m), 2,622 Ma (85,50 m), 2,41 Ma (83,10 m), 2,322-2,301 Ma (81-80,50m), 2,153 Ma (77 m) και 1,547 Ma (50,10 m). Για το διάστημα μεταξύ 1,166-1,012 Ma (34-18 m) παρατηρούνται υψηλές αρνητικές τιμές του δείκτη καταδεικνύοντας την παρουσία μίας ψυχρής περιόδου, η οποία διακόπτεται από μία θερμή περίοδο, όπως καταδεικνύει η θετική τιμή στα 1,041 Ma (21 m). Για το διάστημα μεταξύ 1,002-0,899 Ma (17-6,2 m) παρατηρούνται υψηλές θετικές 212

213 τιμές του δείκτη, καταδεικνύοντας την παρουσία μίας θερμής περιόδου, η οποία διακόπτεται από μία αρνητική τιμή στα 0,918 Ma (8,20 m), υποδεικνύοντας την παρουσία μίας ψυχρής περιόδου. Εικόνα 5.8: Παλαιοκλιματικές καμπύλες της τομής Εσσοβούγιες-Εξωβούγιες (αριστερά) και του πυρήνα ΜΠ7 (δεξιά). Από τις κλιματικές καμπύλες φαίνεται ξεκάθαρα, ότι η θερμοκρασία των επιφανειακών θαλάσσιων υδάτων γενικά κυμάνθηκε σε σχετικά υψηλά επίπεδα και δε δείχνουν αισθητή μείωση της θερμοκρασίας για την περίοδο του Πλειστοκαίνου, με εξαίρεση ένα τμήμα στο ανώτερο κομμάτι του πυρήνα, όπου παρατηρούνται μεγάλες αρνητικές τιμές. Επίσης, παρατηρείται μία συνεχή διακύμανση της θερμοκρασίας των υδάτων, καταδεικνύοντας την εναλλαγή θερμών και ψυχρών περιόδων από τη βάση του Πλειοκαίνου ακόμη, οι οποίες αυξάνουν σε ένταση προς τα ανώτερα στρώματα της Πλειστοκαινικής περιόδου. 213

214 5.6. Συμπεράσματα Οι θαλάσσιες συνθήκες μεταξύ των δύο υπό μελέτη ιζηματογενών ακολουθιών του Πλειο-Πλειστοκαίνου, της τομής Εσσοβούγιες-Εξωβούγιες και του πυρήνα ΜΠ7, δεν είναι ίδιες αλλά παρουσιάζουν διαφορές. Και στις δύο περιοχές διαφάνηκε, ότι η ποσότητα και το είδος των θρεπτικών συστατικών, η πρωτογενής επιφανειακή παραγωγικότητα και η επιφανειακή θαλάσσια θερμοκρασία διαδραμάτιζαν τους σημαντικότερους παράγοντες, που επηρέαζαν το θαλάσσιο περιβάλλον. Στην τομή Εσσοβούγιες-Εξωβούγιες οι υψηλές κορυφώσεις των ισοτόπων του οξυγόνου συσχετίζονται με τα αποτελέσματα του ολικού οργανικού άνθρακα (TOC), των ισοτόπων άνθρακα, καθώς και με την κλιματική καμπύλη και τις μικροπαλαιοντολογικές αναλύσεις, που καταδεικνύουν την παρουσία ιζηματογενών κύκλων με καστανόχρωμα ελασματοειδή σαπροπηλιτικά στρώματα, μερικά εκ των οποίων είναι πλούσια σε οργανικό άνθρακα. Το κλίμα την περίοδο σχηματισμού των σαπροπηλιτικών στρωμάτων χαρακτηρίζεται από ζεστές / εύκρατες και υγρές συνθήκες. Οι συνθήκες αυτές συνέβαλαν στον ευτροφισμό των θαλάσσιων υδάτων, ο οποίος έφθανε σε πολύ υψηλά επίπεδα, με αποτέλεσμα την αύξηση της πρωτογενούς παραγωγικότητας και την εισροή μεγάλων ποσοτήτων οργανικής ύλης στον θαλάσσιο πυθμένα, που οδήγησαν στον σχηματισμό των σαπροπηλιτικών στρωμάτων κάτω από ανοξικές συνθήκες. Αντίθετα στον πυρήνα από την καμπύλη των ισοτόπων του οξυγόνου της πυρηνοληπτικής γεώτρησης ΜΠ7 φαίνεται, ότι για το διάστημα μεταξύ 5,245 0,899 Ma οι υψηλές κορυφώσεις των ισοτόπων του οξυγόνου δε συσχετίζονται πλήρως με την κλιματική καμπύλη καταδεικνύοντας, ότι ο παράγοντας που επηρεάζει το θαλάσσιο περιβάλλον της ευρύτερης περιοχής του πυρήνα δεν είναι μόνο η θερμοκρασία. Επίσης, ο ευτροφισμός των υδάτων δεν έφθασε σε υψηλά επίπεδα, ούτως ώστε να οδηγήσει στην αύξηση της πρωτογενούς παραγωγικότητας και στον σχηματισμό σαπροπηλιτικών στρωμάτων κάτω από ανοξικές συνθήκες. Η θερμοκρασία των θαλάσσιων υδάτων μαζί με μικρές διακυμάνσεις στην ποσότητα και το είδος των θρεπτικών συστατικών διαδραμάτιζαν τους σημαντικότερους παράγοντες, που επηρέαζαν το θαλάσσιο περιβάλλον του πυρήνα ΜΠ7. Αυτό εκφράζει την γενικότερη τάση, που επικρατεί στην ευρύτερη περιοχή του πυρήνα για την περίοδο που μελετάμε. Ακόμη και στα ανώτερα στρωματογραφικά επίπεδα του πυρήνα, από τα 51,50 m (1,593 Ma) περίπου και πάνω, όπου αυξάνεται σημαντικά το ποσοστό των ειδών της Neogloboquadrina group, δεν παρατηρείται αντίστοιχη αύξηση στα ποσοστά της G. bulloides και δεν παρατηρείται απόθεση κυκλικών 214

215 ιζηματογενών κύκλων με σαπροπηλιτικά στρώματα, όπως παρατηρείται ανατολικά και νοτιότερα, στην περιοχή Πισσουρίου και στις βόρειες παρυφές του υποθαλάσσιου βουνού του Ερατοσθένη (ODP Site 967) αντίστοιχα. Συνεπώς, οι τοπικές θαλάσσιες συνθήκες, την περίοδο του Πλειοκαίνου-Πλειστοκαίνου, δεν επέτρεψαν τον υψηλό ευτροφισμό των υδάτων, την αύξηση της θαλάσσιας επιφανειακής παραγωγικότητας και τη δημιουργία ανοξικών συνθήκων στον θαλάσσιο πυθμένα στην ευρύτερη περιοχή του πυρήνα ΜΠ7. 215

216 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 6 ΣΧΗΜΑΤΙΣΜΟΣ ΠΛΕΙΟΚΑΙΝΙΚΩΝ ΣΑΠΡΟΠΗΛΙΤΙΚΩΝ ΣΤΡΩΜΑΤΩΝ 6.1. Εισαγωγή Στο μεσαίο τμήμα της τομής Εσσοβούγιες-Εξωβούγιες, εμφανίζονται 35 επαναλαμβανόμενοι ιζηματογενείς κύκλοι, πάχους 22 m περίπου, που αποτελούν ρυθμικές εναλλαγές γκρίζων συμπαγών μαργών και καστανών ελασματοειδών σαπροπηλιτικών στρωμάτων. Παρόμοιοι ιζηματογενείς κύκλοι με σαπροπηλιτικά στρώματα, εμφανίζονται τοπικά νότια της οροσειράς του Τροόδους, στις λεκάνες της Λάρνακας και του Πισσουρίου, καθώς επίσης, συναντήθηκαν και κατά τη διάτρηση της πυρηνοληπτικής γεώτρησης του Site 967, η οποία βρίσκεται στον υποθαλάσσιο χώρο νότια της Κύπρου, στις βόρειες παρυφές του υποθαλάσσιου βουνού του Ερατοσθένη, που έγινε στα πλαίσια του προγράμματος Ocean Drilling Project (Εικ. 6.1). Εικόνα 6.1: Χάρτης Ανατολικής Μεσογείου, που δείχνει τη θέση του ODP Leg 160 Site 967 (μαύρες τελείες) στις χαμηλότερες βόρειες πλαγιές του υποθαλάσσιου βουνού του Ερατοσθένη (Kroon et al., 1998) και τις θέσεις των τομών Εσσοβούγιες, Πισσουρίου και του Πυρήνα ΜΠ7 (κόκκινες τελείες). Η τομή Eσσοβούγιες- Εξωβούγιες αποτελεί τη μοναδική εμφάνιση τέτοιου τύπου ιζημάτων, στις βορειοανατολικές παρυφές του Τροόδους και γι αυτό είναι ιδιαίτερης 216

217 σημασίας, για τη μελέτη των περιβαλλοντικών παραγόντων, που οδήγησαν στον σχηματισμό σαπροπηλιτικών στρωμάτων στην ευρύτερη περιοχή της τομής, βορειοανατολικά της οροσειράς του Τροόδους κατά την περίοδο του Πλειοκαίνου. Μελέτες σε κλασικές θαλάσσιες ακολουθίες, όπως είναι οι τομές Punta Piccola, San Nicola, Singa και Vrica στη Νότια Ιταλία και Σικελία, καθώς επίσης και σε τομές από την Κρήτη, κατέδειξαν, ότι πολυάριθμα μικρού πάχους παρεμβαλλόμενα στρώματα σκούρων καστανόχροων έως μαύρων ελασματοειδών σαπροπηλών, πλούσιων σε οργανικό υλικό (>2% Corg), εμφανίζονται σε πολλές περιοχές της Ανατολικής Μεσογείου μέσα σε ιζηματογενείς κύκλους του Μειοκαίνου, Πλειοκαίνου και Πλειστοκαίνου. Η ανακάλυψη σαπροπηλών μέσα σε πυρήνες από τη θάλασσα του Τυρρηνίου (Ocean Drilling Project Leg 107), κατέδειξε, ότι ο σχηματισμός και η διατήρηση των πλούσιων σε οργανικό υλικό στρωμάτων δεν περιορίστηκε μόνο στις ανατολικές λεκάνες της Μεσογείου, αλλά αυτά είναι διαδεδομένα και εμφανίζονται συχνά και σε θαλάσσιες ακολουθίες του Νεογενούς και Τεταρτογενούς σε όλη τη Μεσόγειο Θάλασσα (Olausson, 1961; Cita et al., 1977; Sprovieri et al., 1986; Emeis et al., 1991; Hilgen, 1991a, b; Rio et al., 1991; Thunell et al., 1991). Οι πρώτες μελέτες που έγιναν πάνω σε Πλειστοκαινικά σαπροπηλιτικά στρώματα κατέδειξαν, ότι η περίοδος σχηματισμού τους σχετίζεται με τους παγετώδειςμεσοπαγετώδεις κύκλους (Olausson, 1961; Ryan and Cita, 1977). Επόμενες πιο λεπτομερείς μελέτες της περικλειόμενης πανίδας, κατέδειξαν, ότι τα διάφορα Πλειστοκαινικά σαπροπηλιτικά στρώματα, σχηματίστηκαν κάτω από διαφορετικές κλιματολογικές συνθήκες. Για παράδειγμα, οι σαπροπηλοί S6 και S8 έχουν αποτεθεί κάτω από σχετικά ψυχρές συνθήκες, ενώ οι S5 και S7 σχηματίστηκαν κατά τη διάρκεια σχετικά θερμών περιόδων (Cita and Grignani, 1982; Rossignol-Strick, 1983, 1985). Έκτοτε πολλές έρευνες έχουν ακολουθήσει, για να εξηγήσουν τον σχηματισμό των σαπροπηλιτικών στρωμάτων. Τέτοιου τύπου ιζήματα θα πρέπει να είχαν αποτεθεί, κάτω από ανοξικές συνθήκες στον πυθμένα της θάλασσας (Γεραγά, 2000), που επέτρεψαν την καθίζηση και διατήρηση της οργανικής ύλης μέσα στα ιζήματα. Η ανάπτυξη ανοξικών συνθηκών γινόταν σταδιακά και επηρέαζε σημαντικά τη συνάθροιση της διαβιούσας βενθονικής πανίδας. Η επικράτηση συνθηκών πλήρους ανοξίας στον θαλάσσιο βυθό, προκαλούσε τη μετανάστευση της βενθονικής πανίδας και την εξ ολοκλήρου απουσία των βενθονικών τρηματοφόρων μέσα στα ιζήματα αυτά. Σήμερα, δεν υπάρχει καμία εκτεταμένη απόθεση στρωμάτων πλούσιων σε οργανική ύλη στη Μεσόγειο, γεγονός που υποδηλώνει, ότι η κυκλοφορία των υδάτων της 217

218 Μεσογείου κατά τη διάρκεια σχηματισμού των σαπροπηλών, ήταν διαφορετική σε σχέση με τη σύγχρονη κυκλοφορία των υδάτων (Kroon et al., 1998) και μία τέτοια αλλαγή θα πρέπει να προήλθε από αντίστοιχες αλλαγές στις κλιματικές συνθήκες Σύγχρονη Κυκλοφορία των Υδάτων της Μεσογείου Θάλασσας Η Μεσόγειος Θάλασσα είναι μία ημίκλειστη θαλάσσια λεκάνη ή ένα σχεδόν απομονωμένο ωκεάνιο σύστημα, που αποτελείται από δύο μικρότερες λεκάνες, οι οποίες επικοινωνούν μεταξύ τους μέσω του στενού, που βρίσκεται ανάμεσα στη Σικελία και την Τυνησία. Πρόκειται για μία αβαθή ράχη πλάτους 160 km περίπου και μέγιστου βάθους 316 m, που χωρίζει τη Μεσόγειο Θάλασσα σε δύο κύριες λεκάνες, τη Δυτική και την Ανατολική, με έκταση 0,85 x 10 6 και 1,65 x 10 6 km 2 αντίστοιχα. Η Μεσόγειος συνδέεται ανατολικά με τη Θάλασσα του Μαρμαρά, μέσω των Δαρδανελλίων και στη συνέχεια με τη Μαύρη Θάλασσα, μέσω του Βοσπόρου. Νοτιοανατολικά συνδέεται με την Ερυθρά Θάλασσα, μέσω της διώρυγας του Σουέζ και δυτικά με τον Ατλαντικό Ωκεανό, μέσω του στενού του Γιβραλτάρ, το οποίο έχει πλάτος μόλις 14 km και βάθος που κυμαίνεται από 300 έως 900 m (Εικ. 6.2). Ατλαντικός Ωκεανός Μαύρη Θάλασσα Γιβραλτάρ Δυτική Μεσόγειος Ανατολική Μεσόγειος Κύπρος km Εικόνα 6.2: Δορυφορική Εικόνα της περιοχής της Μεσογείου (Satellite image of the Mediterranean Sea by NASA). 218

219 Πολλές διεργασίες που είναι θεμελιώδεις στη γενική κυκλοφορία των ωκεάνιων υδάτινων μαζών, εμφανίζονται και στη Μεσόγειο, είτε πανομοιότυπα είτε αναλογικά. Το κλειστό όμως περιβάλλον της θάλασσας επηρεάζει τα χαρακτηριστικά της. Οι παλίρροιες στη Μεσόγειο θάλασσα είναι πολύ περιορισμένες, λόγω του στενού περάσματος επικοινωνίας με τον Ατλαντικό Ωκεανό, με την παλιρροιακή διαφορά να κυμαίνεται από μερικά εκατοστά μέχρι δύσκολα να υπερβαίνει τα 30 cm, σε αντίθεση με τους ωκεανούς που κυμαίνεται μεταξύ 1,8 και 3 m. Επίσης, οι απότομες κλιματικές αλλαγές λαμβάνουν χώρα με μεγαλύτερη ένταση και σε πολύ μικρότερα χρονικά διαστήματα από αυτά των ωκεανών. Γι αυτό η Μεσόγειος θάλασσα θεωρείται μία ιδεώδης λεκάνη για τις μελέτες των κλιματικών αλλαγών, λόγω της ομοιότητας των διεργασιών, που εξελίσσονται σε αυτή με εκείνες των ωκεανών και της σχετικά γρήγορης απόκρισής της σε αλλαγές των κλιματικών συνθηκών. Η βασική κυκλοφορία των υδάτων της Μεσογείου εξαρτάται κυρίως από τέσσερις σημαντικές κινητήριες παραμέτρους, οι οποίες είναι η αλληλεπίδραση ατμόσφαιραςθάλασσας, η εισροή ποτάμιου νερού, η ανταλλαγή νερών με τον Ατλαντικό Ωκεανό μέσω των στενών του Γιβραλτάρ και η επιρροή της Μαύρης θάλασσας μέσω των στενών των Δαρδανελλίων (Εικ.6.2). Η κυκλοφορία των υδάτων της Μεσογείου καθορίζεται σε μεγάλο βαθμό από την εξάτμιση και την ανταλλαγή γλυκών υδάτων με την ατμόσφαιρα, καθώς και από την ταχύτητα του ανέμου (stress forcing of the basin). Σύμφωνα με επιστημονικές έρευνες, η επιφανειακή εξάτμιση υπολογίζεται σε 145 cm ετησίως και αυτή αναπληρώνεται με τις βροχοπτώσεις να αντικαθιστούν το 27%, την εισροή γλυκών υδάτων από τον Νείλο και τους άλλους ποταμούς το 6%, και ακόμη 6% εισρέει από τη Μαύρη Θάλασσα. Το υπόλοιπο 61% εισρέει μέσω του στενού του Γιβραλτάρ από τον Ατλαντικό Ωκεανό (Εικ.6.2). Με βάση τα πιο πάνω φαίνεται, ότι η ανταλλαγή υδάτων με τον Ατλαντικό Ωκεανό είναι υψίστης σημασίας για τη Μεσόγειο Θάλασσα. Οι ανταλλαγές υδάτων της Μεσογείου τόσο με τον Ατλαντικό Ωκεανό όσο και με τη Μαύρη Θάλασσα, είναι ροές διπλής κατεύθυνσης με διαφορές στην αλατότητα, που οφείλεται στα χαρακτηριστικά των υδάτινων μαζών των λεκανών και στις ποσότητες νερού που ανταλλάσσονται, οι οποίες είναι ελεγχόμενες από τα υδραυλικά (σημεία ελέγχου) χαρακτηριστικά των στενών. Η εισροή νερού από τη Μαύρη Θάλασσα στη Μεσόγειο, είναι κατά πολύ μικρότερη από την εισροή νερού από τον Ατλαντικό Ωκεανό. Εντούτοις, ο ρόλος της Μαύρης Θάλασσας δεν είναι αμελητέος, τουλάχιστον για το Αιγαίο Πέλαγος, λόγω της διαφοράς αλατότητας μεταξύ των υδάτων των δύο λεκανών κατά 18 psu 219

220 (practical salinity units) περίπου, η οποία είναι κατά πολύ μεγαλύτερη από τη μόνο 2 psu περίπου διαφορά στα στενά του Γιβραλτάρ. Η εισροή υδάτων από τον Ατλαντικό Ωκεανό ρυθμίζεται κυρίως από την ένταση της παλίρροιας και των ατμοσφαιρικών πιέσεων, καθώς επίσης και από τη μεγαλύτερη εξάτμιση σε σχέση με την εισροή γλυκών υδάτων εντός της λεκάνης της Μεσογείου. Η κατά πολύ μεγαλύτερη εξάτμιση, σε σχέση με τις βροχοπτώσεις και εισροές ποτάμιων γλυκών υδάτων, είναι ο κύριος παράγοντας, που επηρεάζει την κυκλοφορία του νερού μέσα στη λεκάνη. Η εξάτμιση είναι ιδιαίτερα υψηλή στο ανατολικό κομμάτι της Μεσογείου, προκαλώντας την πτώση της στάθμης και αύξηση της αλατότητας. Αυτή η διαφορά είναι η κυριότερη αιτία, που αναγκάζει το σχετικά ζεστό και χαμηλής αλατότητας νερό του Ατλαντικού Ωκεανού, να κινηθεί προς τα ανατολικά κατά μήκος της λεκάνης, όπου σταδιακά θερμαίνεται, αυξάνει η αλατότητα και η πυκνότητά του και βυθίζεται στην περιοχή της λεκάνης του Λεβαντίνου, για να κινηθεί μετέπειτα προς τα δυτικά και να χυθεί πίσω στον Ατλαντικό Ωκεανό από το στενό του Γιβραλτάρ. Η ανταλλαγή πραγματοποιείται σε δύο στρώματα μέσω των Στενών του Γιβραλτάρ. Στο ανώτερο στρώμα έχουμε την εισροή επιφανειακών σχετικά θερμών, χαμηλότερης αλατότητας, (15 ο C, 36,2 psu) νερών του Ατλαντικού στη λεκάνη, ενώ στο κατώτερο στρώμα παρατηρείται εκροή, από τη λεκάνη της Μεσογείου προς τον Ατλαντικό, σχετικά ψυχρών, μεγαλύτερης αλατότητας (13,5 ο C, 38,4 psu) νερών της Μεσογείου (Bryden et al., 1994; Tsimplis and Bryden, 2000). Η εισροή του επιφανειακού θρεπτικά φτωχότερου νερού του Ατλαντικού και η εκροή του βαθέως θρεπτικά πλουσιότερου νερού της Μεσογείου, συμβάλλει στον ολιγοτροφικό χαρακτήρα της λεκάνης, αφού περισσότερα θρεπτικά συστατικά εξέρχονται απ αυτά που εισέρχονται (Bethoux et al., 1999). Συνεπώς, η Μεσόγειος θάλασσα σήμερα χαρακτηρίζεται από ένα antiestuarine πρότυπο κυκλοφορίας (Tanhua et al., 2013), που οφείλεται στην ένταση των ανέμων και στην κατακόρυφη κίνηση των υδάτινων μαζών εξαιτίας διαφορών στην πυκνότητά τους (thermohaline circulation). Η μετατροπή του εισερχόμενου θαλάσσιου νερού του Ατλαντικού Ωκεανού σε εξερχόμενο νερό της Μεσογείου Θάλασσας πραγματοποιείται μέσω κατακόρυφων κινήσεων, που εμπλέκει το σύνολο της λεκάνης και οδηγεί στον σχηματισμό του ενδιάμεσου νερού της λεκάνης του Λεβαντίνου (LIW, Levantine Intermediate Water). Εν συντομία, το εισερχόμενο στη Μεσόγειο θρεπτικά φτωχότερο νερό του Ατλαντικού Ωκεανού, από τα στενά του Γιβραλτάρ, καθίσταται σταδιακά πιο αλμυρό και πιο ζεστό για να εξισορροπήσει την εξάτμιση, καθώς κινείται προς τα ανατολικά (e.g. Pinardi and Masetti 2000). Το τροποποιημένο νερό του Ατλαντικού εισέρχεται στην Ανατολική Μεσόγειο, μέσω του στενού της Σικελίας με υψηλή αλατότητα και τροφοδοτεί το Ιόνιο ρεύμα και το ρεύμα της Κεντρικής Μεσογείου, μέσω της θάλασσας του Ιονίου και της λεκάνης του 220

221 Λεβαντίνου αντίστοιχα (Εικ. 6.3). Κατά τη διάρκεια του χειμώνα γίνεται πιο ψυχρό και πιο πυκνό, με αποτέλεσμα να βυθίζεται στα ενδιάμεσα και μερικές φορές και στα βαθύτερα επίπεδα. Η κυκλοφορία αυτή έχει ως χαρακτηριστικό γνώρισμα την ύπαρξη πολλών, μικρών διαστάσεων κυκλωνικών και αντικυκλωνικών στροβιλικών κινήσεων νερού, τα οποία αλλάζουν θέση και ένταση ανάλογα με τις ατμοσφαιρικές δυνάμεις και την ακανόνιστη τοπογραφία του βυθού της λεκάνης της Μεσογείου (Εικ. 6.3). Αυτές οι εποχιακές μεταβολές της πυκνότητας των επιφανειακών υδάτων προκαλούν τον σχηματισμό των βαθέων υδάτων της Ανατολικής Μεσογείου, καθώς και του ενδιάμεσου νερού της λεκάνης του Λεβαντίνου (LIW), το οποίο σχηματίζεται στην περιοχή της στροβιλικής κίνησης (gyre) του επιφανειακού νερού νότια της Ρόδου, από την κατακόρυφη ανάμειξη των υδάτων κατά τη διάρκεια του χειμώνα (Malanotte-Rizzoli et al., 1997). Ο ρόλος των ενδιάμεσων νερών και ιδιαίτερα αυτό της λεκάνης του Λεβαντίνου (LIW) είναι σημαντικός, γιατί αυτά καταλαμβάνουν το στρώμα, που αντιστοιχεί στο κρίσιμο όριο βάθους (~280 m) της εκροής νερού από τη Μεσόγειο. Το νερό που βρίσκεται βαθύτερα από το κρίσιμο όριο των 280 m στα στενά του Γιβραλτάρ συμβάλλει μόνο εν μέρει στην εκροή νερού από τη Μεσόγειο (Stommel et al., 1973). Εικόνα 6.3: Χαρακτηριστικά γνωρίσματα μεσαίας κλίμακας κυκλοφορίας υδάτινων μαζών, σε κλίμακα υπολεκάνης στην Ανατολική Μεσόγειο (Αναπαράχθηκε από Robinson et al., 2001 μετά από άδεια των Malanotte-Rizzoli et al., 1997). 221

222 Εκτός από τον σχηματισμό ενδιάμεσων υδάτων, λαμβάνει χώρα και ο σχηματισμός βαθέων υδάτων σε διάφορα τμήματα της λεκάνης της Μεσογείου και ιδιαίτερα στον κόλπο της Λυών (Stommel, 1972; Mertens and Schott, 1998), στην Αδριατική θάλασσα (Schlitzer et al., 1991; Malanotte-Rizzoli et al., 1997) και πρόσφατα στο Αιγαίο Πέλαγος (Roether et al., 1996). Κατά συνέπεια, η Μεσόγειος λειτουργεί σαν ένας ωκεανός μικρής κλίμακας, όσον αφορά την κατακόρυφη κυκλοφορία του θαλάσσιου νερού και τον σχηματισμό νερού υψηλής πυκνότητας (Bethoux, 1980; Bethoux et al., 1998,1999) Κυριότεροι Παράγοντες Σχηματισμού Σαπροπηλιτικών Στρωμάτων Οι εμφανίσεις των σαπροπηλιτικών στρωμάτων είναι περιοδικές με σαφή συσχετισμό μεταξύ αυτών και των ελαχίστων τιμών της μετάπτωσης των ισημεριών, οι οποίες οφείλονται στην αργή κυκλική κίνηση του άξονα της Γης (με κύριες περιόδους και χρόνια, με μία μέση τιμή χρόνια) (Rossignol-Strick, 1983, 1985; Rohling and Hilgen, 1991; Hilgen, 1991a; Lourens et al., 1996). Κατά τις περιόδους αυτές, το περιήλιο εμφανίζεται το καλοκαίρι στο βόρειο ημισφαίριο, με αποτέλεσμα η ηλιακή ακτινοβολία να αυξάνεται τη θερινή περίοδο και να μειώνεται τη χειμερινή, προκαλώντας τη μεγαλύτερη αντίθεση μεταξύ των εποχών. Η αύξηση της ηλιακής ακτινοβολίας προκαλεί την αύξηση της έντασης του μουσώνα του Ινδικού Ωκεανού κατά τη θερινή περίοδο, ο οποίος με τη σειρά του προκαλεί την έντονη κυκλοφορία ισχυρών ανέμων και τη μεγιστοποίηση των βροχοπτώσεων πάνω από την τροπική Ανατολική Αφρική. Αυτό οδηγεί στην αυξημένη απορροή γλυκού νερού στην Ανατολική Μεσόγειο μέσω του Νείλου ποταμού (Rossignol-Strick, 1987; Rohling & Hilgen, 1991; Lourens et al.,1992). Την ίδια περίοδο καταγράφεται αυξανόμενη βροχόπτωση και στις βόρειες παραμεθόριες περιοχές της Ανατολικής Μεσογείου (Rossignol-Strick, 1987). Οι υγρές κλιματικές συνθήκες γύρω από την Ανατολική Μεσόγειο, μπορεί να προκαλέσουν μείωση της υπερβολικής εξάτμισης του νερού της Ανατολικής Μεσογείου και μια ανακατανομή του γλυκού νερού μέσα στη λεκάνη (Rohling & Hilgen, 1991). Αυτό έχει ως αποτέλεσμα, να μειωθούν οι διαφορές μεταξύ των υδάτων των δύο λεκανών της Μεσογείου, με συνεπακόλουθα τη μείωση της ανταλλαγής νερών μέσω του στενού της Σικελίας και στην αύξηση του χρόνου παραμονής του ύδατος στην Ανατολική Μεσόγειο. Η ισορροπία μεταξύ βροχόπτωσης, απορροής και εξάτμισης καθορίζεται τοπικά από τις διακυμάνσεις της 222

223 υγρασίας, η οποία συνδέεται με τη δραστηριότητα των μεσογειακών ατμοσφαιρικών πιέσεων. Μεταξύ των διαφόρων διεργασιών που έχουν προταθεί για τον σχηματισμό των σαπροπηλών (Rohling, 1994; Gennari et al., 2009), η στασιμότητα / ανοξία και η αύξηση της παραγωγικότητας είναι οι πιο ευρέως διαδεδομένες. Σύμφωνα με το μοντέλο της στασιμότητας / ανοξίας, οι ανοξικές συνθήκες του θαλάσσιου βυθού προκαλούνται από μία ισχυρή διαστρωμάτωση της θαλάσσιας στήλης, η οποία εμποδίζει την κατακόρυφη ανάμειξη των υδάτων και την παροχή οξυγόνου στα βαθιά θαλάσσια ύδατα (Gennari et al., 2009). Μια αύξηση στο ποσοστό του εισερχόμενου γλυκού νερού θα μπορούσε να οδηγήσει στην ανάπτυξη ενός επιφανειακού στρώματος χαμηλής αλατότητας, που στη συνέχεια, μειώνει τη δημιουργία των βαθέων υδάτων. Αυτό είχε ως αποτέλεσμα να περιοριστεί το ποσοστό του οξυγόνου στο βαθύτερο μέρος της υδάτινης στήλης, το οποίο θα οδηγήσει σταδιακά σε ανοξικές συνθήκες του κατώτατου ύδατος και στη διατήρηση της οργανικής ύλης (Olausson, 1961; Cita et al., 1977; Van Os et al., 1994). Απόδειξη για την ύπαρξη ενός επιφανειακού στρώματος χαμηλής αλατότητας δίδεται από τις χαμηλές τιμές του δείκτη οξυγόνου (δ 18 O) σε κελύφη πλαγκτονικών τρηματοφόρων μέσα από τους σαπροπηλούς (Cita et al.,1977; Vergnaud-Grazzini et al., 1977; Williams et al., 1978; Magnini & Schlosser 1986; Van Os et al., 1994). Η υπόθεση της στασιμότητας (stagnation) των βαθέων υδάτων, έχει εξεταστεί έντονα ως μηχανισμός για τον σχηματισμό των σαπροπηλών του Πλειστοκαίνου. Σήμερα σε περιοχές, όπου επικρατούν ανοξικές συνθήκες σε βαθιά ύδατα του βυθού πολύ μεγάλης αλατότητας, όπως στις υποθαλάσσιες αβυσσικές λεκάνες Tyro και Bannock της Ανατολικής Μεσογείου, η διατήρηση του οργανικού άνθρακα, αν και είναι ενισχυμένος (1.3% Corg) σχετικά με άλλες περιοχές της Μεσογείου (0.3% Corg), είναι ακόμα πολύ χαμηλότερος σε σχέση με τις υψηλές τιμές, που παρατηρούνται στους σαπροπηλούς (3%-17% Corg) (Calvert, 1983), όπως για παράδειγμα από το Site 967 (Emeis et al., 1996, 1998). Συνεπώς, από μόνη της η στασιμότητα / ανοξία της θαλάσσιας στήλης δεν μπορεί να οδηγήσει στον σχηματισμό σαπροπηλών, δεδομένου ότι η σημερινή παραγωγή οργανικής ύλης στην Ανατολική Μεσόγειο δεν μπορεί να εξηγήσει τις υψηλές τιμές του ολικού οργανικού άνθρακα (TOC), που χαρακτηρίζουν τα στρώματα αυτά (Gennari et al., 2009). Ο σχηματισμός τους οφείλεται και σε άλλους παράγοντες που επηρεάζουν το περιβάλλον, όπως η αύξηση της πρωτογενούς παραγωγικότητας, η οποία είναι συνδεδεμένη με την αυξημένη ροή οργανικής ύλης στον θαλάσσιο βυθό. Μια εξαίρεση, εντούτοις, μετά 223

224 από αποτελέσματα πρόσφατων μελετών μοντελοποίησης πάνω στη θερμόαλη κυκλοφορία, προτείνουν, ότι μία εξασθένηση της σύγχρονης (anti-estuarine) κυκλοφορίας, μπορεί να οδηγήσει στην εναπόθεση αρκετού οργανικού άνθρακα, ικανού για τον σχηματισμό σαπροπηλών με ασυνήθιστα χαμηλό ποσοστό περιεχόμενου οργανικού άνθρακα (Corg), όπως για παράδειγμα του Ολοκαινικού σαπροπηλού S1 (Gennari et al., 2009). Η αυξημένη απορροή γλυκού ύδατος, πλούσιου σε θρεπτικά συστατικά από τον Νείλο ποταμό και από τις βόρειες παραμεθόριες περιοχές της Μεσογείου (Rossignol-Strick et al., 1982; Rohling and Hilgen, 1991), πιστεύεται, ότι έχουν προκαλέσει τον σχηματισμό του νεώτερου σαπροπηλού (Van Os et al., 1994). Η αύξηση των θρεπτικών συστατικών μπορεί να προκαλέσει αύξηση της θαλάσσιας παραγωγικότητας με επακόλουθη ροή οργανικού υλικού στον θαλάσσιο πυθμένα (Van Os et al., 1994), αλλά όπως προαναφέρθηκε, αν αυτό γίνει κάτω από τις παρούσες συνθήκες κυκλοφορίας, αυτή η ροή θα είναι σε χαμηλό ποσοστό. Συνεπώς, φαίνεται, ότι ανοδικά ρεύματα ή μια άλλη εναλλακτική πηγή θρεπτικών ουσιών, απαιτείται για να αυξήσει την παραγωγή οργανικού άνθρακα, επαρκή για τον σχηματισμό των σαπροπηλών. Διάφορα πρότυπα έχουν προταθεί πρόσφατα για να περιγράψουν τους παράγοντες εκείνους, οι οποίοι θα μπορούσαν να έχουν ενισχύσει τα επίπεδα της παραγωγικότητας στην παρούσα ολιγοτροφική Μεσόγειο και που είναι ικανά να επηρεάζουν μεγάλα τμήματα της λεκάνης. Ένα πιθανό σενάριο για τον σχηματισμό των σαπροπηλών είναι, όταν η βροχόπτωση και η απορροή γλυκού νερού υπερέβαινε της εξάτμισης και πιθανόν να προκάλεσε μια αναστροφή της παρούσας κυκλοφορίας (anti-estuarine) των υδάτων της Ανατολικής Μεσογείου. Μια τέτοια κυκλοφορία (estuarine) θα προκαλούσε την άνοδο βαθύτερων θαλάσσιων υδάτων πλούσιων σε θρεπτικά συστατικά και πιθανόν να λειτούργησε ως παγίδα των θρεπτικών συστατικών στα επιφανειακά στρώματα, με αποτέλεσμα την αύξηση της πρωτογενούς παραγωγικότητας. Με αυτό τον τρόπο, αυξάνεται η ζήτηση σε οξυγόνο για να καεί το οργανικό υλικό, με αποτέλεσμα την επεισοδιακή ανάπτυξη ανοξικών συνθηκών (Sarmiento et al., 1988) και τον επακόλουθο σχηματισμό των σαπροπηλών (Van Os et al., 1994). Οι Rohling και Gieskes (1989) συνέδεσαν τον μειωμένο σχηματισμό βαθέως ύδατος, με την αυξημένη πρωτογενή παραγωγικότητα. Πρότειναν, ότι μια μείωση της υπερβολικής εξάτμισης σε σχέση με τη βροχόπτωση και την απορροή, είχε ως αποτέλεσμα τη μείωση του βάθους του πυκνοκλινούς (+ nutricline) μέσα στην ευφωτική ζώνη. Αυτό οδήγησε στην ανάπτυξη ενός ευδιάκριτου στρώματος Βαθέως Χλωροφυλλικού Μεγίστου (Deep Chlorophyll Maximum (DCM)), που ενίσχυσε τη θαλάσσια παραγωγικότητα (Van Os et al., 1994). Ως αποτέλεσμα 224

225 του μοντέλου αυτού είναι, ότι η μείωση των τιμών του δείκτη οξυγόνου (δ 18 O) στους σαπροπηλούς, συνδέεται με τη μειωμένη εισροή υδάτων από τη Δυτική Μεσόγειο και τη μειωμένη εξάτμιση παρά από την αυξημένη απορροή γλυκών υδάτων (Van Os et al., 1994). Συνεπώς, η αύξηση της βροχόπτωσης, η εισροή γλυκού νερού και η μείωση της υπερβολικής εξάτμισης σε συνάρτηση με τη μείωση της εισροής νερού από τη Δυτική Μεσόγειο, ενίσχυσε τη διαθεσιμότητα σε θρεπτικά συστατικά τη λεκάνη της Ανατολικής Μεσογείου. Αυτό είχε ως αποτέλεσμα, την ανάπτυξη ενός στρώματος πλούσιου σε θρεπτικά συστατικά χαμηλής αλατότητας, τη μείωση του βάθους του πυκνοκλινούς εντός της ευφωτικής ζώνης και την ανάπτυξη ή την ενδυνάμωση του στρώματος του Βαθέως Χλωροφυλλικού Μεγίστου. Όταν το επιφανειακό χαμηλής αλατότητας στρώμα έγινε σταθερότερο, η εμπλουτισμένη συγκέντρωση θρεπτικών συστατικών παγιδεύτηκε, με αποτέλεσμα την αύξηση της παραγωγικότητας. Η αύξηση της παραγωγικότητας σε συνδυασμό με τη στρωματοποίηση της υδάτινης στήλης, οδήγησαν στη δημιουργία δυσοξικών ή/και ανοξικών συνθηκών στον θαλάσσιο πυθμένα, εξαιτίας της μειωμένης κυκλοφορίας των υδάτινων μαζών και συνέβαλαν στην καθίζηση - διατήρηση οργανικού υλικού στον πυθμένα της θάλασσας σχηματίζοντας τα στρώματα των σαπροπηλών Ο Ρόλος της Πρωτογενούς Παραγωγικότητας στον Σχηματισμό Σαπροπηλιτικών Στρωμάτων Όπως, προαναφέρθηκε και παραπάνω σημαντικό ρόλο στον σχηματισμό των σαπροπηλών στην ευρύτερη περιοχή της Ανατολικής Μεσογείου, διαδραματίζει η αύξηση της πρωτογενούς παραγωγικότητας, η οποία αυξάνει την κατανάλωση του οξυγόνου μέσα στην υδάτινη στήλη. Οι κλιματικές συνθήκες, που επιδρούν στις μεταβολές της θαλάσσιας επιφανειακής παραγωγικότητας, συνδέονται αποκλειστικά με τη μετάπτωση των ισημεριών του άξονα της Γης φθάνοντας τις μέγιστες τιμές της κατά την περίοδο σχηματισμού των σαπροπηλών (Lourens et al., 1992). Οι σαπροπηλοί αποτίθενται σε περιόδους, όπου η εξάτμιση είναι σημαντικά μειωμένη, λόγω της αυξημένης απορροής γλυκών υδάτων στη λεκάνη της Ανατολικής Μεσογείου (Rohling and Hilgen, 1991), εξαιτίας των έντονων βροχοπτώσεων, που λαμβάνουν χώρα στις περιοχές γύρω από τη Μεσόγειο (λόγω της αυξημένης ηλιακής ακτινοβολίας το καλοκαίρι) κατά την περίοδο 225

226 των ελάχιστων τιμών μετάπτωσης των ισημεριών, όπου το περιήλιο εμφανίζεται το καλοκαίρι στο Βόρειο Ημισφαίριο (Rossignol-Strick, 1985; Hilgen, 1991a; Lourens et al., 1992). Η αύξηση της πρωτογενούς παραγωγικότητας σε περιόδους σχηματισμού των σαπροπηλών, μπορεί να εξηγηθεί από την εισροή μεγάλων ποσοτήτων γλυκού ύδατος και θρεπτικών συστατικών στη θαλάσσια λεκάνη της Ανατολικής Μεσογείου, τόσο από τον Νείλο ποταμό, όσο και από ποταμούς από τις βόρειες παρυφές της λεκάνης, σχηματίζοντας ένα επιφανειακό στρώμα χαμηλής αλατότητας πλούσιο σε θρεπτικά συστατικά και από τη μείωση του βάθους του πυκνοκλινούς εντός της ευφωτικής ζώνης, που οδήγησε στην ανάπτυξη ή στην αύξηση της έντασης του στρώματος του Βαθέως Χλωροφυλλικού Μεγίστου (Deep Chlorophyll Maximum (DCM))(Rohling and Gieskes, 1989; Lourens et al., 1992). Η μείωση του βάθους του πυκνοκλινούς κατά την περίοδο σχηματισμού των σαπροπηλών, βασίστηκε στην παρατήρηση, ότι οι σαπροπηλοί του Πλειστοκαίνου χαρακτηρίζονται από μεγάλες αφθονίες του είδους Neogloboquadrina pachyderma (d). Τα εν ζωή άτομα της N. pachyderma (d) βρίσκονται σε αφθονία όταν το βάθος του πυκνοκλινούς βρίσκεται στο ελάχιστο και η παραγωγή μέσα στο στρώμα Βαθέως Χλωροφυλλικού Μεγίστου στο μέγιστο (Lourens et al.,1992). Σύμφωνα με τους Lourens και άλλους (1992), τα αυξημένα ποσοστά της Neogloboquadrina sp. (d) μέσα σε σαπροπηλούς στο ανώτερο τμήμα της τομής Monte Singa, στην Καλαβρία της Νότιας Ιταλίας, υποδηλώνει ότι ο σχηματισμός των σαπροπηλών κατά τη διάρκεια του Ανώτερου Πλειοκαίνου έως Κατώτερου Πλειστοκαίνου, χαρακτηρίζεται από τη μείωση του βάθους εμφάνισης του πυκνοκλινούς. Το ρηχό πυκνοκλινές πρέπει να έλαβε χώρα μέσα στην ευφωτική ζώνη, αφού η Neogloboquadrina sp. (d) δεν περιορίστηκε μόνο στους σαπροπηλούς, αλλά εμφανίζεται και στα μη σαπροπηλιτικά στρώματα. Η μείωση του βάθους του πυκνοκλινούς εντός της ευφωτικής ζώνης, κατά την περίοδο σχηματισμού των σαπροπηλών του Ανώτερου Πλειοκαίνου και Κατώτερου Πλειστοκαίνου, θα μπορούσε να προκαλέσει μια επέκταση του στρώματος του Βαθέως Χλωροφυλλικού Μεγίστου (DCM) σε πιο ρηχά νερά με μεγαλύτερη ένταση του φωτός, με αποτέλεσμα την αύξηση της πρωτογενούς παραγωγικότητας μέσα στο στρώμα αυτό. Η αύξηση της παραγωγικότητας, σε συνδυασμό με τη μειωμένη μεταφορά οξυγόνου στα βαθύτερα θαλάσσια ύδατα, είναι υπεύθυνα για τον σχηματισμό των σαπροπηλών. Αυξημένα ποσοστά της Neogloboquadrina acostaensis (d) παρατηρούνται και στα στρώματα του Μέσου Κατώτερου έως Μέσου Ανώτερου Πλειοκαίνου των 226

227 ιζηματογενών κύκλων της τομής Εσσοβούγιες-Εξωβούγιες. Η παρουσία της Neogloboquadrina acostaensis (d) είναι συνεχής σε όλα τα στρώματα των ιζηματογενών κύκλων των τμημάτων Site1A, Site1AB και Site1B, με ποσοστό συμμετοχής που κυμαίνεται μεταξύ 1,46% (ΑΒ.7, 268,21m) και 51,12% (Δ.12, 260,35 m). Μέσα στα καστανόχρωμα ελασματοειδή στρώματα παρατηρούνται τα υψηλότερα ποσοστά συμμετοχής του είδους, όπως 51,12% (Δ.12, 260,35 m), 47,89% (Δ.2, 258,05 m), 44,91% (Δ.8, 259,47 m), 43,91% (ΑΒ.20, 271,30 m), 42,90% (Δ.31, 273,13 m) και 37,31% (Δ.29, 272,38 m). Εξαίρεση αποτελούν μερικοί ιζηματογενείς κύκλοι του τμήματος μεταξύ των δειγμάτων στα 261,58 m (Δ.16) και 270,98 m (ΑΒ.19), στους οποίους τα μεγαλύτερα ποσοστά του είδους εμφανίζονται μέσα στις γκρίζες μάργες (Παράρτημα 1). Στις γκρίζες μάργες το ποσοστό συμμετοχής του είδους κυμαίνεται από 2,70% (Δ.28, 271,98 m) έως 21,25% (ΑΒ.2, 267,35 m). Επίσης, οι Lourens και άλλοι (1992) παρατήρησαν μέσα στους ίδιους σαπροπηλούς, αυξημένα ποσοστά της Globigerina bulloides, το οποίο είναι είδος που διαβιεί σε ρηχά ύδατα. Αυτό υποδηλώνει τον ευτροφισμό του ανάμεικτου στρώματος κατά τις περιόδους αυτές, που θα μπορούσε να προκύψει από την αυξημένη απορροή θρεπτικών συστατικών προερχόμενων μέσω των ποταμών, από την μεταφορά θρεπτικών συστατικών από το ρηχό πυκνοκλινές πάνω στο ανάμεικτο στρώμα από στροβιλώδη ανάμειξη ή /και τη βαθιά ανάδευση των υδάτων τον χειμώνα. Οι μέγιστες αφθονίες των Neogloboquadrina sp. (d) γενικά εμφανίζονται στο ανώτερο τμήμα των σαπροπηλών, ενώ της Globigerina bulloides στο κατώτερο τμήμα. Αυτό καταδεικνύει, ότι η πρώιμη φάση του σχηματισμού των σαπροπηλών, χαρακτηρίζεται από ένα εποχιακό ρηχό πυκνοκλινές, ενώ η μεταγενέστερη φάση χαρακτηρίζεται από ένα ολόχρονο ρηχό πυκνοκλινές. Η φάση με το εποχιακό ρηχό πυκνοκλινές παρουσιάζει ισχυρότερη ανάμειξη των υδάτων τον χειμώνα, λόγω του γεγονότος ότι οι τιμές του δείκτη μετάπτωσης των ισημεριών, ήταν στο ελάχιστο και η αντίθεση μεταξύ των εποχών στο μέγιστο. Η επακόλουθη μείωση στην αντίθεση μεταξύ των εποχών δεν επιτρέπει τη χειμερινή ανάμειξη των υδάτων, η οποία αναγκάζει το αβαθές πυκνοκλινές να παραμένει ανέπαφο κατά τη διάρκεια του χειμώνα, δημιουργώντας συνθήκες που ευνοούν υψηλότερες αφθονίες της Neogloboquadrina sp. (d). Μέσα στους ιζηματογενείς κύκλους των τμημάτων Site1Α, Site1ΑΒ και Site1Β (βιοζώνες MPL3, MPL4a, MPL4b και τμήμα MPL5a) της τομής Εσσοβούγιες- Εξωβούγιες, εμφανίζονται άτομα της Globigerina bulloides σε όλα τα δείγματα με ποσοστό συμμετοχής, που κυμαίνεται από 0,56% (AB.19, 270,98 m) μέχρι 21,04% (ΑΒ.23, 272,18 m). Τα υψηλότερα ποσοστά του είδους, όπως 21,04% (ΑΒ.23), 20,46% (Δ.37, 274,83 m), 20,18% (Δ.43, 276,67 m), 15,04% (Δ.33, 273,63 m), 227

228 14,89% (Δ.35, 274,27 m), 13,31% (ΑΒ.20, 271,30 m) και 12,50% (ΑΒ.12, 269,35 m), εμφανίζονται κυρίως μέσα στα ελασματοειδή στρώματα των ιζηματογενών κύκλων, με εξαίρεση κάποιους ιζηματογενείς κύκλους του τμήματος μεταξύ των δειγμάτων 261,58 m (Δ.16) και 270,98 m (ΑΒ.19), όπως ακριβώς και με την Ν.acostaensis. Η δειγματοληψία των ελασματοειδών στρωμάτων της τομής Εσσοβούγιες- Εξωβούγιες, δεν ήταν τόσο λεπτομερής (μόνο ένα δείγμα ανά στρώμα) ούτως ώστε να μπορέσουμε να εξακριβώσουμε τις περιβαλλοντικές συνθήκες, που επικρατούσαν καθ όλη τη διάρκεια απόθεσης του κάθε ελασματοειδούς στρώματος. Μοναδική εξαίρεση αποτελεί το σαπροπηλιτικό στρώμα, που περιλαμβάνει τα δείγματα ΑΒ.23 (272,18 m) και Δ.29 (272,38 m). Τα δείγματα αυτά λήφθηκαν από τη βάση και τη μέση του στρώματος, λόγω του μεγαλύτερου πάχους του σε σχέση με τα άλλα στρώματα. Τα ποσοστά συμμετοχής των ειδών Neogloboquadrina acostaensis (d) και Globigerina bulloides στο στρώμα αυτό έχουν την ίδια συμπεριφορά, όπως και στους σαπροπηλούς του ανώτερου τμήματος της τομής Monte Singa. Δηλαδή, από τη βάση προς την οροφή του σαπροπηλιτικού στρώματος, αυξάνεται το ποσοστό της Neogloboquadrina acostaensis (d), ενώ μειώνεται το ποσοστό της Globigerina bulloides. Αυτό όμως δεν μπορεί με σιγουριά να γενικευθεί για όλα τα ελασματοειδή στρώματα της τομής. Γενικά έχει αναφερθεί από πολλούς ερευνητές, ότι στους ιζηματογενείς κύκλους της Μεσογείου, τα υψηλά ποσοστά του γένους των Neogloboquadrina συνδέονται με τους σαπροπηλούς (Lourens et al.,1992; Rohling et al., 1993; Rasmussen et al., 2005). Στην τομή Εσσοβούγιες-Εξωβούγιες τα υψηλότερα ποσοστά συμμετοχής των ειδών Neogloboquadrina acostaensis και Globigerina bulloides, παρατηρούνται μέσα στα ελασματοειδή στρώματα, ενώ τα υψηλότερα ποσοστά συμμετοχής της Globigerinita glutinata, η οποία διαβιεί στα περιθώρια περιοχών υψηλής παραγωγικότητας, παρατηρούνται μέσα στις γκρίζες ομοιογενείς μάργες. Επίσης, σχεδόν όλες οι συναθροίσεις των βενθονικών τρηματοφόρων των δειγμάτων του μεσαίου τμήματος της τομής με τους ιζηματογενείς κύκλους, αποτελούνται κυρίως από είδη που ανήκουν στα γένη Brizalina, Uvigerina, Bulimina, Bolivina και Rectuvigerina. Η παρουσία σε υψηλό ποσοστό των ενδοπανιδικών ειδών του γένους της Bolivina-Brizalina και σε μικρότερο ποσοστό των γενών Bulimina και Uvigerina, χαρακτηρίζουν περιοχές με σταθερή υψηλή ροή οργανικού υλικού στον θαλάσσιο πυθμένα (Mackensen et al.,1985; Gooday, 2003; Rasmussen et al., 2005; Di Stefano et al., 2010). 228

229 Συνεπώς, το θαλάσσιο περιβάλλον ήταν πάντοτε πλούσιο σε θρεπτικά συστατικά με υψηλή παραγωγικότητα των επιφανειακών υδάτων. Αυτός ήταν και ο κυριότερος παράγοντας, που επηρέαζε το θαλάσσιο περιβάλλον στην ευρύτερη περιοχή της τομής. Η κατανομή των πλαγκτονικών και βενθονικών τρηματοφόρων επιβεβαιώνει τη συνεχή εναλλαγή λιγότερο και περισσότερο ευτροφικών συνθηκών και ταυτίζεται πλήρως με τα αποτελέσματα της «Ανάλυσης Κυρίων Συνιστωσών» των πλαγκτονικών τρηματοφόρων της τομής για την περίοδο του Μέσου Πλειοκαίνου, ότι δηλαδή ο κυριότερος παράγοντας, που επηρέαζε το θαλάσσιο περιβάλλον ήταν η πρωτογενής παραγωγικότητα Κυκλική ιζηματογένεση στην τομή Εσσοβούγιες- Εξωβούγιες Οι κλιματικές αλλαγές εμφανίζονται περιοδικά και έχουν άμεση επίδραση στο θαλάσσιο περιβάλλον. Αυτές οι μεταβολές των κλιματικών και ωκεανογραφικών συνθηκών για την περίοδο του Πλειοκαίνου-Πλειστοκαίνου αποτυπώθηκαν στην λιθολογία και στην κατανομή των πλαγκτονικών και βενθονικών τρηματοφόρων των στρωμάτων της τομής Εσσοβούγιες-Εξωβούγιες. Ειδικότερα στο μεσαίο τμήμα της τομής παρατηρούνται συνεχείς εναλλαγές ομοιογενών και ελασματοειδών μαργών, οι οποίες καταδεικνύουν την παρουσία 35 ιζηματογενών κύκλων (Εικ. 6.4). Τα στρώματα των ιζηματογενών κύκλων ποικίλουν σε πάχος, καθώς και στη συνάθροιση της περικλειόμενης πανίδας. Το είδος και το ποσοστό συμμετοχής των διαφόρων ειδών εντός της περικλειόμενης πανίδας, επηρεάζεται επίσης και από τα ιδιαίτερα χαρακτηριστικά της περιοχής, όπως την τοπογραφία και το βάθος της θαλάσσιας λεκάνης και τη γειτνίαση της περιοχής με εκβολές ποταμών, οι οποίοι διαπερνούσαν μία ήδη αναδυθείσα χέρσο από το Μέσο Μειόκαινο (πριν από 10 εκατομμύρια χρόνια περίπου). Μέσα στις γκρίζες ομοιογενείς μάργες των ιζηματογενών κύκλων κυριαρχούν τα είδη Globigerina falconensis, Globigerinita glutinata, Globoturborotalita decoraperta, Globigerinoides ruber και Neogloboquadrina acostaensis. Τα είδη G. falconensis, G. glutinata και G. ruber είναι κάτοικοι του μικτού στρώματος, ενώ τα είδη G. decoraperta και N. acostaensis είναι κάτοικοι του θερμοκλινούς (Chaisson and Ravelo, 1997). Το είδος G. ruber αρέσκεται σε ζεστά θαλάσσια περιβάλλοντα με υψηλή στρωματοποίηση της θαλάσσιας υδάτινης στήλης. Επίσης, διαβιεί στο ανάμεικτο στρώμα χαμηλής γονιμότητας από τις τροπικές έως τις υποτροπικές περιοχές (Lourens, 1994). Η G. falconensis διαβιεί κατά προτίμηση σε κρύες 229

230 υποτροπικές περιοχές (Lourens, 1994), στην ευφωτική ζώνη μαζί με συμβιωτικούς οργανισμούς (Hemleben et al., 1989; Antonarakou, 2001). Η G. glutinata είναι σε μεγάλο βαθμό ένα φυτοπλαγκτοφάγο είδος (Hemleben et al., 1989), του οποίου το εύρος κατανομής κυμαίνεται από τα τροπικά έως τα υποπολικά ύδατα, ενώ η μεγαλύτερη αφθονία του παρατηρείται σε υποτροπικά ύδατα. Εμφανίζεται σε παρακείμενες ζώνες ανοδικών ρευμάτων, καθώς και στα περιθώρια περιοχών υψηλής παραγωγικότητας. Στη Μεσόγειο διαβιεί σε βάθος ύδατος μεταξύ m σε ύδατα χαμηλής πυκνότητας (Antonarakou, 2001). Εικόνα 6.4: Οι Ιζηματογενείς κύκλοι του μεσαίου τμήματος της τομής Εσσοβούγιες-Εξωβούγιες. 230

231 Μέσα στα ομοιογενή στρώματα εμφανίζεται με υψηλά ποσοστά συμμετοχής και η G. decoraperta, η οποία διαβιούσε κατά προτίμηση σε τροπικές έως υποτροπικές περιοχές (Kennett & Srinivasan, 1983). Επίσης, η N. acostaensis εμφανίζεται με σχετικά υψηλά ποσοστά μέσα στις γκρίζες μάργες των ιζηματογενών κύκλων, αλλά αφθονεί περισσότερο μέσα στα ελασματοειδή στρώματα. Γενικά, τα είδη της Neogloboquadrina τρέφονται αποκλειστικά με φυτοπλαγκτόν, το οποίο στις τροπικές περιοχές είναι άφθονο στο στρώμα του Βαθέως Χλωροφυλλικού Μεγίστου (Lourens, 1994; Antonarakou, 2001). Συνεπώς, σε όλη την περίοδο απόθεσης των ιζηματογενών κύκλων, θα πρέπει να έλαβε χώρα ένα ρηχό πυκνοκλινές μέσα στην ευφωτική ζώνη, αφού η Neogloboquadrina (d) δεν περιορίστηκε μόνο στους σαπροπηλούς αλλά εμφανίζεται και στα μη σαπροπηλιτικά στρώματα (Lourens et al., 1992). Με βάση τα πιο πάνω, φαίνεται, ότι η συνάθροιση αυτή κυριαρχείται από είδη που διαβιούν στο ανάμεικτο στρώμα και αφθονούν σε ολιγοτροφικά, ζεστά θαλάσσια περιβάλλοντα, μαζί όμως με είδη που διαβιούν σε βαθύτερα περιβάλλοντα πλούσια σε φυτοπλαγκτόν. Στα ελασματοειδή στρώματα στα 258,05 m (Δ. 2), 258,45 m (Δ.4), 258,75 m (Δ.6), 259,47 m (Δ.8), 259,73 m (Δ.10), 260,35 m (Δ.12), 271, 30 m (ΑΒ. 20), 272,18 m (ΑΒ.23), 272,38 m (Δ. 29), 273,13 m (Δ.31), 273,63 m (Δ.33), 274,27 m (Δ.35), 274,83 m (Δ.37), 275,43 m (Δ.39), 276,08 m (Δ.41), 276,67 m (Δ.43) και 277,26 m (Δ.45) κυριαρχούν τα είδη Neogloboquadrina acostaensis, Globigerina bulloides, Globigerina falconensis, Globigerinoides obliquus, Globoturborotalita apertura, Globigerinoides trilobus, G. bulloideus και G. extremus. Οι υψηλότερες αφθονίες των ειδών της Neogloboquadrina, που διαβιούν σε ζεστά ύδατα εμφανίζονται μέσα στο στρώμα του Βαθέως Χλωροφυλλικού Μεγίστου, λόγω της υψηλής αφθονίας σε φυτοπλαγκτόν του στρώματος αυτού στις τροπικές περιοχές (Lourens, 1994; Antonarakou, 2001). Η Ν. acostaensis ευδοκιμεί σε κρύα νερά, ιδίως σε θαλάσσιες περιοχές, όπου ένα ρηχό θρεπτοκλινές (nutricline) ευνοεί τον σχηματισμό ενός Βαθέως Χλωροφυλλικού Μεγίστου (DCM) (Antonarakou et al., 2007). Η Neogloboquadrina sp. ευδοκιμεί σε ευτροφικά ύδατα, που ως επί το πλείστον συνδέονται με ένα στρώμα Βαθέως Χλωροφυλλικού Μεγίστου (DCM) στη βάση της ευφωτικής ζώνης, από την ανοδική ανάμειξη θρεπτικών ουσιών από βαθύτερα ύδατα και η μεγάλη αφθονία του, υποδηλώνει στρωματοποιημένες συνθήκες μέσα στο ευφωτικό στρώμα (Antonarakou et al., 2007). Η G. bulloides είναι ένα ευρυθερμικό είδος, το οποίο ευδοκιμεί σε οποιαδήποτε ευτροφικά επιφανειακά θαλάσσια ύδατα (Lourens, 1994), όπως οι περιοχές ανοδικών ρευμάτων και όρια θαλάσσιων 231

232 ρευμάτων (Pujol and Vergnaud Grazzini, 1995). Τα είδη G. obliquus και G. apertura αποτελούν προγονικούς τύπους των ειδών G. ruber και G. rubescens και γι αυτό υποθέτουμε, ότι παρουσίαζαν τα ίδια οικολογικά χαρακτηριστικά με τα είδη αυτά. Συνεπώς, διαβιούσαν σε ζεστά θαλάσσια ύδατα, με υψηλή στρωματοποίηση της θαλάσσιας στήλης στο ανάμεικτο στρώμα χαμηλής γονιμότητας από τις τροπικές έως τις υποτροπικές περιοχές (Lourens, 1994). Το G. trilobus είναι τροπικό είδος, το οποίο βρίσκεται συνήθως σε ρηχά (στα ανώτερα 50 m) ολιγοτροφικά θαλάσσια ύδατα και είναι ευαίσθητο στην αλατότητα (Antonarakou, 2001). Το G. trilobus είναι άφθονο εκεί, όπου επικρατούν σχετικά ζεστά και χαμηλής περιεκτικότητας σε θρεπτικά συστατικά επιφανειακά ύδατα, λόγω της ύπαρξης ενός σχετικά σταθερού πυκνοκλινούς σε βάθος (Cifelli, 1974; Thunell, 1978; Hemleben et al, 1989; Pujol & Vergnaud-Grazzini, 1989; Antonarakou et al., 2007). Επίσης, δείχνει την εμφάνιση ενός ρηχού πυκνοκλινούς (Fenton et al., 2000), που ενδεχομένως συνδέεται με ισχυρές περιόδους απορροής (Rossignol Strick,1985; Triantaphyllou et al., 2007). Συνεπώς, κατά τις περιόδους μεγάλων απορροών γλυκού ύδατος σχηματιζόταν ένα επιφανειακό στρώμα από υφάλμυρο νερό πλούσιο σε θρεπτικά συστατικά, κυρίως από φυτοπλαγκτόν, με αποτέλεσμα τον ευτροφισμό των υδάτων και τη μείωση του βάθους του πυκνοκλινούς (+ nutricline) εντός της ευφωτικής ζώνης, που οδήγησε στην ανάπτυξη ενός ευδιάκριτου στρώματος Βαθέως Χλωροφυλλικού Μεγίστου (Deep Chlorophyll Maximum (DCM)), το οποίο ενίσχυσε τη θαλάσσια παραγωγικότητα. Γι αυτό βρίσκονται σε μεγάλη αφθονία τα ευτροφικά είδη N. acostaensis, το οποίο είναι κάτοικος του θερμοκλινούς (Chaisson and Ravelo, 1997) και τρέφεται από φυτοπλαγκτόν, καθώς και της G. bulloides που κατοικεί στο ανάμεικτο στρώμα και τρέφεται από φύκη (Antonarakou, 2001). Η παρουσία των ειδών N. acostaensis και G. trilobus χαρακτηρίζουν θαλάσσια περιβάλλοντα με σχετικά θερμά ύδατα με υψηλή εποχιακή παραγωγικότητα (Antonarakou et al., 2007). Στα ελασματοειδή στρώματα στα 260,85 m (Δ.14), 261,58 m (Δ.16), 262,05 m (Δ.18), 262,55 m (Δ.20), 263,23 m (Δ.22), 263,80 m (Δ.24), 264,35 m (Δ.26), 266,03 m (ΑΒ.04), 266,45 m (ΑΒ.02), 266,90 m (ΑΒ.0), 267,44 m (ΑΒ.3), 267,72 m (ΑΒ.5), 268,21 m (ΑΒ.7), 268,62 m (ΑΒ.9), 269,35 m (ΑΒ.12), 269,80 m (ΑΒ.14), 270,26 m (ΑΒ.16), 270,78 m (ΑΒ.18) και 277,84 m (Δ.47) κυριαρχούν τα είδη Globigerina falconensis, Globigerinita glutinata, Globoturborotalita decoraperta, G. apertura, G. rubescens, Globigerinoides ruber, Globigerina bulloides, Neogloboquadrina acostaensis, Globigerinoides obliquus και G. trilobus. Στα στρώματα αυτά φαίνεται, ότι αφθονούν τα ίδια είδη με εκείνα της συνάθροισης των γκρίζων ομοιογενών 232

233 μαργών, όπως είναι τα είδη G. falconensis, G. glutinata, Globoturborotalita group και G. ruber, ενώ τα είδη Neogloboquadrina acostaensis, Globigerina bulloides, G. obliquus και G. trilobus απαντούν με χαμηλότερα ποσοστά συμμετοχής στα περισσότερα από τα δείγματα αυτά. Υπερισχύουν δηλαδή τα είδη, που διαβιούν στο ανάμεικτο στρώμα σε σχέση με τα είδη που διαβιούν στο θερμοκλινές. Η αύξηση του ποσοστού της G. glutinata καταδεικνύει αύξηση της παρουσίας των διατόμων, αφού παρουσιάζει μία ιδιαίτερη προτίμηση σε αυτά (Antonarakou, 2001), ενώ αντίθετα η μείωση του ποσοστού της N. acostaensis, καταδεικνύει την μη ανάπτυξη ενός ευδιάκριτου Βαθέως Χλωροφυλλικού Μεγίστου εντός της ευφωτικής ζώνης, πιθανόν λόγω της χαμηλότερης απορροής γλυκών υδάτων και εμπλουτισμού σε θρεπτικά συστατικά των θαλάσσιων υδάτων. Με βάση τα πιο πάνω φαίνεται, ότι η ποσότητα και το είδος των θρεπτικών συστατικών επηρέαζε σημαντικά την κατανομή και το ποσοστό συμμετοχής των διαφόρων πλαγκτονικών ειδών, που ανευρέθηκαν εντός των διαφόρων στρωμάτων των ιζηματογενών κύκλων της τομής Εσσοβούγιες-Εξωβούγιες. Οι συναθροίσεις των βενθονικών απολιθωμένων ειδών, που απαντώνται μέσα στις ομοιογενείς γκρίζες μάργες και στα ελασματοειδή καστανόχρωμα στρώματα των ιζηματογενών κύκλων, καταδεικνύουν εναλλαγές κυρίως υποξικών ανοξικών συνθηκών αντίστοιχα στον θαλάσσιο πυθμένα. Γενικά, όσον αφορά τη βιοποικιλότητα και την αφθονία των βενθονικών τρηματοφόρων παρατηρείται, ότι ο αριθμός των γενών και των ειδών είναι χαμηλότερος στα ελασματοειδή σε σχέση με τα ομοιογενή στρώματα, ενώ ο συνολικός αριθμός των ατόμων εντός του διαχωρισμένου κλάσματος, είναι χαμηλότερος στα ελασματοειδή στρώματα, αλλά αυτό δεν αποτελεί κανόνα, καθώς υπάρχουν και ελασματοειδή στρώματα με υψηλό αριθμό ατόμων. Αυτό εξαρτάται από τις συνθήκες που επικρατούσαν στον βυθό και το βάθος της θάλασσας. Στην τομή απαντούν ελασματοειδή στρώματα με πολύ χαμηλό αριθμό βενθονικών ειδών και ατόμων, όπως ακριβώς συμβαίνει και στους τυπικούς σαπροπηλούς της Μεσογείου. Στα δείγματα στα 258,05 m (Δ.2), 258,45 m (Δ.4), 259,47 m (Δ.8) και 260,35 m (Δ.12) του τμήματος Site 1A, 272,18 m (ΑΒ.23) του τμήματος Site 1AΒ και 273,13 m (Δ.31) του τμήματος Site 1Β παρατηρείται, ότι ο αριθμός των βενθονικών ειδών, εντός του διαχωρισμένου κλάσματος για τη μελέτη των πλαγκτονικών τρηματοφόρων είναι πολύ χαμηλός (<12) έως μηδενικός. Τα είδη που συμμετέχουν εντός της συνάθροισης των δειγμάτων αυτών ανήκουν κυρίως στα γένη Brizalina, 233

234 Uvigerina, Bulimina, Bolivina και Rectuvigerina, τα οποία είναι χαρακτηριστικά είδη δυσοξικών έως ανοξικών περιβαλλόντων (Van derzwaan, 1982; Jonkers, 1984; Rasmussen et al., 2005). Με βάση το ποσοστό του ολικού οργανικού άνθρακα στα προαναφερόμενα δείγματα, μόνο το στρώμα του δείγματος Δ.8 μπορεί να χαρακτηριστεί ως σαπροπηλός, ενώ τα στρώματα των δειγμάτων Δ.2 και Δ.4 ως σαπροπηλιτικά. Στα άλλα δείγματα, αν και ο χαμηλός έως μηδενικός αριθμός ατόμων των βενθονικών ειδών καταδεικνύει ένα περιβάλλον με ανοξικές συνθήκες, εντούτοις δεν ανευρέθηκε υψηλό ποσοστό οργανικού άνθρακα στα δείγματα αυτά. Μέσα σε σαπροπηλιτικό στρώμα από πυρήνα της Θάλασσας του Ιονίου, σε βάθος νερού 409 m, παρατηρήθηκε ότι κυριαρχούν τα είδη Bulimina costata, Uvigerina peregrina και Brizalina spathulata (Rasmussen, 1991; Rasmussen et al., 2005). Τα είδη Uvigerina peregrina και Brizalina spathulata βρίσκονται σε αφθονία σε πολλά δείγματα, που λήφθηκαν από τα ελασματοειδή στρώματα της τομής. Το είδος Brizalina spathulata εμφανίζεται με πολύ υψηλά ποσοστά συμμετοχής στα δείγματα στα 258,75 m (Δ.6, 94,26%), 259,73 m (Δ.10, 54,05%), 260,85 m (Δ.14, 45,64%), 261,58 m (Δ.16, 35,79%) και 262,05 m (Δ.18, 37,23%) του τμήματος Site 1A, 271,30 m (ΑΒ.20, 47,20%) του τμήματος Site 1AΒ και 272,18 m (ΑΒ.23, 41,67%) του τμήματος Site 1Β. Γενικά το είδος αυτό στους σαπροπηλούς του Πλειοκαίνου είναι το τελευταίο είδος, το οποίο εξαφανίζεται πριν από τη συνολική ανεπάρκεια οξυγόνου (Jonkers, 1984). Επίσης, είναι κοινό κάτω από τον Ολοκαινικό σαπροπηλό S1, κάτω από δυσοξικές πρωτοσαπροπηλιτικές συνθήκες (Rasmussen et al., 2005). Εντούτοις, το ποσοστό του ολικού οργανικού άνθρακα είναι πολύ χαμηλό σε αυτά τα σαπροπηλιτικά στρώματα. Στα ελασματοειδή στρώματα στα 272,38 m (Δ. 29), 274,83 m (Δ. 37), 276,08 m (Δ.41) και 277, 26 m (Δ.45) του τμήματος Site 1Β, ο ολικός αριθμός των ειδών εντός του διαχωρισμένου κλάσματος είναι μικρότερος των 35 ατόμων, καταδεικνύοντας στρες περιβάλλον κάτω από δυσοξικές συνθήκες. Στους υπόλοιπους ιζηματογενείς κύκλους της τομής ο αριθμός των ατόμων είναι μεγαλύτερος και φαίνεται γενικά, ότι αν και παρατηρούνται διαφορές στα ποσοστά συμμετοχής των επικρατέστερων ειδών, οι συναθροίσεις της βενθονικής πανίδας μεταξύ των ομοιογενών και των ελασματοειδών μαργών των περισσοτέρων κύκλων, είναι παρόμοια με τα επικρατέστερα είδη να ανήκουν στα γένη Brizalina, Uvigerina, Bulimina και Bolivina. Εξαίρεση αποτελούν οι ιζηματογενείς κύκλοι που περιέχουν τις γκρίζες μάργες των δειγμάτων Δ.9 και Δ.11 του Site 1Α και ΑΒ.22 και Δ.42 του Site 1Β, όπου επικρατούν είδη του γένους των Cibicidoides. Πολλές έρευνες σε ιζήματα της εξωτερικής 234

235 κρηπίδας και της ανώτερης κατωφέρειας έχουν αναδείξει, ότι τα είδη που ανήκουν στα γένη Cibicidoides, Cibicides, S. bulloides, S. reticulata, P. ariminensis, M. barleeanum, Cassidulina και Globocassidulina χαρακτηρίζουν κανονικά οξυγονωμένα ύδατα, ενώ είδη των γενών Bolivina, Brizalina, Uvigerina, Rectuvigerina, Bulimina και Globobulimina είναι χαρακτηριστικά των περιβαλλόντων χαμηλού οξυγόνου (Van der Zwaan, 1982; Jonkers, 1984; Rasmussen et al., 2005). Επιπρόσθετα, τα σαπροπηλιτικά στρώματα δεν εμφανίζονται μόνο σε βαθιές θαλάσσιες λεκάνες. Στη Θάλασσα του Μαρμαρά, η οποία σχηματίζει μία ξεχωριστή λεκάνη μεταξύ του Αιγαίου πελάγους και της Μαύρης θάλασσας, έχουν καταγραφεί σε πυρήνες, σαπροπηλιτικά στρώματα σε ρηχά νερά, βάθους μέχρι 37 m (Rasmussen et al., 2005). Το ανώτατο βαθυμετρικό όριο εμφάνισης σαπροπηλού στην ανοικτή θάλασσα της Ανατολικής Μεσογείου, είναι περίπου 300 m (Rohling and Gieskes 1989) και στο Αιγαίο Πέλαγος περίπου στα 125 m (Perissoratis and Piper, 1992). Επίσης, γενικά φαίνεται από πυρήνες πάνω στην κρηπίδα, ότι τα σαπροπηλιτικά στρώματα περιέχουν βενθονική πανίδα χαμηλής αφθονίας, που κυριαρχείται από τα είδη Bulimina, Bolivina, Brizalina, Cassidulina, Nonionella, Hyalinea balthica και Chilostomella. Η συνάθροιση αυτή έχει ερμηνευθεί ως υποξική (Kaminski et al., 2002; Rasmussen et al., 2005) και το ποσοστό του οργανικού άνθρακα είναι σχετικά χαμηλό σε σχέση με τους βαθύτερους σαπροπηλούς της Μεσογείου, οι οποίοι είναι ως επί το πλείστον στείροι σε βενθονικά τρηματοφόρα (Rasmussen et al., 2005). Ο Calvert (1983) καταδεικνύει, ότι οι σαπροπηλοί με χαμηλό ποσοστό σε οργανικό άνθρακα ( 2% Corg), όπως για παράδειγμα ο Ολοκαινικός S1, θα μπορούσαν να σχηματιστούν χωρίς σημαντικές αυξήσεις της πρωτογενούς παραγωγικότητας, δηλαδή χωρίς την ανάπτυξη ενός Βαθέως Χλωροφυλλικού Μεγίστου (DCM) (Rohling, 1994). Συνεπώς, με βάση τα πιο πάνω συμπεραίνεται, ότι λόγω του σχετικά μικρού βάθους απόθεσης των ιζηματογενών κύκλων της τομής Εσσοβούγιες-Εξωβούγιες και η γειτνίαση της περιοχής με γειτονική χέρσο, να μην επέτρεψαν την ανάπτυξη πλήρως ανοξικών συνθηκών στα περισσότερα από τα ελασματοειδή στρώματα, αλλά την περιοδική οξυγόνωση των υδάτων. Αυτό ίσως είχε ως αποτέλεσμα, την απόθεση ελασματοειδών στρωμάτων με χαμηλό ποσοστό σε οργανικό άνθρακα. Οι τιμές του ολικού οργανικού άνθρακα και η απουσία βενθονικών ειδών καταδεικνύει, ότι τα κατώτερα ελασματοειδή στρώματα στα 258,05 m (Δ.2), 258,45 m (Δ.4) και 259,47 m (Δ.8) πιθανόν να αποτέθηκαν σε ένα σχετικά βαθύτερο θαλάσσιο περιβάλλον κάτω από ανοξικές συνθήκες και αποτελούν σαπροπηλιτικά στρώματα. Τα υπόλοιπα ελασματοειδή στρώματα της τομής Εσσοβούγιες-Εξωβούγιες, έχουν αποτεθεί πάνω 235

236 στο ανώτερο τμήμα της ηπειρωτικής κατωφέρειας, κοντά στο όριο με την ηπειρωτική κρηπίδα κάτω από συνεχείς υποξικές συνθήκες και πιθανόν να αποτελούν ρηχές προεκτάσεις βαθύτερων σαπροπηλών. Το μικρό βάθος της θάλασσας πιθανόν να εμπόδισε την ανάπτυξη ανοξικών συνθηκών, είτε λόγω της οξυγόνωσης του θαλάσσιου πυθμένα από τη χειμερινή ανάμειξη των υδάτων ή τον στροβιλισμό των υδάτων από την ύπαρξη δυνατών θαλάσσιων ρευμάτων. Η συνεχής παρουσία μερικών βενθονικών ειδών μέσα στον σαπροπηλό S1, σε μερικούς βαθείς πυρήνες και η επαναλαμβανόμενη ανανέωση του πληθυσμού του σαπροπηλού S6 κατέδειξαν, ότι μία διακοπτόμενη οξυγόνωση του νερού του βυθού κατά την περίοδο απόθεσης των σαπροπηλών της Μεσογείου δεν είναι ασυνήθιστη (Casford et al., 2003; Rasmussen et al., 2005), πόσο μάλλον όταν το θαλάσσιο περιβάλλον απόθεσης των ιζημάτων είναι ρηχό κοντά σε χέρσο με εκβολές ποταμών Κυκλική ιζηματογένεση στην τομή Πισσουρίου Π1 Η νοτιότερη τομή του Πισσουρίου Π1 βρίσκεται στα δυτικά όρια της λεκάνης και χαρακτηρίζεται από αποθέσεις ρυθμικά επαναλαμβανόμενων ιζηματογενών κύκλων του Σχηματισμού Λευκωσίας (Εικ. 6.5). Αποτελείται από πολύ καλά διατηρημένα κυκλικά θαλάσσια ιζήματα, που αποτελούνται από εναλλασσόμενα στρώματα καστανόχρωμων ελασματοειδών και γκρίζων ομοιογενών μαργών, πάχους 50 m περίπου. Στη βάση των ιζηματογενών κύκλων εμφανίζεται μικρού πάχους ομοιογενής ροδόχροα μάργα, η οποία επικάθεται με σαφή ασυμφωνία πάνω στα ιζήματα του υποκείμενου Σχηματισμού Πάχνας. Συνεπώς, απουσιάζουν οι γύψοι, οι γυψούχες μάργες και οι Lago-Mare φάσεις του Σχηματισμού Καλαβασού, τα οποία αποτέθηκαν κατά τη διάρκεια της Κρίσης Αλατότητας του Μεσσηνίου και που εμφανίζονται στην επιφάνεια σε άλλες περιοχές της λεκάνης του Πισσουρίου. Σε όλο το μήκος της νότιας τομής Π1 τα πλαγκτονικά τρηματοφόρα εμφανίζονται σε αφθονία και είναι καλά διατηρημένα. Η ποσοτική και ποιοτική ανάλυση των πλαγκτονικών τρηματοφόρων καθόρισε έξι βιοσυμβάντα, τα οποία είναι: (1) τελευταία κοινή εμφάνιση της Globorotalia margaritae, (2) τελευταία εμφάνιση της Globorotalia margaritae, (3) πρώτη εμφάνιση της Globorotalia crassaformis, (4) εξαφάνιση της Globorotalia puncticulata, (5) επανεμφάνιση της Globorotalia crassaformis, και (6) επανεμφάνιση της Globorotalia puncticulata (Triantaphyllou et al.,2008, 2010). 236

237 Εικόνα 6.5: Στο χάρτη φαίνεται η θέση της τομής του Πισσουρίου Π1, μαζί με τη λιθοστρωματογραφική στήλη του νοτιότερου τμήματος της τομής (Drinia et al., 2013). Η συνάθροιση των πλαγκτονικών τρηματοφόρων χαρακτηρίζεται από υψηλές αφθονίες των ειδών G. ruber, G. obliquus, G. apertura, G. trilobus και O. universa. Τα είδη αυτά είναι χαρακτηριστικά θερμών και ολιγοτροφικών συνθηκών (Hemleben et al., 1989; Triantaphyllou et al., 2010), ενώ τα είδη Globigerinoides ruber, G. obliquus και G. apertura, χαρακτηρίζουν περιβάλλοντα με υψηλή στρωματοποίηση του ανάμεικτου στρώματος χαμηλής γονιμότητας, από τις τροπικές έως τις υποτροπικές περιοχές (Lourens, 1994). Χαρακτηριστικά είδη ψυχρών υδάτων αποτελούν μόνο η G. scitula και T. quinqueloba, ενώ τα είδη Neogloboquadrina sp. (dextral) και Globigerina bulloides, τα οποία χαρακτηρίζουν ευτροφικά περιβάλλοντα με υψηλή παραγωγικότητα, αφθονούν στα καστανόχρωμα ελασματοειδή στρώματα (Triantaphyllou et al., 2010). Οι υψηλές αφθονίες της Neogloboquadrina (d) παρατηρούνται στο στρώμα του Βαθέως Χλωροφυλλικού Μεγίστου (DCM) και ως εκ τούτου, θεωρείται, ότι πολλαπλασιάζεται κάτω από υψηλής παραγωγικότητας θαλάσσιες μάζες επιφανειακών υδάτων ή / και στρωματοποιημένες συνθήκες στην επιφάνεια του νερού (Triantaphyllou et al., 2010). Στη Μεσόγειο, οι υψηλές αφθονίες της Neogloboquadrina (d), συνδέονται συχνά με στρώματα σαπροπηλών (Rohling & Gieskes, 1989; Triantaphyllou et al., 2008, 2010) και η υψηλή αφθονία του Globigerinoides ruber, καταδεικνύει έντονη στρωματοποίηση των επιφανειακών 237

238 υδάτων κατά τη διάρκεια σχετικά θερμών καλοκαιριών και εποχιακών Βαθέων Χλωροφυλλικών Μεγίστων (Lourens et al., 1992; Triantaphyllou et al., 2008, 2010). Οι θαλάσσιες συνθήκες του κατώτερου μέρους της υδάτινης στήλης, με βάση την παρουσία δυσοξικών δεικτών της συνάθροισης των βενθονικών τρηματοφόρων, όπως Bulimina exilis, Bulimina costata, Globobulimina sp., Brizalina spathulata, Bolivina dilatata, καταδεικνύουν διαταραχή ή / και περιβαλλοντολογικό στρες, όσον αφορά την περιεκτικότητα του θαλάσσιου νερού σε οξυγόνο (Rogerson et al., 2006; Triantaphyllou et al., 2010). Τα είδη Bulimina exilis και Brizalina spathulata συνδέονται συχνά με σαπροπηλούς, που σχηματίζονται υπό συνθήκες σημαντικής μείωσης του οξυγόνου (Jonkers, 1984; Triantaphyllou et al., 2010). Το υψηλό ποσοστό συμμετοχής της Bulimina exilis, καταδεικνύει την είσοδο οργανικής ύλης από την απορροή γλυκών υδάτων, η οποία αυξάνει τη διαθεσιμότητα των τροφίμων και οδηγεί σε αυξημένη κατανάλωση του οξυγόνου (Jorissen et al., 1995; Triantaphyllou et al., 2010). Οι παλαιοκλιματολογικές συνθήκες ενισχυμένης παραγωγικότητας περιορίζουν τη διαθεσιμότητα του διαλυμένου οξυγόνου στον βυθό των θαλασσών και προσωρινά καθιερώνουν δυσοξικές συνθήκες (Triantaphyllou et al., 2010). Οι συνεχείς εναλλαγές των ευτροφικών και ολιγοτροφικών συναθροίσεων πλαγκτονικών τρηματοφόρων και δυσοξικών-οξικών συναθροίσεων βενθονικών τρηματοφόρων, αντικατοπτρίζουν τις συνεχείς εναλλαγές στη λιθολογία μεταξύ των ελασματοειδών και ομοιογενών μαργών των ιζηματογενών κύκλων της νότιας τομής Πισσουρίου Π1 (Triantaphyllou et al., 2010). Τα ελασματοειδή σαπροπηλιτικά στρώματα που αποτέθηκαν κοντά στο όριο Ζανγκλίου/Πλακεντίου, χαρακτηρίζονται από διακυμάνσεις ζεστών - εύκρατων και υγρών-υποτροπικών συνθηκών με υψηλή στρωματοποίηση της υδάτινης στήλης, κατά την περίοδο των ελάχιστων τιμών μετάπτωσης των ισημεριών (Triantaphyllou et al., 2008, 2010) Στρωματογραφική εξέλιξη του Πλειοκαίνου στη Μεσόγειο Η αλλαγή της σχετικής κίνησης των πλακών της Αφρικής και της Ευρασίας, πριν από 5,33 Ma, είχε ως αποτέλεσμα τη διάνοιξη των στενών του Γιβραλτάρ και τον κατακλυσμό της Μεσογείου από τα νερά του Ατλαντικού Ωκεανού με την έναρξη της βαθμίδας του Ζαγκλίου (γνωστή και ως "Πλημμύρα ή Κατακλυσμός του Ζαγκλίου"), η οποία σηματοδοτεί το τέλος της Κρίσης Αλατότητας του Μεσσηνίου και την έναρξη 238

239 ενός νέου κύκλου ιζηματογένεσης. Η Μεσόγειος κατακλύζεται πολύ γρήγορα από τα νερά του Ατλαντικού Ωκεανού μέσα σε ένα χρονικό διάστημα, που εκτιμάται μεταξύ πολλών μηνών μέχρι και δύο ετών (Roveri et al., 2008), με αποτέλεσμα να μην παρατηρείται οποιαδήποτε χρονική καθυστέρηση μεταξύ των βιοσυμβάντων της Δυτικής και της Ανατολικής λεκάνης. Εικόνα 6.6: Χάρτης που δείχνει τις θέσεις των πυρήνων του ODP (μαύρες τελείες) στην Ανατολική Μεσόγειο (Kroon et al., 1998) και τις θέσεις του Πυρήνα ΜΠ7 και των τομών Εσσοβούγιες-Εξωβούγιες, Πισσουρίου και Rossello (κόκκινες τελείες). Στην περιοχή της Κύπρου ο νέος κύκλος ιζηματογένεσης ξεκινά με τις ανοιχτού γκρίζου έως λευκού χρώματος μάργες, οι οποίες εμφανίζονται στον πυρήνα ΜΠ7 και στην ευρύτερη περιοχή του Πισσουρίου (Rouchy et al., 2001), ενώ απουσιάζουν από την τομή Εσσοβούγιες-Εξωβούγιες και τη νότια τομή του Πισσουρίου Π1. Οι κατώτερες γκρίζες μάργες του πυρήνα ΜΠ7 είναι πλούσιες σε πλαγκτονικά τρηματοφόρα, όπως Globigerina falconensis, Globoturborotalita nepenthes, G. decoraperta, Globigerinita glutinata, Neogloboquadrina acostaensis, Globigerinoides obliquus, G. sacculifer και Orbulina sp., ενώ οι μάργες στην περιοχή του Πισσουρίου είναι πλούσιες σε μεγάλα τρηματοφόρα κυρίως επιπελαγικών συγκεντρώσεων, όπως G. trilobus, G. obliquus και G. sacculifer, που καταδεικνύουν ρηχό θαλάσσιο περιβάλλον (Rouchy et al., 2001). Η βάση του Πλειοκαίνου στην περιοχή της Σικελίας, στη σύνθετη τομή Rossello (Εικ.6.6)(αποτελείται από τα τμήματα Eraclea Minoa, Punta di Maiata, Punta Grande και Punda Piccola (Hilgen, 1987; 239

240 Antonarakou, 2001)), αποτελείται από κυκλικές εναλλαγές γκρίζων-λευκών-μπεζλευκών ανθρακικών στρωμάτων του Σχηματισμού Trubi, που είναι πλούσιες σε πλαγκτονικά τρηματοφόρα, όπως Globoturborotalita apertura, Neogloboquadrina acostaensis, Globigerinoides obliquus, Globigerina bulloides, G. falconensis, Globigerinita glutinata, G. sacculifer και Orbulina sp.. Σε όλα τα Πλειοκαινικά ιζήματα της Κύπρου λίγο πάνω από τη βάση τους εμφανίζονται ροδόχροες συμπαγείς μάργες, με το μεγαλύτερο πάχος τους να παρατηρείται στον πυρήνα ΜΠ7. Στην τομή Εσσοβούγιες-Εξωβούγιες οι μάργες αυτές αποτέθηκαν μεταξύ 5,21-4,52 Ma, ενώ προς τα πάνω μέχρι τα 4 Ma περίπου αποτέθηκαν οι καστανόχρωμες μάργες. Στον πυρήνα ΜΠ7 οι ροδόχροες μάργες αποτέθηκαν μεταξύ 5,245-4,049 Ma. Στην νότια τομή του Πισσουρίου Π1, οι μάργες αυτές εμφανίζονται με πολύ μικρό πάχος, αφού η τομή αρχίζει από τα 4,21 Ma περίπου και απουσιάζει μεγάλο μέρος του Κατώτερου Πλειοκαίνου. Οι ροδόχροες μάργες είναι πολύ πλούσιες σε πλαγκτονικά τρηματοφόρα, όπως Globigerina falconensis, Globigerinita glutinata, Neogloboquadrina acostaensis, Globoturborotalita decoraperta και G. nepenthes. Στη Σικελία, για το αντίστοιχο διάστημα (5,25-4,048 Ma), συνεχίστηκε η ιζηματογένεση των ανθρακικών κυκλικών στρωμάτων του Σχηματισμού Trubi (Εικ. 6.7) και τα ιζήματα αυτά παρουσιάζουν παρόμοια συνάθροιση πλαγκτονικών τρηματοφόρων, αποτελούμενα από τα είδη: Globigerina falconensis, Globoturborotalita apertura, Neogloboquadrina acostaensis και Globigerinita glutinata. Πάνω από τις ροδόχροες μάργες στην τομή Εσσοβούγιες-Εξωβούγιες και στη νότια και μεσαία τομή Πισσουρίου Π1 και Π2 αντίστοιχα, αποτέθηκαν ιζηματογενείς κύκλοι με ελασματοειδή σαπροπηλιτικά στρώματα, ενώ στον πυρήνα ΜΠ7 ομοιογενής γκρίζα μάργα χωρίς την παρουσία οποιωνδήποτε κυκλικών ιζηματογενών στρωμάτων. Στην τομή Εσσοβούγιες-Εξωβούγιες οι ιζηματογενείς κύκλοι κάνουν την εμφάνιση τους στα 3,98 Ma (Δ.1) περίπου, που συμπίπτει με την τελευταία κοινή εμφάνιση της Globorotalia margaritae (βιοζώνη MPL3: Globorotalia margaritae- Globorotalia puncticulata) και σταματούν στο δείγμα στα 3,06 Ma (Δ.48) περίπου (κατώτερο τμήμα βιοζώνης MPL5a: LO Sphaeroidinellopsis-LO Globorotalia bononiensis). Στη νότια τομή του Πισσουρίου, οι ιζηματογενείς κύκλοι εμφανίζονται λίγο πριν την τελευταία κοινή εμφάνιση της Globorotalia margaritae (μέσα στη βιοζώνη MPL3: Globorotalia margaritae-globorotalia puncticulata), στα 4,118 Ma περίπου και σταματούν στο ανώτερο τμήμα της μεσαίας τομής του Πισσουρίου στα 2,41 Ma (Drinia et al., 2013), το οποίο συμπίπτει με την τελευταία εμφάνιση της 240

241 Globorotalia bononiensis (ανώτερο όριο της βιοζώνης MPL5a: LO Sphaeroidinellopsis-LO Globorotalia bononiensis). Στις δύο τομές παρατηρούνται συνεχείς εναλλαγές ευτροφικών και ολιγοτροφικών συναθροίσεων πλαγκτονικών τρηματοφόρων, που αντικατοπτρίζουν τις εναλλαγές στη λιθολογία μεταξύ των ελασματοειδών και ομοιογενών μαργών αντίστοιχα των ιζηματογενών κύκλων (Triantaphyllou et al., 2010; Drinia et al., 2013; Tsiolakis et al., 2013) (Εικ. 6.7). Μέσα στις γκρίζες ομοιογενείς μάργες των ιζηματογενών κύκλων κυριαρχούν τα είδη Globigerina falconensis, Globigerinita glutinata, Globoturborotalita decoraperta, Globoturborotalita apertura, Globigerinoides ruber, Globigerinoides trilobus και Globigerinoides obliquus, ενώ στα ελασματοειδή στρώματα κυριαρχούν τα είδη Neogloboquadrina acostaensis, Globigerina bulloides, Globigerina falconensis, Globoturborotalita apertura, Globigerinoides trilobus και Globigerinoides obliquus. Στις ομοιογενείς γκρίζες μάργες του πυρήνα κυριαρχεί η συνάθροιση Globigerina falconensis, Globigerinita glutinata, Globoturborotalita decoraperta, Neogloboquadrina acostaensis και Globigerinoides ruber. Στη Σικελία, για το αντίστοιχο διάστημα (4,118-2,41 Ma), συνεχίστηκε η ιζηματογένεση των ανθρακικών κυκλικών στρωμάτων των Σχηματισμών Trubi και Narbone, ενώ τα πρώτα σαπροπηλιτικά στρώματα εμφανίζονται μέσα στον σχηματισμό Narbone (μέσα στη βιοζώνη MPL5a: LO Sphaeroidinellopsis-LO Globorotalia bononiensis) μεταξύ 3,038 και 2,585 Ma (Lourens et al., 1992, 1996) (Εικ. 6.7). Μέσα στα ανθρακικά στρώματα επικρατεί η συνάθροιση των πλαγκτονικών τρηματοφόρων Globoturborotalita apertura, Neogloboquadrina acostaensis, Globigerinita glutinata, Globigerina falconensis και Globigerinoides ruber. Στα σαπροπηλιτικά στρώματα επικρατούν τα είδη Globoturborotalita apertura, Globigerina bulloides, Globorotalia inflata group και Globigerinita glutinata. Στα πρώτα σαπροπηλιτικά στρώματα του Ανώτερου Πλειοκαίνου, παρατηρούνται χαμηλά ποσοστά συμμετοχής των Neogloboquadrina sp. (d) και G. bulloides, ενώ αφθονούν τα Globorotalia inflata group και Globoturborotalita apertura. Προς τα πάνω αυξάνεται το ποσοστό της G. bulloides, τα οποία είναι αντιστρόφως ανάλογα με τα ποσοστά της Globoturborotalita apertura. Η Neogloboquadrina acostaensis, στα πρώτα σαπροπηλιτικά στρώματα, έχει πολύ χαμηλό ποσοστό συμμετοχής, αλλά αυξάνει προς τα ανώτερα στρώματα (15-18%). 241

242 Εικόνα 6.7: Λιθοστρωματογραφικές στήλες των τομών του Πλειοκαίνου, Εσσοβούγιες-Εξωβούγιες, Νότια τομή Πισσουρίου, Μεσαία τομή Πισσουρίου και Rossello 242

243 6.8. Συμπεράσματα Στις ιζηματογενείς ακολουθίες του Πλειοκαίνου των δύο λεκανών της Μεσογείου, παρατηρούνται λιθολογικές διαφορές. Στην ανατολική λεκάνη πάνω από τις συμπαγείς γκρίζες έως λευκές μάργες και ροδόχροες μάργες του Κατώτερου Πλειοκαίνου, αποτέθηκαν οι ιζηματογενείς κύκλοι με σαπροπηλιτικά στρώματα του Μέσου Κατώτερου Πλειοκαίνου, σε αντίθεση με τη δυτική λεκάνη, όπου καθ όλη τη διάρκεια του Πλειοκαίνου λαμβάνει χώρα η κυκλική ανθρακική ιζηματογένεση με τα πρώτα σαπροπηλιτικά στρώματα (μέσα στους ιζηματογενείς κύκλους), να εμφανίζονται στο Ανώτερο Πλειόκαινο κοντά στο όριο Πλειοκαίνου-Πλειστοκαίνου. Επιπρόσθετα, μεταξύ των δύο λεκανών παρατηρούνται διαφορές και ως προς τη συνάθροιση των πλαγκτονικών τρηματοφόρων. Παρατηρούνται χαμηλά ποσοστά συμμετοχής της Neogloboquadrina acostaensis, στους σαπροπηλούς της δυτικής σε σχέση με την ανατολική λεκάνη, ενώ αντίθετο μοτίβο εμφανίζει η Globigerina bulloides, η οποία εμφανίζεται με μεγαλύτερα ποσοστά συμμετοχής στη δυτική λεκάνη. Αυτό το μοτίβο των ευτροφικών ειδών, καταδεικνύει και τους παράγοντες που επηρέαζαν το παλαιοπεριβάλλον των δύο λεκανών κατά τη διάρκεια της απόθεσης των σαπροπηλιτικών στρωμάτων του Πλειοκαίνου. Η ανατολική λεκάνη επηρεάζεται από το Μέσο Κατώτερο Πλειόκαινο, από την εισροή μεγάλων ποσοτήτων γλυκών υδάτων πλούσιων σε οργανικό υλικό, εξαιτίας των έντονων βροχοπτώσεων που λαμβάνουν χώρα στις περιοχές γύρω από τη Μεσόγειο κατά την περίοδο των ελάχιστων τιμών μετάπτωσης των ισημεριών, όταν το περιήλιο εμφανίζεται το καλοκαίρι στο Βόρειο Ημισφαίριο (Rossignol-Strick, 1985; Hilgen, 1991a; Lourens et al., 1992). Η εισροή μεγάλων ποσοτήτων γλυκού ύδατος και θρεπτικών συστατικών στη θαλάσσια λεκάνη της Ανατολικής Μεσογείου, τόσο από τον Νείλο ποταμό όσο και από ποταμούς από τις βόρειες παρυφές της λεκάνης, σχημάτιζαν ένα επιφανειακό στρώμα χαμηλής αλατότητας πλούσιο σε θρεπτικά συστατικά, το οποίο προκάλεσε τη μείωση της εξάτμισης (Rohling and Hilgen, 1991) και της ανταλλαγής υδάτων μεταξύ των δύο λεκανών, τη μείωση του βάθους του πυκνοκλινούς εντός της ευφωτικής ζώνης και στην ανάπτυξη ή αύξηση της έντασης του στρώματος του Βαθέως Χλωροφυλλικού Μεγίστου (Deep Chlorophyll Maximum (DCM))(Rohling & Gieskes, 1989; Lourens et al., 1992), που χαρακτηρίζεται από μεγάλες αφθονίες του είδους Neogloboquadrina acostaensis (d). Όταν το επιφανειακό χαμηλής αλατότητας στρώμα έγινε σταθερότερο, η εμπλουτισμένη συγκέντρωση θρεπτικών συστατικών παγιδεύτηκε, με αποτέλεσμα την αύξηση της παραγωγικότητας. Η αύξηση της 243

244 παραγωγικότητας σε συνδυασμό με τη στρωματοποίηση της υδάτινης στήλης, τη μειωμένη κυκλοφορία των υδάτινων μαζών και την αυξημένη ζήτηση σε οξυγόνο για την καύση της οργανικής ύλης, οδήγησε στη μειωμένη μεταφορά οξυγόνου στα βαθύτερα θαλάσσια ύδατα. Αυτό συνέβαλε στη δημιουργία δυσοξικών ή/και ανοξικών συνθηκών και στην καθίζηση - διατήρηση οργανικού υλικού στον πυθμένα της θάλασσας σχηματίζοντας τα στρώματα των σαπροπηλών. Στη δυτική λεκάνη, παρόμοιες συνθήκες εμφανίζονται στο Ανώτερο Πλειόκαινο. Σύμφωνα με τους Lourens και άλλους (1992), τα αυξημένα ποσοστά της Neogloboquadrina sp. (d) μέσα σε σαπροπηλούς στο ανώτερο τμήμα της τομής Monte Singa, στην Καλαβρία της Νότιας Ιταλίας, υποδηλώνει, ότι ο σχηματισμός των σαπροπηλών, κατά τη διάρκεια του Ανώτερου Πλειοκαίνου έως Κατώτερου Πλειστοκαίνου, χαρακτηρίζεται από τη μείωση του βάθους εμφάνισης του πυκνοκλινούς μέσα στην ευφωτική ζώνη, αφού η Neogloboquadrina sp. (d) δεν περιορίστηκε μόνο στους σαπροπηλούς, αλλά εμφανίζεται με υψηλά ποσοστά συμμετοχής και στα μη σαπροπηλιτικά στρώματα. Στην περιοχή της Σικελίας μέσα στα πρώτα σαπροπηλιτικά στρώματα του Ανώτερου Πλειοκαίνου, αφθονούν τα είδη Globorotalia inflata group και Globoturborotalita apertura. Η Globorotalia inflata ευδοκιμεί σε περιοχές με υψηλή πρωτογενή παραγωγικότητα στη δυτική Μεσόγειο, όταν σταθεροποιείται το επιφανειακό στρώμα, λίγο μετά τη βαθιά ανάμειξη των υδάτων τον χειμώνα και τον επακόλουθο ευτροφισμό του μεικτού στρώματος (Van Os et al., 1994). Η Globoturborotalita apertura καταδεικνύει θερμά ολιγοτροφικά ύδατα (Lourens et al., 1992). Προς τα πάνω στους ανώτερους σαπροπηλούς αυξάνεται το ποσοστό συμμετοχής της G. bulloides. Τα υψηλά ποσοστά συμμετοχής του είδους αυτού, παρουσιάζουν ένα αντιστρόφως ανάλογο μοτίβο με αυτό της Globoturborotalita apertura, καταδεικνύοντας διαφορετικές κλιματικές συνθήκες στα διάφορα σαπροπηλιτικά στρώματα, μεταξύ θερμών ολιγοτροφικών και ψυχρών ευτροφικών συνθηκών, οι οποίες θα μπορούσε να προκύψουν από την αυξημένη απορροή θρεπτικών συστατικών μέσω των ποταμών, από τη μεταφορά θρεπτικών συστατικών από το ρηχό πυκνοκλινές, πάνω στο ανάμεικτο στρώμα από στροβιλώδη ανάμειξη, από τη βαθιά ανάδευση των υδάτων τον χειμώνα ή/και πιθανόν λόγω της περιοδικής εμφάνισης ανοδικών ρευμάτων, που επηρέαζαν τη δυτική λεκάνη την περίοδο του Πλειοκαίνου. Συνεπώς, κατά τη διάρκεια του Πλειοκαίνου, παρατηρούνται διαφορές τόσο ως προς τη χρονική στιγμή, όσο και ως προς τους παράγοντες που οδηγούν στην απόθεση των σαπροπηλιτικών στρωμάτων μεταξύ των δύο λεκανών. 244

245 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 7 ΠΑΛΑΙΟΓΕΩΓΡΑΦΙΚΗ ΕΞΕΛΙΞΗ ΤΗΣ ΚΥΠΡΟΥ ΑΠΟ ΤΟ ΚΑΤΩΤΕΡΟ ΠΛΕΙΟΚΑΙΝΟ ΜΕΧΡΙ ΤΟ ΜΕΣΟ ΠΛΕΙΣΤΟΚΑΙΝΟ 7.1. Εισαγωγή Η μεθοδολογία που ακολουθήθηκε για την παλαιογεωγραφική ανάλυση της περιοχής της Κύπρου, βασίστηκε κυρίως σε έρευνες, που έγιναν σε διάφορες θαλάσσιες λεκάνες από τον Ελλαδικό χώρο (Ferentinos et. Al., 1988, 1992; Παπαθεοδώρου, 1990; Zelilidis & Kontopoulos, 1996; Zelilidis, 2003; Παπανικολάου και άλλοι, 2004; Papatheodorou et al., 2008). Κύριος στόχος είναι η καλύτερη κατανόηση του περιβάλλοντος απόθεσης των διαφόρων ιζηματογενών φάσεων σε θαλάσσιες λεκάνες της Ελλάδας, όπου η τοπογραφία τους ελέγχεται από τη δράση ενεργών ρηγμάτων και ο συσχετισμός τους με τον Κυπριακό χώρο. Η παλαιογεωγραφική ανάλυση της ευρύτερης περιοχής γύρω από το Τρόοδος, βασίστηκε στα αποτελέσματα για την εκτίμηση του παλαιοπεριβάλλοντος απόθεσης, των Πλειο-Πλειστοκαινικών ιζηματογενών ακολουθιών της τομής Εσσοβούγιες- Εξωβούγιες και του πυρήνα ΜΠ7, καθώς και σε επιστημονικές εργασίες για το παλαιοπεριβάλλον απόθεσης των υφαλογενών ασβεστολίθων της Τέρρας και της Κορωνιάς, των υφαλογενών ασβεστολίθων του Κατώτερου Πλειοκαίνου, στην περιοχή της Κεντρικής Μεσαορίας (Μένικο) και των μαργών και αμμούχων μαργών του Σχηματισμού Λευκωσίας, στις λεκάνες Μεσαορίας (Παλαιομέτοχο), Πισσουρίου και Πόλις Χρυσοχού (Εικ.7.1). Επίσης, συλλέχθηκαν στοιχεία και αποδελτιώθηκαν δεδομένα, από παλαιές ερευνητικές γεωτρήσεις με υποτυπώδεις μικροπαλαιοντολογικές αναλύσεις (γεωτρήσεις με εύρος βάθους από m) (Εικ.7.1), προκειμένου να εμπλουτιστεί η βάση δεδομένων με το παλαιοπεριβάλλον απόθεσης, των Πλειο-Πλειστοκαινικών αποθέσεων της ευρύτερης περιοχής της Κύπρου, με απώτερο στόχο την καλύτερη παλαιογεωγραφική ανάλυση της περιοχής. Αφού έγινε πλήρης αποδελτίωση και καταγραφή των επιλεγμένων γεωτρήσεων, στο πρόγραμμα Γεωγραφικών Συστημάτων Πληροφοριών (GIS), ακολούθησε αξιολόγηση και συσχετισμός των στρωμάτων τους με βάση τις λιθοστρωματογραφικές ενότητες των δύο υπό μελέτη ιζηματογενών ακολουθιών, της τομής Εσσοβούγιες-Εξωβούγιες και του πυρήνα ΜΠ7. Κατά την αποδελτίωση των 245

246 γεωτρήσεων διαφάνηκε, ότι δεν μπορεί να γίνει στρωματογραφικός συσχετισμός μεταξύ όλων των δειγμάτων, στα οποία υπήρχε μία υποτυπώδης μικροπαλαιοντολογική ανάλυση, διότι είτε το δείγμα αναφερόταν για μεγάλο πάχος ιζημάτων, είτε δεν μπορούσε να καθοριστεί επακριβώς η στρωματογραφική του θέση και συνεπώς να συσχετισθούν μεταξύ τους. Γι αυτό, κρίθηκε σκόπιμο η παλαιογεωγραφική ανάλυση, να βασιστεί μόνο σε γεωτρήσεις με δείγματα σε χαρακτηριστικούς στρωματογραφικούς ορίζοντες των Πλειο-Πλειστοκαινικών αποθέσεων του Σχηματισμού Λευκωσίας, των οποίων η περίοδος απόθεσης είναι η ίδια. Ο συσχετισμός βασίστηκε: 1) στις κατώτερες ανοιχτού γκρίζου και ροδόχροου χρώματος μαργών του Κατώτερου Πλειοκαίνου και 2) στις κίτρινες αμμώδεις μάργες, μαργαϊκούς άμμους και ασβεστιτικούς ψαμμίτες του Κατώτερου Πλειστοκαίνου. Εικ. 7.1: Χάρτης με γεωτεκτονικές ζώνες Κύπρου, πάνω στον οποίο διαφαίνονται οι σημαντικότερες ρηξιγενείς ζώνες (πράσινες και κόκκινες γραμμές) και οι γεωτρήσεις με μικροπαλαιοντολογικές αναλύσεις (μπλε σταυρό)( ετοιμάστηκε από Ε. Τσιολάκη χρησιμοποιώντας στοιχεία Τμήματος Γεωλογικής Επισκόπησης). Τέλος, η εκτίμηση του παλαιοβάθους των επιλεγμένων δειγμάτων, βασίστηκε στη βενθονική μικροπανίδα, που υπήρχε καταγεγραμμένη. 246

247 7.2. Κυριότερες ρηξιγενείς ζώνες, που επηρέαζαν το περιβάλλον απόθεσης του Σχηματισμού Λευκωσίας κατά το Πλειόκαινο-Μέσο Πλειστόκαινο Ρηξιγενής Ζώνη Οβγού Η ρηξιγενής ζώνη Οβγού, αποτελεί το όριο μεταξύ των γεωτεκτονικών ζωνών του Τροόδους και του ιζηματογενούς καλύμματός του (νότια) και της Ακολουθίας της Κερύνειας (βόρεια) (Εικ.7.1). Αποτελεί τη σημαντικότερη τεκτονική δομή, η οποία εμφανίζεται σε όλο το μήκος του κεντρικού τμήματος του νησιού, πλάτους 1-3 km και μήκους 120 km (Harrison et al., 2004). Κατόπιν λεπτομερούς χαρτογράφησης της ευρύτερης περιοχής Λευκωσίας, στα πλαίσια του δικοινοτικού προγράμματος με τίτλο «Σεισμική επικινδυνότητα και εκτίμηση των κινδύνων της ευρύτερης περιοχής Λευκωσίας», διαφάνηκε ότι πρόκειται για μία αριστερόστροφη τεκτονική δομή οριζόντιας ολίσθησης, η οποία ήταν ενεργή πριν από τη Μειοκανική περίοδο, όπως μαρτυρούν συμμετρικές πτυχές σε πετρώματα της Ανω Κρητιδικής έως Ηωκαινικής περιόδου. Πριν 5 Ma περίπου (Κατώτερο Πλειόκαινο), όταν η κίνηση της Αφρικανικής πλάκας άλλαξε από πλάγια (βορειοανατολική) σε μία πιο βόρεια κατεύθυνση και η σύγκλιση με την μικροπλάκα της Ανατολίας έγινε κάθετη, αυτό είχε ως αποτέλεσμα μέχρι το Κατώτερο Πλειστόκαινο η περιοχή να κυριαρχείται από έντονη συμπίεση με διεύθυνση Βορρά Νότο. Αυτό άλλαξε την κίνηση του ρήγματος, σε αριστερόστροφη πλάγια ολίσθηση, με πλαγιοσυμπιεστική ανύψωση κατά μήκος της ρηξιγενούς ζώνης. Αυτό αποδεικνύεται, από την παρουσία βορειοδυτικής διεύθυνσης και βορειοανατολικής κλίσης ρηγμάτων επώθησης, στη βάση του Σχηματισμού Λευκωσίας (Harrison et al., 2004). Αυτό το τεκτονικό καθεστώς, συνεχίστηκε και μετά την απόθεση του Μέλους Αθαλάσσας του Σχηματισμού Λευκωσίας, στο Κατώτερο Πλειστόκαινο. Τα ρήγματα οριζόντιας ολίσθησης, στο κεντρικό τμήμα της ζώνης, το Ανώτερο Πλειστόκαινο θεωρούνται ως η νεότερη κίνηση, που έχει καταγραφεί στην περιοχή της Κεντρικής Μεσαορίας (Harrison et al., 2004) Ρηξιγενής Ζώνη Αμμοχώστου Η ρηξιγενής ζώνη της Αμμοχώστου αποτελείται από διαδοχικά, παράλληλα ανάστροφα ρήγματα, με διεύθυνση ΒΒΔ-ΝΝΑ με μεγάλη γωνία κλίσης προς τα ανατολικά (Harrison et al., 2013). Στην περιοχή της Αμμοχώστου, μπορούν να διακριθούν τέσσερις κύριες τεκτονικές δομές (Εικ. 7.2): 1) Το ύβωμα Παραλιμνίου-Αγίας Νάπας, 247

248 2) το ύβωμα Ακρωτηρίου Πύλα (Ξυλοφάγου), 3) τη λεκάνη Αυγόρου- Αμμοχώστου, και 4) το ρηξιγενές καταβυθισμένο τέμαχος Πρωταρά. Το ύβωμα Παραλιμνίου-Αγίας Νάπας, το οποίο οριοθετείται από παράλληλα ανάστροφα ρήγματα με διεύθυνση ΒΒΔ-ΝΝΑ, καταλαμβάνει το μεγαλύτερο μέρος του νοτιότερου άκρου της Ανατολικής Μεσαορίας, εκτεινόμενο από το Κάβο Γκρέκο στα νοτιοανατολικά, μέχρι νότια της πόλης της Αμμοχώστου στα βορειοδυτικά. Πρόκειται για μία ανυψωμένη περιοχή, η οποία βρίσκεται ανάμεσα σε δύο καταβυθιζόμενες περιοχές, τη λεκάνη Αυγόρου-Αμμοχώστου στα δυτικά και βόρεια και το καταβυθισμένο τέμαχος Πρωταρά στα ανατολικά. Το ύβωμα Ακρωτηρίου Πύλα, στην περιοχή νότια της κοινότητας Ξυλοφάγου (Εικ.7.2), δημιουργήθηκε από τη δράση ενός ανάστροφου ρήγματος ή ρήγματος εφίππευσης με διεύθυνση Α-Δ περίπου. Πρόκειται για ένα ανυψωμένο τέμαχος, από το Ανώτερο Μειόκαινο, όπως μαρτυρεί και η παρουσία του υφαλογενούς ασβεστολίθου της Κορωνιάς (Τορτόνιο), ο οποίος πάντοτε συναντάται σε ανυψωμένα ρηξιγενή τεμάχη, γύρω από την οροσειρά του Τροόδους. Εικ.7.2: Στο γεωλογικό χάρτη οι μαύρες γραμμές αντιπροσωπεύουν τα ανάστροφα ρήγματα με διεύθυνση ΒΒΔ-ΝΝΑ. (1) Ύβωμα Παραλιμνίου-Αγίας Νάπας, (2) Ύβωμα Ακρωτηρίου Πύλα, (3) Λεκάνη Αυγόρου-Αμμοχώστου, (4) Καταβυθισμένο Τέμαχος Πρωταρά (ετοιμάστηκε από Ε. Τσιολάκη χρησιμοποιώντας στοιχεία Τμήματος Γεωλογικής Επισκόπησης). 248

249 Η ρηξιγενής ζώνη της Λάρνακας Η ρηξιγενής ζώνη της Λάρνακας αποτελεί μία ενεργή ρηξιγενή ζώνη, με διεύθυνση ΒΒΑ-ΝΝΔ και μήκους 35 km περίπου (Εικ. 7.3). Πρόκειται για αριστερόστροφη τεκτονική δομή οριζόντιας ολίσθησης, η οποία εκτείνεται από το θαλάσσιο χώρο νότια της περιοχής του Ακρωτηρίου Κίτι και μέσω του αεροδρομίου Λάρνακας, του Αρχαίου λιμανιού και του διυλιστηρίου της Λάρνακας, κατευθύνεται βορειοανατολικά και πιθανόν να ενώνεται με τη ρηξιγενή ζώνη του Οβγού (Εικ. 7.3). Η ζώνη αυτή είναι ενεργή από το Ανώτερο Μειόκαινο, αφού τόσο οι εβαπορίτες (Μεσσήνιο) όσο και η βάση των Πλειοκαινικών αποθέσεων, παρουσιάζουν μεγάλες υψομετρικές διαφορές κατά μήκος της λεκάνης. Για παράδειγμα, σε πυρήνα δυτικά της ρηξιγενούς ζώνης στο Ακρωτήριο Κίτι (ανατολικά του ρήγματος εμφανίζονται στην επιφάνεια κρητίδες και μαργαϊκές κρητίδες του Σχηματισμού της Πάχνας με αποθέσεις θαλάσσιων αναβαθμίδων στην κορυφή) (Εικ. 7.3), τα ιζήματα του Κατώτερου Πλειοκαίνου, πάχους 34 m, επικάθονται πάνω σε ιζήματα του Σχηματισμού Πάχνας, ενώ απουσιάζουν οι εβαπορίτες, που αποτέθηκαν κατά τη διάρκεια της Κρίσης Αλατότητας του Μεσσηνίου. Σε πυρήνα στην περιοχή του κυκλικού κόμβου του αεροδρομίου Λάρνακας, τα ιζήματα του Πλειοκαίνου έχουν πάχος 247 m και επικάθονται πάνω σε γυψούχα ιζήματα του Μεσσηνίου πάχους 6 m. Συγκρίνοντας τους δύο πυρήνες είναι σαφές, ότι πριν 5 Ma, σε μια απόσταση περίπου 8 km, το βάθος του πυθμένα της θάλασσας είχε υψομετρική διαφορά 220 m. Από τα παραπάνω στοιχεία είναι προφανές ότι, τουλάχιστον τα τελευταία 6 Ma κατά μήκος της παράκτιας ζώνης της Λάρνακας, παρατηρούνται εναλλαγές υβωμάτων και βυθισμάτων, τα οποία είναι τυπικά χαρακτηριστικά γνωρίσματα μίας οριζόντιας ολίσθησης. Υπάρχουν πολλές επιφανειακές ενδείξεις, αποτελέσματα γεωφυσικών διασκοπήσεων και επί μέρους μελέτες, που οδηγούν στο συμπέρασμα ότι η ρηξιγενής ζώνη είναι ενεργή. Συγκεκριμένα: 1) H τοπογραφία της περιοχής αποτελείται από ένα πολύ καλά ανεπτυγμένο υδρογραφικό δίκτυο, με βαθιές κοιλάδες στην ενδοχώρα, όχι πολύ μακριά από την ακτή, και ένα υδρογραφικό δίκτυο γύρω από την παράκτια ζώνη, το οποίο βρίσκεται στο στάδιο νεότητας, με την παρουσία λίγων μικρών ποταμών να καταλήγουν στην θάλασσα, γεγονός που υποδηλώνει την ύπαρξη ενεργού τεκτονισμού παράλληλα με την ακτογραμμή (Εικ.7.3). 249

250 Εικ.7.3: Γεωλογικός Χάρτης της περιοχής Λάρνακας (οι κόκκινες γραμμές είναι τα ρήγματα)( Harrison et al., 2013)(Κλίμακα: κάθε τετράγωνο είναι 1 km). Εικ.7.4: Τμήμα της ρηξιγενούς ζώνης της Λάρνακας στην περιοχή του Ακρωτηρίου Κίτι (Harrison & Tsiolakis, 2007). 250

251 2) Tο ρήγμα που εντοπίστηκε στην περιοχή του Ακρωτηρίου Κίτι (Εικ.7.4), καταδεικνύει ότι θαλάσσιες αναβαθμίδες έχουν επηρεαστεί από αυτό. Στα πλαίσια της Νεοτεκτονικής Μελέτης της ευρύτερης περιοχής Λάρνακας, με βάση γεωχρονολογικούς προσδιορισμούς σε δείγματα από τις αποθέσεις αυτές φαίνεται, ότι αυτό έχει ενεργοποιηθεί μεταξύ 6-2 ka πριν (Harrison et al., 2013). Το νεότερο θαλάσσιο ίζημα, που έχει επηρεαστεί από το ρήγμα είναι ηλικίας 6 χιλιάδων χρόνων περίπου, ενώ το νεώτερο χερσαίο ίζημα, το οποίο αποτέθηκε πάνω από το ρήγμα και δεν έχει επηρεαστεί από αυτό, είναι ηλικίας 2 3 χιλιάδων χρόνων, βασιζόμενο σε αναλύσεις άνθρακα 14 ( 14 C) σε χερσαία γαστερόποδα. 3) Oι πυθμένες των αλυκών κατά μήκος της παράκτιας ζώνης γύρω από το αεροδρόμιο της Λάρνακας, βρίσκονται υψομετρικά χαμηλότερα από την επιφάνεια της θάλασσας και πιθανόν να αντιπροσωπεύουν μικρά τεκτονικά βυθίσματα, τα οποία προήλθαν από την κίνηση της ρηξιγενούς ζώνης. 4) H παρουσία ρωγμών και διακλάσεων με διεύθυνση BBA, γύρω από τον κυκλικό κόμβο του αεροδρομίου, μέσα στις μάργες του Σχηματισμού Λευκωσίας. 5) Tο αρχαίο λιμάνι Κιτίου, το οποίο λειτουργούσε κανονικά κατά τη Ρωμαϊκή εποχή, σήμερα βρίσκεται περίπου 400 μέτρα προς την ενδοχώρα και τα περίπου ετών θαλάσσια παράκτια ιζήματα, βρίσκονται κατά 2 m περίπου, πάνω από την επιφάνεια της θάλασσας (Morhange et al., 2000), εξαιτίας της ανύψωσης της περιοχής από την ενεργοποίηση της ρηξιγενούς ζώνης της Λάρνακας κατά το Ολόκαινο. Εικ.7.5: Διασκόπηση ηλεκτρικής τομογραφίας στην περιοχή του διυλιστηρίου Λάρνακας (από Τμήμα Γεωλογικής Επισκόπησης). 251

252 6) H γεωφυσική έρευνα στην περιοχή του διυλιστηρίου της Λάρνακας στα πλαίσια της νεοτεκτονικής μελέτης, κατέδειξε την ύπαρξη δύο παράλληλων ρηγμάτων με διεύθυνση ΝΝΔ-ΒΒΑ (Εικ.7.5) κάτω από τις ολοκαινικές θαλάσσιες αποθέσεις Ρηξιγενής Ζώνη Μαρωνίου Δρομολαξιάς Πρόκειται για ένα ανυψωμένο τέμαχος μήκους 25 km και πλάτους 7-10 km, το οποίο εκτείνεται κατά μήκος της ακτής και οριοθετείται από επιμέρους ρήγματα (Εικ.7.6). Το τέμαχος οριοθετείται από δεξιόστροφα ρήγματα οριζόντιας ολίσθησης. Δυτικά οριοθετείται από το ρήγμα Μαρωνίου, με διεύθυνση Β-Ν περίπου και ανατολικά από το ρήγμα του κυκλικού κόμβου Αεροδρομίου Λάρνακας, με διεύθυνση ΒΑ-ΝΔ. Προς βορρά οριοθετείται από μία ομάδα ρηγμάτων εφίππευσης και ανάστροφων ρηγμάτων παράλληλων με την ακτή, με διεύθυνση ΔΝΔ ΑΒΑ έως ΝΝΔ-ΒΒΑ (Εικ.7.6). Τα ρήγματα αυτά είναι υπεύθυνα για την ανύψωση του τεμάχους, η οποία ξεκινά πολύ πριν το Τεταρτογενές. Κατά τη διάρκεια του Ανώτερου Μειοκαίνου, η δυτική περιοχή του τεμάχους καλυπτόταν από αβαθή θάλασσα και είχαμε την ανάπτυξη υφαλογενών ασβεστολίθων της Κορωνιάς (NEOCYP Consortium, 2005). Η ανύψωση του συνεχίστηκε και κατά τη διάρκεια του Πλειστοκαίνου, όπως μαρτυρούν οι θαλάσσιες αναβαθμίδες στα δυτικά του τεμάχους, οι οποίες φθάνουν σε υψόμετρο m σε απόσταση 7-8 km από την ακτή. Εικ.7.6: Οι μαύρες γραμμές στον γεωλογικό χάρτη απεικονίζουν τη ρηξιγενή ζώνη Μαρωνίου - Δρομολαξιάς. (1 & 4) Δεξιόστροφα Ρήγματα Οριζόντιας Ολίσθησης, (2 & 3) Ανάστροφα Ρήγματα και Ρήγματα Εφιππέυσεως (από Ε. Τσιολάκη χρησιμοποιώντας στοιχεία Τ.Γ.Ε.). 252

253 Ρηξιγενής Ζώνη Τραχωνίου Πρόκειται για μία πολύπλοκη αριστερόστροφη τεκτονική δομή, οριζόντιας ολίσθησης, με σχεδόν κάθετο ή ελαφρώς κεκλιμένο επίπεδο ρήγματος, όπως μαρτυρεί η παραμόρφωση, που έχουν υποστεί οι λόφοι της περιοχής, οι οποίοι φαίνεται ότι βρίσκονται κατά μήκος μίας υπερυψωμένης ζώνης μίας πλαγιοσυγκλίνουσας δομής (Εικ.7.7) (NEOCYP Consortium, 2005). Το σύστημα αυτό έλεγχε την ιζηματογένεση, τόσο κατά τη Μειοκαινική όσο και την Πλειοκαινική Περίοδο, περιορίζοντας τη λεκάνη απόθεσης των Σχηματισμών Πάχνας και Λευκωσίας προς νότο. Κατά τη διάρκεια του Πλειοκαίνου σχηματίζει μία αύλακα, η οποία δέχεται πολύ κλαστικό υλικό (NEOCYP Consortium, 2005). Εικ.7.7: Στο νότιο τμήμα του χάρτη φαίνονται με διακεκομμένες γραμμές τα ρήγματα Τραχωνίου και Λιμνοθάλασσας Ακρωτηρίου. 1 : Ρήγματα Οριζόντιας Ολίσθησης; 2 : Κανονικά Ρήγματα; 3 : Ανάστροφα Ρήγματα; 4 :Ρηξιγενές Σύστημα Τραχωνίου; SLF : Ρήγμα Λιμνοθάλασσας; TF : Ρήγμα Τραχωνίου (NEOCYP Consortium, 2005). Το ρηξιγενές σύστημα Τραχωνίου συνεχίζεται και στο θαλάσσιο χώρο παράλληλα με την ακτή προς τον Κόλπο του Πισσουρίου και το Ακρωτήριο Άσπρο (CAF) στα δυτικά (Εικ.7.7). Νότια της τεκτονικής ζώνης εμφανίζεται μία επιμήκης γράμμωση (SLF), με διεύθυνση Β Α (Εικ.7.7). Η δομή αυτή διαπερνά το Ακρωτήρι και τη λιμνοθάλασσα Ακρωτηρίου και θεωρείται ρήγμα οριζόντιας μετατόπισης, με το βόρειο τέμαχος του 253

254 ρήγματος, να παρουσιάζει και μία πλάγια συνιστώσα με φορά προς τα κάτω (κατέρχεται) (NEOCYP Consortium, 2005). Το ρηξιγενές σύστημα Τραχωνίου και το ρήγμα της λιμνοθάλασσας Ακρωτηρίου, πιθανόν ενώνονται κάπου μέσα στο θαλάσσιο χώρο δυτικά της χερσονήσου. Τα ρήγματα αυτά είναι υπεύθυνα για τη δημιουργία της λιμνοθάλασσας Μεγάλο Σύστημα Εφίππευσης Πάφου Ανατολικότερο Τμήμα: Ρηξιγενής Ζώνη Ακρωτηρίου Άσπρο Η ρηξιγενής ζώνη του Ακρωτηρίου Άσπρο (CAF), αποτελεί ένα ανάστροφο ρήγμα ή ρήγμα εφίππευσης, το οποίο διατρέχει το θαλάσσιο χώρο πολύ κοντά στην ακτή, με διεύθυνση Β110 ο Α και έχει μήκος 15 km περίπου (Εικ.7.8). Μόνο μία τέτοια τεκτονική δομή μπορεί να προκαλέσει μία τέτοια ανύψωση της περιοχής, όπου τεταρτογενείς θαλάσσιες αναβαθμίδες έχουν ανυψωθεί τουλάχιστον 300 m πάνω από την επιφάνεια της θάλασσας, ενώ αποθέσεις του Συνάγματος εμφανίζονται σε υψόμετρο 500 m. Οι Πλειο-Πλειοστοκαινικές αποθέσεις στην περιοχή Πισσουρίου, εμφανίζονται σε ένα κρημνό κοντά στην ακτή σε υψόμετρο μεγαλύτερο των 200 m (NEOCYP Consortium, 2005). Εικ.7.8: Επιμέρους ρήγματα της μεγάλης ρηξιγενούς ζώνης Πάφου 1: Ρήγματα Οριζόντιας Ολίσθησης, 2: Ανάστροφα και ρήγματα εφίππευσης; 3: Μετωπική απόδειξη τυφλής εφίππευσης; 4: Αντίκλινο;5: Θόλος; 6: Κεκλιμένα; 7: Περιοχή Ανύψωσης; 8: Διεύθυνση Μέγιστης Οριζόντιας Συνιστώσας. K: Κούκλια; P: Πάφος; Pe: Πέγεια; Po: Πόλις, AFS: Σύστημα Ρηγμάτων Ακάμα; AMF: Ρήγμα Αγίας Μαρινούδας; CAF:Ρήγμα Ακρωτηρίου Άσπρο; KFS: Σύστημα Ρηγμάτων Κτίματος; (NEOCYP Consortium, 2005). 254

255 Κεντρικό Τμήμα: Ρηξιγενής ζώνη Κτίματος (ΚFΖ) και ρήγμα Αγίας Μαρινούδας (ΑΜF) Στην περιοχή της Πάφου το σύστημα εφίππευσης αποτελείται από τουλάχιστον δύο κύρια τμήματα, τη ρηξιγενή ζώνη στο Κτήμα της Πάφου (ΚFΖ) και το ρήγμα της Αγίας Μαρινούδας (ΑΜF) (Εικ.7.8). Πρόκειται για τυφλά ρήγματα εφίππευσης με διεύθυνση ΒΔ-ΝΑ, τα οποία λόγω του σχήματος τους (το ανώτερο τμήμα τους έχει μικρή κλίση κοντά στην επιφάνεια (σχεδόν οριζόντια)), αφενός δεν αναγνωρίζονται εύκολα και αφετέρου προκαλούν μέτωπα γκρεμών με αντικλινικές δομές. Τα ρήγματα αυτά είναι υπεύθυνα για τις ανυψωμένες θαλάσσιες αναβαθμίδες στην περιοχή της Πάφου (NEOCYP Consortium, 2005) Ανώτερο Τμήμα: Ρηξιγενής ζώνη Ακάμα (ΑFS) Αυτή η τεκτονική δομή αποτελεί ένα ενεργό ρήγμα εφίππευσης με αντικλινική δομή στην κορυφή, το οποίο βρίσκεται στον θαλάσσιο χώρο κατά μήκος της ακτής της χερσονήσου του Ακάμα με διεύθυνση ΒΔ-ΝΑ (Εικ.7.8). Πρόκειται για ενεργή τεκτονική δομή, η οποία είναι υπεύθυνη για την κλίση, ανύψωση και καμπύλωση θαλάσσιων αναβαθμίδων σε υψόμετρο μέχρι 300 m στα βορειότερα τμήματα της χερσονήσου (NEOCYP Consortium, 2005) Τάφρος Πόλις Χρυσοχού Στην δυτική Κύπρο δεσπόζει η τάφρος της Πόλις Χρυσοχού, η οποία δημιουργήθηκε στα τέλη του Μειοκαίνου και αποτελεί μία σημαντική εφελκυστική τεκτονική δομή με διεύθυνση ΒΔ-ΝΑ (Εικ.7.9). Κατά τη διάρκεια του Ανώτερου Μειοκαίνου αποτελούσε μία θαλάσσια ζώνη εφελκυσμού, όπου κατά μήκος των δυτικών και ανατολικών περιθωρίων της αναπτύχθηκαν υφαλογενείς ασβεστόλιθοι της Κορωνιάς (Τορτόνιο) (Follows, 1990, 1992; Follows et al., 1996; Robertson, 1998). Τα ιζήματα του Ανώτερου Μειοκαίνου, όπως υφαλογενείς ασβεστόλιθοι και εβαπορίτες (Μεσσήνιο), έχουν επηρεαστεί από κανονικά ρήγματα και κατόπιν καλύφθηκαν από ιζήματα του Κατώτερου Πλειοκαίνου. Το υλικό, το οποίο γέμισε την τάφρο της Πόλις αποτελείται κυρίως από μάργες του Σχηματισμού Λευκωσίας του Κατώτερου έως Μέσου Πλειοκαίνου, πάχους μερικών εκατοντάδων μέτρων. Το Οφιολιθικό Σύμπλεγμα Τροόδους στα ανατολικά της τάφρου και η χερσόνησος του Ακάμα στα δυτικά, ανυφώθηκαν κατά την περίοδο του Πλειοκαίνου, τροφοδοτώντας με κλαστικό υλικό την τάφρο, με αποτέλεσμα οι μάργες προς τα πάνω, να μεταπίπτουν σε ρηχά 255

256 θαλάσσια βιοκλαστικά ασβεστιτικά ιζήματα του Ανώτερου Πλειοκαίνου (Robertson, 1998). Κανονικά ρήγματα κατά μήκος του άξονα της τάφρου, πιθανόν να είναι ακόμη ενεργά, καθώς ιζήματα του Ανώτερου Πλειστοκαίνου έχουν επηρεαστεί από ρήγματα μεγάλης κλίσης (Robertson, 1998). Εικ.7.9: Με μαύρες γραμμές σημειώνονται τα κανονικά ρήγματα γύρω από την τάφρο της Πόλις Χρυσοχού (ετοιμάστηκε από Ε. Τσιολάκη χρησιμοποιώντας στοιχεία Τμήματος Γεωλογικής Επισκόπησης) Ρυθμός ιζηματογένεσης και ρυθμός ανύψωσης των δύο υπο μελέτη ιζηματογενών ακολουθιών Τομή Εσσοβούγιες-Εξωβούγιες Ο ρυθμός ιζηματογένεσης της τομής Εσσοβούγιες-Εξωβούγιες, αυξάνεται από τους κατώτερους προς τους ανώτερους στρωματογραφικούς ορίζοντες της ιζηματογενούς ακολουθίας (Παράρτημα 3). Συγκεκριμένα, για την περίοδο μεταξύ 5,248 Ma (28/07/10-1) και 3,81 Ma (Δ.6, 258,75 m) παρατηρούνται χαμηλές τιμές του ρυθμού ιζηματογένεσης, μεταξύ 0,2-1,17 cm/kyr. Προς τα πάνω, για το διάστημα μεταξύ 3,79 256

257 Ma (Δ.7, 259,1 m) μέχρι 3,6 Ma (Δ.24, 263,8 m) παραμένει σταθερός, γύρω στα 2,4 cm/kyr. Ακολούθως, μέχρι τα 3,571 Ma (ΑΒ.04, 266,03 m), παρατηρείται μία σταδιακή αύξηση του ρυθμού ιζηματογένεσης μέχρι τα 8,13 cm/kyr, ενώ αυξάνεται απότομα στα 3,57 Ma (ΑΒ.03, 266,24 m) σε 17,06 cm/kyr, για να μειωθεί και πάλι απότομα στα 3,557 Ma (ΑΒ.01, 266,64 m) σε 1,96 cm/kyr. Αυτός, ο χαμηλός ρυθμός ιζηματογένεσης παραμένει μέχρι τα 3,179 Ma (ΑΒ.23, 272,18 m). Από τα 3,175 (Δ.29, 272,38 m) έως 2,71 Ma (Δ.53, 296 m), ο ρυθμός αυξήθηκε στα 5 cm/kyr. Για την περίοδο μεταξύ 2,575 Ma (Δ.54, 297,8 m) έως 2,09 Ma (Δ.64, 308,6 m) μειώθηκε πάλι και κυμάνθηκε μεταξύ 1,33-2,61 cm/kyr. Από το χρονικό σημείο αυτό και μέχρι τα 2 Ma (Δ.68, 329,2 m) ο ρυθμός ιζηματογένεσης αυξήθηκε σημαντικά και κυμάνθηκε μεταξύ cm/kyr. Οι διακυμάνσεις του ρυθμού ιζηματογένεσης της τομής Εσσοβούγιες-Εξωβούγιες καταδεικνύουν, ότι για το διάστημα μεταξύ 5,248 3,6 Ma το περιβάλλον απόθεσης είναι σχετικά βαθύ με σταθερό ρυθμό ιζηματογένεσης, πιθανόν λόγω των σταθερών κλιματικών συνθηκών, που επικρατούσαν μέχρι την περίοδο εκείνη. Για το διάστημα όμως μεταξύ 3,595 3,566 Ma αυξάνει σημαντικά και αυτό αντιπροσωπεύει την ψυχρή περίοδο, η οποία εντοπίστηκε και από τις αναλύσεις των σταθερών ισοτόπων οξυγόνου. Συνεπώς, η αύξηση του ρυθμού ιζηματογένεσης την περίοδο αυτή, δεν οφείλεται στην απότομη ανύψωση της περιοχής, αλλά κυρίως στην υψηλή τροφοδοσία με κλαστικό υλικό της λεκάνης, λόγω των έντονων βροχοπτώσεων και στην πιθανή πτώση της στάθμης της θάλασσας. Προς τα πάνω και μέχρι τα 3,179 Ma ο ρυθμός ιζηματογένεσης κυμαίνεται σε χαμηλά επίπεδα ως απόρροια του γεγονότος, ότι βελτιώθηκαν οι κλιματικές συνθήκες και μειώθηκε η ποσότητα του μεταφερμένου κλαστικού υλικού. Η μικρή αύξηση που παρατηρείται για το διάστημα μεταξύ 3,175-2,71 Ma, πιθανόν να οφείλεται στη χειροτέρευση των κλιματικών συνθηκών κατά τη δεύτερη ψυχρή περίοδο, που εντόπιστηκε, ενώ η εκ νέου μείωση του μέχρι τα 2,09 Ma, να οφείλεται και πάλι κυρίως στην αποκατάσταση των κλιματικών συνθηκών. Η υψηλή απότομη αύξηση του ρυθμού ιζηματογένεσης από τα 2,09 2 Ma οφείλεται τόσο στη πτώση της στάθμης της θάλασσας (-60 έως -80 m κάτω από τη σημερινή ) και στη μεταφορά μεγάλων ποσοτήτων κλαστικού υλικού στην λεκάνη ιζηματογένεσης, όσο και στην ανύψωση της περιοχής. Ο ρυθμός ανύψωσης της περιοχής, δεν μπορεί να καθοριστεί με ακρίβεια, αφού δεν γνωρίζουμε με ακρίβεια το παλαιοβάθος της θάλασσας. Για να υπολογίσουμε 257

258 ενδεικτικά το ρυθμό ανύψωσης της περιοχής, θα δεχθούμε ως παλαιοβάθος, τη μέγιστη ενδεικτική τιμή του παλαιοβαθυμετρικού εύρους διαβίωσης της εκάστοτε συναθροίσεως βενθονικών τρηματοφόρων (Πίνακας 7.1). Πίνακας 7.1: Ενδεικτική εκτίμηση της ανύψωσης των ιζημάτων, που αποτέθηκαν πριν 5 Ma, 3 Ma και 2Ma στην περιοχή Εσσοβούγιες-Εξωβούγιες. Εσσοβούγιες - Εξωβούγιες Παλαιοβάθος (m) Στάθμη (m) Τελικό Παλαιοβάθ.(m) Υψόμετρο (m) 5, , , Ηλικία (Ma) Ανύψωση (m) Όπως φαίνεται στον πίνακα 7.1, τα ιζήματα του Κατώτερου Πλειοκαίνου έχουν ανυψωθεί γύρω στα m περίπου τα τελευταία 5 Ma, ενώ τα ιζήματα του Κατώτερου Πλειστοκαίνου 491 m. Συνεπώς, η περιοχή κατά τη διάρκεια του Πλειοκαίνου ανυψώθηκε σταδιακά γύρω στα m, ενώ το Πλειστόκαινο ανυψώθηκε πολύ γρήγορα γύρω στα 500 m περίπου Πυρήνας ΜΠ7 Ο ρυθμός ιζηματογένεσης του Πυρήνα ΜΠ7 για την περίοδο μεταξύ 5,257-3,887 Ma, παρέμεινε χαμηλός μεταξύ 0,6-1,9 cm/kyr (Παράρτημα 3), καταδεικνύοντας βαθύ θαλάσσιο περιβάλλον απόθεσης των ιζημάτων της περιόδου αυτής. Για το διάστημα μεταξύ 2,832-2,025 Ma κυμάνθηκε λίγο ψηλότερα μεταξύ 2,4-4,3 cm/kyr, ενώ μεταξύ 1,984-1,797 Ma, αυξήθηκε στα 6,7 cm/kyr. Η τελευταία περίοδος αντιστοιχεί στην 9 η ψυχρή περίοδο μεγάλης διάρκειας (1,991 1,757 Ma), που εντοπίστηκε από τις υψηλές τιμές των ισοτόπων οξυγόνου. Την περίοδο αυτή, η στάθμη της θάλασσας κατέβηκε από 12 m μέχρι 70 m χαμηλότερα από τη σημερινή, με αποτέλεσμα τη μείωση του βάθους της θάλασσας και τη μεταφορά μεγαλύτερων ποσοτήτων κλαστικού υλικού στη λεκάνη ιζηματογένεσης, λόγω των έντονων βροχοπτώσεων. Ακολούθως, για το διάστημα μεταξύ 1,511-1,21 Ma ο ρυθμός ιζηματογένεσης μειώνεται μεταξύ 3-3,8 cm/kyr. Αν και η περίοδος αυτή, αντιστοιχεί στη 12 η ψυχρή περίοδο και η στάθμη της θάλασσας κατέβηκε μέχρι και 108 m χαμηλότερα από τη σημερινή, εντούτοις ο ρυθμός παρέμεινε σε χαμηλά επίπεδα. Αντίθετα προς τα πάνω, για το διάστημα μεταξύ 1,206-0,899 Ma, ο ρυθμός ιζηματογένεσης παρέμεινε σταθερά υψηλότερος από τα προηγούμενα διαστήματα και κυμάνθηκε στα 10,4 cm/kyr. Η στάθμη της θάλασσας κατήλθε μέχρι και 120 m χαμηλότερα από τη σημερινή, με αποτέλεσμα να καταστεί πιο ρηχή και δεχόταν μεγαλύτερες ποσότητες κλαστικού υλικού. 258

259 Στον πυρήνα ΜΠ7 ο ρυθμός ανύψωσης παραμένει σταθερός καθ όλη τη διάρκεια του Πλειοκαίνου, όπως φαίνεται από τον πίνακα 7.2, όπου τα ιζήματα του Κατώτερου και Ανώτερου Πλειοκαίνου ανυψώθηκαν με τον ίδιο ρυθμό, γύρω στα 260 m μέσα σε 2,7 Ma. Αντίθετα, τα ιζήματα του Μέσου Πλειστοκαίνου ανυψώθηκαν με πολύ υψηλότερο ρυθμό, 200 m περίπου μέσα σε 1 Ma. Πίνακας 7.2: Ενδεικτική εκτίμηση της ανύψωσης των ιζημάτων, που αποτέθηκαν πριν 5 Ma, 4 Ma, 2,7 Ma και 0,9 Ma στην περιοχή του Πυρήνα ΜΠ7. Πυρήνας ΜΠ7 Ηλικία (Ma) Παλαιοβάθος (m) Στάθμη (m) Τελικό Παλαιοβάθος (m) Υψόμετρο (m) Ανύψωση (m) 5, , , , Παρατηρούμε από τα πιο πάνω, ότι κατά τη διάρκεια του Πλειστοκαίνου, ο ρυθμός ανύψωσης είναι μεγαλύτερος σε σχέση με τον αντίστοιχο του Πλειοκαίνου, όπως ακριβώς και στην τομή Εσσοβούγιες-Εξωβούγιες. Αυτό έρχεται σε απόλυτη ταύτιση με άλλους ερευνητές, οι οποίοι αναφέρουν τη δραστική απότομη ανύψωση της Κύπρου κατά την Πλειστοκαινική Περίοδο (McCallum & Robertson, 1990; Harrison et al., 2013), λόγω της σύγκρουσης του υποθαλάσσιου βουνού του Ερατοσθένη, με το νότιο περιθώριο της Κύπρου στο Κατώτερο Πλειστόκαινο (Robertson, 2000) Παλαιογεωγραφική Αναπαράσταση της θαλάσσιας περιοχής πριν 5 Ma Την περίοδο του Κατώτερου Πλειοκαίνου το Τρόοδος ήταν ένα μικρό νησί, ενώ στην περιοχή του Πενταδακτύλου υπήρχε μία σειρά από βραχονησίδες. Η παλαιοακτή του Κατώτερου Πλειοκαίνου, σήμερα βρίσκεται ψηλότερα από το υψόμετρο, στο οποίο συναντάμε τις θαλάσσιες αναβαθμίδες της περιόδου αυτής. Στην περιοχή της Πάφου οι θαλάσσιες αναβαθμίδες βρίσκονται σε ένα υψόμετρο 600 m περίπου. Αυτό, καταδεικνύει ότι η παλαιοακτή βρίσκεται ακόμη ψηλότερα. Με την έναρξη του νέου κύκλου ιζηματογένεσης μετά το τέλος της Κρίσης Αλατότητας του Μεσσηνίου και τον κατακλυσμό της Μεσογείου από τα νερά του Ατλαντικού Ωκεανού, τα πρώτα ιζήματα που αποτέθηκαν μέσα στις διάφορες ιζηματογενείς λεκάνες γύρω από το Τρόοδος, ήταν ανοικτού γκρίζου και ροδόχροου χρώματος μάργες, πολύ πλούσιες σε πλαγκτονικά τρηματοφόρα. Με βάση την περικλειόμενη απολιθωμένη βενθονική μικροπανίδα, τα ιζήματα αυτά αποτέθηκαν σε ένα 259

260 παλαιοβάθος μέχρι 500 m στην περιοχή της τομής Εσσοβούγιες-Εξωβούγιες και μέχρι m στην περιοχή της Πάφου. Τα ιζήματα αυτά εμφανίζονται επίσης στην περιοχή Πόλις Χρυσοχού, Πισσουρίου, Λάρνακας και Αμμοχώστου. Η λεκάνη της Μεσαορίας πριν 5 Ma, οριοθετείτο προς βορρά από τη ρηξιγενή ζώνη του Οβγού και από τη Μειοκαινική περίοδο, αποτελούσε μία στενή θαλάσσια λεκάνη με διεύθυνση Α-Δ. Το βάθος της λεκάνης αυξάνει σταδιακά από νότο προς βορρά μέχρι τη ρηξιγενή ζώνη, όπου αυξάνει απότομα, ενώ τα μεγαλύτερα βάθη παρατηρούνται στο δυτικό και ανατολικό τμήμα της. Οι μικροπαλαιοντολογικές αναλύσεις σε δείγματα των γεωτρήσεων στο κεντρικό τμήμα της δυτικής λεκάνης, κατέδειξαν στα ιζήματα του Κατώτερου Πλειοκαίνου, πολύ μικρό αριθμό βενθονικών ειδών εντός της μικροπανίδας, μέσα στην οποία αναγνωρίστηκαν είδη, όπως το C. robertsonianus, που διαβιεί σε βαθιά θαλάσσια περιβάλλοντα, σε βάθη ύδατος μεγαλύτερα των 450 m (Spezzaferri & Tamburini, 2007). Εικ.7.10: Παλαιογεωγραφική αναπαράσταση της περιοχής της Κύπρου πριν 5 Ma. Οι γαλάζιες γραμμές είναι ισοβαθείς καμπύλες. Επιπρόσθετα, στα πλαίσια του διετούς προγράμματος με τίτλο «Παλαιοντολογική Μελέτη Κύπρου», μελετήθηκε λεπτομερώς μεταξύ άλλων και μία τομή στο χωριό Παλαιομέτοχο (Εικ.7.10). Η ηλικία της τομής καθορίστηκε με τη βοήθεια των ναννοαπολιθωμάτων μέσα στη βιοζώνη ΜΝΝ (Koskeridou et al., 2005), το ανώτερο όριο της οποίας συμπίπτει με την τελευταία κοινή εμφάνιση της Globorotalia margaritae, πριν 3,98 Ma (Lourens et al., 2004; Iaccarino et al., 2007). Σύμφωνα, με την περικλειόμενη μακροπανίδα του μεσαίου τμήματος της τομής, το οποίο 260

261 χαρακτηρίζεται από αφθονίες των ειδών Nassarius semistriatus και Veneridae (Εικ. 7.11), ομοιάζει με τις σύγχρονες συναθροίσεις, που διαβιούν σε ιλυώδεις δετριτικούς βυθούς στη μεταβατική ζώνη, μεταξύ της υποπαράλιας και περιπαράλιας ζώνης σε βάθος ύδατος γύρω στα 50 m περίπου (Koskeridou et al., 2005) και όχι μεγαλύτερο των 80 m. Αυτό καταδεικνύει, ότι η περιοχή ανυψώθηκε τα τελευταία 4 Ma, από m. Αν υποθέσουμε ότι ο ρυθμός ανύψωσης παρέμενε σταθερός (90 m/ma), τότε το βάθος της θάλασσας πριν 5 Ma στην περιοχή ήταν μεταξύ m περίπου, ανάλογα με το ρυθμό ιζηματογένεσης και το πάχος των ιζημάτων που αποτέθηκαν στο χρονικό διάστημα μεταξύ 5 έως 4 Ma. Εικ.7.11: Απολιθωματοφόρος ορίζοντας στην περιοχή του Παλαιομετόχου (φωτογραφία από Γ. Θεοδώρου, Πρόγραμμα «Παλαιοντολογική Μελέτη Κύπρου»). Η εκτίμηση αυτή συνάδει πλήρως και με το περιβάλλον απόθεσης των υφαλογενών ασβεστολίθων του Πλειοκαίνου, οι οποίοι βρέθηκαν νότια της κοινότητας Μένικο (Εικ.7.10) και είναι πλούσιοι σε κοράλλια Cladocora caespitosa. Η συνάθροιση των βενθονικών τρηματοφόρων των υφαλογενών ασβεστολίθων, η οποία αποτελείται από τα είδη Elphidium crispum, Ammonia beccarii, A. perlucida, Reussella spinulosa, Rosalina globularis, Asterigerina sp. και Cibicides lobatulus, καταδεικνύει ότι το βάθος απόθεσης των υφαλογενών ασβεστολίθων δεν ήταν μεγαλύτερο των 70 m (Dornbos & Wilson, 1999). Επίσης, μία θέση, η οποία αποτελείται από μία πολύ πλούσια βιοκοινωνία του κοραλλιού Cladocora caespitosa πάνω σε μαλακό ιλυώδη 261

262 υπόστρωμα, πολύ πλούσιο σε μακροαπολιθώματα διθύρων, έχει βρεθεί μερικές δεκάδες μέτρα βορειότερα της τομής Παλαιομετόχου, καταδεικνύοντας πιθανότατα την ίδια περίοδο σχηματισμού των αποθέσεων αυτών (Εικ.7.12). Εικ.7.12: Αποικία κοραλλιών Cladocora caespitosa πάνω σε μαλακό ιλυώδες υπόστρωμα πλούσιο σε μακροαπολιθώματα, όπως Ostrea edulis, στην περιοχή του Παλαιομετόχου (Κλίμακα: κάθε τετάγωνο είναι 1 m 2 ) (φωτογραφία από Ε. Τσιολάκη). Στα νοτιότερα περιθώρια της λεκάνης της Ανατολικής Μεσαορίας υπήρχαν από τη Μειοκαινική Περίοδο ακόμη, δύο υπερυψωμένες υποθαλάσσιες περιοχές. Το ύβωμα Παραλιμνίου-Αγίας Νάπας στο νοτιοανατολικότερο τμήμα και το ύβωμα Ακρωτηρίου Πύλα στο νοτιότερο κεντρικό τμήμα της λεκάνης (Εικ.7.10). Σήμερα στις περιοχές αυτές, στα υψηλότερα σημεία τους, δεσπόζουν οι υφαλογενείς ασβεστόλιθοι του Κατώτερου (Τέρρα) και Ανώτερου Μειοκαίνου (Κορωνιά) στην περιοχή Παραλιμνίου- Αγίας Νάπας (Ακρωτήριο Κάβο Γκρέκο-Φανός) και του Ανώτερου Μειοκαίνου (Κορωνιά) στην περιοχή του Ακρωτηρίου Πύλα, καταδεικνύοντας τη συνεχή παρουσία ρηχών θαλάσσιων συνθηκών καθ όλη τη διάρκεια του Μειοκαίνου, οι οποίες οδήγησαν στον σχηματισμό τους. Αυτό οφείλεται στη δράση μεγάλων επάλληλων ανάστροφων ρηγμάτων με διεύθυνση ΒΒΔ-ΝΝΑ, καθώς και με διεύθυνση Α-Δ, τα οποία δημιούργησαν ανυψωμένα τεμάχη πάνω στα οποία αναπτύχθηκαν οι υφαλογενείς ασβεστόλιθοι της περιοχής. 262

263 Το Κατώτερο Πλειόκαινο τα δύο υβώματα ήταν κάτω από την επιφάνεια της θάλασσας, σε βάθη ύδατος κάτω από την ευφωτική ζώνη. Αυτό επιβεβαιώνεται από την περιοχή του Ακρωτηρίου Κάβο Γκρέκο (Εικ.7.13), όπου οι πολυάριθμες ακανόνιστες ρωγμές, οι οποίες προκλήθηκαν από τη διάρρηξη των υφαλογενών ασβεστολίθων, λόγω εφελκυσμού από την ανάπτυξή τους σε ένα ασταθές υπόστρωμα, όπως είναι το Συνονθύλευμα Μαμωνιών του Άνω Κρητιδικού (Follows, 1992), έχουν γεμίσει από λεπτόκοκκο μαργαϊκό υλικό του Πλειοκαίνου (Εικ.7.14). 80 m Εικ.7.13: Υφαλογενείς ασβεστόλιθοι του Κατώτερου έως Ανώτερου Μειοκαίνου, στην περιοχή Ακρωτηρίου Κάβο Γκρέκο (φωτ. από Τμήμα Δασών). Επίσης, στην περιοχή του υβώματος μεταξύ των Δήμων Αγίας Νάπας και Παραλιμνίου, στην περιοχή Φανός (Εικ. 7.15), εμφανίζονται μέσα στις κρητίδες του Σχηματισμού Λευκάρων (Ανώτερο Κρητιδικό-Κατώτερο Μειόκαινο), κάτω από τους υφαλογενείς ασβεστολίθους του Κατώτερου Μειοκαίνου (Τέρρα), λεπτοστρωματώδεις έως µεσοστρωµατώδεις µικριτικοί ασβεστόλιθοι πλούσιοι σε μεγάλα βενθονικά τρηματοφόρα, όπως Nummulites, Discocyclina, Assilina, Asterocyclina και Pellatispira (παλαιοντολογική ανάλυση από Marcelle BouDagher- Fadel and Alan Lord), τα οποία καταδεικνύουν ότι τα ιζήματα του Ανώτερου Κατώτερου Ηωκαίνου αποτέθηκαν πάνω σε μία ρηχή πλατφόρμα (Εικ.7.16). 263

264 20 cm Εικ.7.14: Ρωγμές μέσα στους Υφαλογενείς ασβεστόλιθους του Κατώτερου έως Ανώτερου Μειοκαίνου στην περιοχή Ακρωτηρίου Κάβο Γκρέκο έχουν γεμίσει από γκρίζο λεπτόκοκκο μαργαϊκό υλικό του Πλειοκαίνου (φωτογραφία από Ε. Τσιολάκη). Εικ.7.15: Δορυφορική εικόνα της περιοχής Αγίας Νάπας-Παραλιμνίου (Κλίμακα: κάθε τετράγωνο είναι 5 km) (ετοιμάστηκε από Ε. Τσιολάκη χρησιμοποιώντας στοιχεία Τμήματος Γεωλογικής Επισκόπησης). 264

265 Εικ.7.16: Λεπτοστρωματώδεις έως μεσοστρωματώδεις μικριτικοί ασβεστόλιθοι με νουμουλίτες, στην περιοχή Φανός μεταξύ των δήμων Αγίας Νάπας και Παραλιμνίου (φωτογραφία από Ε. Τσιολάκη). Τα πιο πάνω συνηγορούν, ότι το νοτιο-νοτιοανατολικότερο τμήμα της λεκάνης της Ανατολικής Μεσαορίας ήταν ανυψωμένο, λόγω της δράσης μεγάλων τεκτονικών δομών από το Ανώτερο Κατώτερο Ηώκαινο. Συνεπώς, η περιοχή αποτελεί ένα ύβωμα πάνω στο οποίο αποτέθηκαν από το Ηώκαινο μέχρι το Μειόκαινο ανθρακικά ιζήματα ρηχής θάλασσας, γύρω από τα οποία αποτέθηκαν οι Πλειο-Πλειστοκαινικές αποθέσεις. Μεταξύ των δύο υβωμάτων υπήρχε μία στενή κοιλάδα με διεύθυνση ΒΔ-ΝΑ, η οποία ενωνόταν βορειότερα με μία βαθιά λεκάνη, τη λεκάνη Αυγόρου-Αμμοχώστου (Εικ.7.2). Η λεκάνη αυτή είχε διεύθυνση ΒΑ-ΝΔ και μεγάλο βάθος, το οποίο αυξανόταν προς τα ΒΑ. Η παρουσία της λεκάνης αυτής, γνωστής και ως αντίκλινο της Αυγόρου, όσο και των δύο υβωμάτων έχουν εξακριβωθεί από βαθιές γεωτρήσεις που έγιναν τη δεκαετία του 60 στα πλαίσια της υδρογεωλογικής έρευνας της περιοχής της νοτιοανατολικής Μεσαορίας (Fink, 1967). Οι αποθέσεις του Κατώτερου Πλειοκαίνου εντοπίστηκαν στο κεντρικό τμήμα της λεκάνης (ευρύτερη περιοχή Αυγόρου), σε ένα βάθος μεγάλυτερο των 500 m, ενώ μεταξύ των δύο υβωμάτων και δυτικά του υβώματος του Ακρωτηρίου Πύλα κατά μήκος των νοτιότερων περιθωρίων 265

266 της νοτιοανατολικής λεκάνης της Μεσαορίας, σε βάθη γύρω στα 200 m περίπου. Παρατηρούμε δηλαδή ότι το βάθος της λεκάνης αυξάνει από τα νότια προς τα βορειοανατολικά περιθώρια της. Εικ.7.17: Φωτογραφία από ελικόπτερο τμήματος ανάστροφου ρήγματος της ρηξιγενούς ζώνης Μαρωνίου-Δρομολαξιάς (NEOCYP Consortium, 2005). Εικ.7.18: Δορυφορική εικόνα της ευρύτερης περιοχής νότια της πόλης της Λάρνακας (ετοιμάστηκε από Ε. Τσιολάκη χρησιμοποιώντας στοιχεία Τμήματος Γεωλογικής Επισκόπησης). Στην ευρύτερη περιοχή της Λάρνακας την περίοδο του Κατώτερου Πλειοκαίνου, υπήρχε μία μικρή λεκάνη με διεύθυνση Β-Ν περίπου, η οποία οριοθετείτο δυτικά από το ανυψωμένο τέμαχος της ρηξιγενούς ζώνης Μαρωνίου-Δρομολαξιάς (Εικ.7.17, 266

267 7.18) και στα ανατολικά από τη ρηξιγενή ζώνη της Λάρνακας, κατά μήκος της οποίας δημιουργήθηκαν εναλλαγές από ανυψωμένα τεμάχη (Ακρωτήριο Κίτι) και βυθίσματα (Κυκλικός κόμβος Αεροδρομίου), λόγω της κίνησης του ρήγματος (Εικ.7.18). Το βάθος της λεκάνης αυξάνεται κυρίως βόρεια, νότια και ανατολικά του υβώματος του Ακρωτηρίου Κίτι. Εικ.7.19: Στο γεωλογικό χάρτη της περιοχής της Χερσονήσου Ακρωτηρίου σημειώνονται με κόκκινες τελείες οι γεωτρήσεις εκατέρωθεν της ρηξιγενούς ζώνης Τραχωνίου (ετοιμάστηκε από Ε. Τσιολάκη χρησιμοποιώντας στοιχεία Τμήματος Γεωλογικής Επισκόπησης). Στην περιοχή του Ακρωτηρίου της Λεμεσού κυριαρχεί η ρηξιγενής ζώνη Τραχωνίου με διεύθυνση Ανατολή-Δύση, βόρεια της σημερινής λιμνοθάλασσας του Ακρωτηρίου (Εικ.7.19). Κατά την αποδελτίωση των γεωτρήσεων της περιοχής φάνηκε, ότι οι γεωτρήσεις εκατέρωθεν της ρηξιγενούς ζώνης Τραχωνίου παρουσιάζουν σημαντικές διαφορές. Βόρεια της τεκτονικής ζώνης, οι γεωτρήσεις συνάντησαν γκρίζες συμπαγείς μάργες του Κατώτερου Πλειοκαίνου (G. margaritae), σε αντίθεση με τις γεωτρήσεις νότια της ζώνης, στις οποίες δεν εμφανίζονται ιζήματα του Κατώτερου Πλειοκαίνου αλλά του Ανώτερου Πλειοκαίνου και Πλειστοκαίνου. Συνεπώς, την περίοδο του Κατώτερου Πλειοκαίνου η δράση των ρηγμάτων είχε ως αποτέλεσμα τη δημιουργία μίας στενής λεκάνης με διεύθυνση Α-Δ, μεταξύ του Τροόδους προς βορρά και ενός υβώματος νότια του ρήγματος, μέσα στην οποία συσσωρεύονταν ιζήματα. Επιπρόσθετη ένδειξη, για την παρουσία μίας υπερυψωμένης περιοχής κατά τη διάρκεια του Πλειοκαίνου νότια του ρήγματος Τραχωνίου είναι η παρουσία πετρωμάτων του Συμπλέγματος Μαμωνιών, στα νοτιότερα περιθώρια της 267

268 χερσονήσου Ακρωτηρίου. Το βάθος απόθεσης των ιζημάτων του Κατώτερου Πλειοκαίνου κυμάνθηκε μεταξύ της εξωτερικής κρηπίδας και της ανώτερης κατωφέρειας, όπως καταδεικνύει η βενθονική μικροπανίδα όλων των γεωτρήσεων βόρεια της ρηξιγενούς ζώνης, οι οποίες αποτελούνται από τα είδη, Uvigerina tenuistriata, Planulina ariminensis, Siphonina reticulata, C. pachyderma (floridanus), Trifarina angulosa και Brizalina spathulata. 50 m Εικ.7.20: H λεκάνη Πισσουρίου στην περιοχή των τομών Π1, Π2 και Π3. Στην κορυφή της ακολουθίας του Πλειο-Πλειστοκαίνου απαντούν αποθέσεις θαλάσσιας αναβαθμίδας (Φωτογραφία από Ε. Τσιολάκη). Στη λεκάνη του Πισσουρίου (Εικ.7.10, 7.20) το παλαιοβάθος της θάλασσας κατά το Ανώτερο Μειόκαινο, σύμφωνα με μικροπαλαιοντολογικές αναλύσεις πετρωμάτων του Σχηματισμού Πάχνας, υπολογίστηκε ότι κυμάνθηκε, πριν την έναρξη της Κρίσης Αλατότητας του Μεσσηνίου, γύρω στα 500 m περίπου (Krijgsman et al., 2002). Μετά το τέλος της Κρίσης Αλατότητας του Μεσσηνίου, στην περιοχή Πισσουρίου αποτέθηκαν στη βάση του Πλειοκαίνου, μάργες όμοιες με αυτές του Σχηματισμού Trubi της Σικελίας (Rouchy et al., 1980). Μέσα στις μάργες, βρέθηκαν τα βενθονικά είδη Bulimina exilis και Epistominella smithi. Σήμερα η B. exilis είναι γνωστή σε βάθη ύδατος μεταξύ m (Rouchy et al., 1980), αλλά αφθονεί περισσότερο σε βάθη μεταξύ m, ενώ η E. smithi παρατηρείται στα ανοικτά των ακτών της Καλιφόρνιας μεταξύ 350 και 500 m (Rouchy et al., 1980). Αν και είναι δύσκολο να προσδιοριστεί η βαθυμετρία της συναθροίσεως αυτής με ακρίβεια και πιθανόν και άλλοι παράγοντες να επηρεάζουν το βάθος κατανομής των ειδών αυτών, εντούτοις 268

269 υπάρχει μία ένδειξη ότι το βάθος του θαλάσσιου ύδατος πιθανόν να κυμάνθηκε μεταξύ m. Στην περιοχή της Πάφου (Εικ.7.10) το βάθος της θαλάσσιας λεκάνης αυξάνεται από βορρά προς νότο. Στην περιοχή του πυρήνα ΜΠ7 το βάθος της θάλασσας κυμάνθηκε μεταξύ m, όπως καταδεικνύει η παρουσία μέσα στις ροδόχροες μάργες των ειδών C. bradyi και C. robertsonianus, τα οποία διαβιούν από την κατωφέρεια έως την αβυσσική λεκάνη σε βάθη μεταξύ m (Spezzaferri & Tamburini, 2007). Στην περιοχή της Πόλις Χρυσοχού (Εικ.7.10), την περίοδο του Κατώτερου Πλειοκαίνου, υπήρχε μία στενή θαλάσσια λεκάνη με διεύθυνση ΒΒΔ-ΝΝΑ. Η λεκάνη οριοθετείτο από το Οφιολιθικό Σύμπλεγμα Τροόδους στα ανατολικά και τη χερσόνησο του Ακάμα στα δυτικά, το οποίο την περίοδο εκείνη βρισκόταν κάτω από την επιφάνεια της θάλασσας. Το βάθος της λεκάνης αυξανόταν από τα νοτιοανατολικά προς τα βορειοδυτικά, με βάση την περικλειόμενη βενθονική μικροπανίδα των γεωτρήσεων, που αποδελτιώθηκαν. Οι μικροπαλαιοντολογικές αναλύσεις σε γεωτρήσεις από τα νοτιοανατολικά και νότια περιθώρια της λεκάνης περιλαμβάνουν είδη που διαβιούν σε αβαθή θαλάσσια περιβάλλοντα, όπως Elphidium crispum και Siphonina reticulata, τα οποία καταδεικνύουν περιβάλλον απόθεσης πάνω στην ηπειρωτική κρηπίδα. Προς βορειοδυτικά, η βενθονική μικροπανίδα περιλαμβάνει είδη, όπως Cibicidoides italicus, C. pachyderma (floridanus), Siphonina reticulata, Planulina ariminensis και Hanzawaia mantaensis, τα οποία χαρακτηρίζουν βαθύτερα περιβάλλοντα πάνω στην ανώτερη ηπειρωτική κατωφέρεια Παλαιογεωγραφική Αναπαράσταση της θαλάσσιας περιοχής πριν 2 Ma Το Κατώτερο Πλειστόκαινο, πριν 2 Ma, στην περιοχή της Κύπρου υπήρχαν δύο νησιά, ένα γύρω από το Τρόοδος και το άλλο γύρω από τον Πενταδάκτυλο (Εικ.7.21). Το νησί γύρω από το Τρόοδος ήταν μεγαλύτερο σε σχέση με αυτό του Κατώτερου Πλειοκαίνου, το οποίο περιλάμβανε το Τρόοδος και τη χερσόνησο του Ακάμα νότια, ενώ προς βορρά εκτείνετο μέχρι την τομή Βλοκκάρια, σύμφωνα με τα αποτελέσματα της έρευνας για τη μαγνητοστρωματογραφία των χερσαίων ιζημάτων του Σχηματισμού Απαλού. Η έρευνα αυτή κατέδειξε, ότι τα ποτάμια ιζήματα άρχισαν να αποτίθενται πριν από 1,95 Ma περίπου, ενώ τα θαλάσσια ιζήματα στη βάση της 269

270 τομής αποτέθηκαν πριν από 2,14-2,15 Ma ( Weber, 2011). Συνεπώς, πριν 2 Ma η περιοχή στη θέση Βλοκκάρια είτε ήταν παράκτια είτε ήταν χέρσος (Εικ.7.12). Εικ.7. 21: Παλαιογεωγραφική αναπαράσταση της περιοχής της Κύπρου πριν 2 Ma. Οι γαλάζιες γραμμές είναι ισοβαθείς καμπύλες. Το νησί γύρω από τον Πενταδάκτυλο ήταν στενό και επίμηκες και κατά πολύ μικρότερο σε σχέση με αυτό γύρω από το Τρόοδος. Μεταξύ των δύο νησιών υπήρχε η λεκάνη της Μεσαορίας, η οποία το Κατώτερο Πλειστόκαινο είχε καταστεί αρκετά αβαθής και δεχόταν μεγάλες ποσότητες κλαστικού υλικού προερχόμενο από τη διάβρωση των πετρωμάτων των δύο νησιωτικών όγκων, οι οποίες έδωσαν τις αμμώδεις μάργες, μαργαϊκούς άμμους, άμμους, ασβεστιτικούς ψαμμίτες και χάλικες των ανώτερων οριζόντων του Σχηματισμού Λευκωσίας. Αυτό, συμπεραίνεται και από τον υψηλό ρυθμό ιζηματογένεσης στην περιοχή της τομής Εσσοβούγιες-Εξωβούγιες μετά τα 2,08 Μa (20-25 cm/ka)(παράρτημα 3). Το μεγαλύτερο βάθος της λεκάνης παρατηρείται σύμφωνα με την περιοκλειόμενη βενθονική μικροπανίδα των γεωτρήσεων, που αποδελτιώθηκαν, στις δυτικές και ανατολικές παρυφές της λεκάνης, ενώ το μικρότερο στο κεντρικό τμήμα της. Η βενθονική μικροπανίδα των αποθέσεων του Κατώτερου Πλειστοκαίνου των γεωτρήσεων κατά μήκος της ακτής της Δυτικής Μεσαορίας αποτελείται από είδη, όπως Uvigerina pygmea, Bulimina marginata, Valvulineria bradyana, Cibicides lobatulus, C. floridanus, Cassidulina carinata και Elphidium crispum. Τα είδη αυτά καθορίζουν ένα βάθος νερού γύρω στα 100 m περίπου, σύμφωνα με το βάθος διαβίωσης των ειδών U. pygmea, η οποία διαβιεί σε βάθη μεγαλύτερα των 100 m και 270

271 του E. crispum σε βάθη μικρότερα των 100 m (Spezzaferri & Tamburini, 2007). Προς το εσωτερικό της λεκάνης, παρατηρείται σταδιακή μείωση του βάθους της θάλασσας, όπως καταδεικνύει η αύξηση εντός της βενθονικής μικροπανίδας των ειδών, Asterigerinata planorbis, Ammonia beccarii, Elphidium crispum, Elphidium macellum, Quinqueloculina seminulum, Cibicides lobatulus, Cancris oblongus και Reussella spinulosa, τα οποία διαβιούν σε αβαθή θαλάσσια περιβάλλοντα με βλάστηση. Η παρουσία εντός της μικροπανίδας των ειδών C. carinata και Melonis pompilioides, τα οποία διαβιούν σε βάθος νερού τουλάχιστον 50 m (Bizon & Bizon, 1984; Rasmussen et al., 2005; Spezzaferri & Tamburini, 2007) καταδεικνύουν ένα βάθος ύδατος, μεγαλύτερο των 50 m στη λεκάνη της κεντρικής Μεσαορίας. Προς τα ανατολικά αυξάνει πάλι βαθμιαία το βάθος της λεκάνης, όπως και στη δυτική. Στην περιοχή της νοτιοανατολικής Μεσαορίας, το αντίκλινο της Αυγόρου έχει γεμίσει κατά ένα μεγάλο ποσοστό με μάργες του Πλειοκαίνου-Κατώτερου Πλειστοκαίνου του Σχηματισμού Λευκωσίας, ενώ τα δύο υβώματα, Παραλιμνίου-Αγίας Νάπας και Ακρωτήριο Πύλα, συνεχίζουν να βρίσκονται κάτω από τη στάθμη της θάλασσας, βαθύτερα από την ευφωτική ζώνη, αφού δεν παρατηρούνται ιζήματα του Πλειο- Πλειστοκαίνου πάνω από τους υφαλογενείς ασβεστόλιθους, αλλά ούτε και νέοι υφαλοφόροι ασβεστόλιθοι. Στην περιοχή της Λάρνακας, η λεκάνη δυτικά και βόρεια του ανυψωμένου τεμάχους του Ακρωτηρίου Κίτι έχει γεμίσει και αυτή κατά ένα πολύ μεγάλο ποσοστό, με μάργες του Πλειοκαίνου-Κατώτερου Πλειστοκαίνου του Σχηματισμού Λευκωσίας. Αυτό είχε ως αποτέλεσμα η περιοχή να καταστεί την περίοδο αυτή μία ρηχή θάλασσα, το βάθος της οποίας δεν έγινε κατορθωτό να υπολογιστεί λόγω έλλειψης στοιχείων. Στην περιοχή της Χερσονήσου του Ακρωτηρίου, νότια της ρηξιγενούς ζώνης Τραχωνίου, οι αποθέσεις του Ανώτερου Πλειοκαίνου και Πλειστοκαίνου αποτελούνται κυρίως από χάλικες, άμμους και μαργαϊκούς άμμους και σε μικρότερο ποσοστό από αμμώδεις μάργες. Παλαιές μικροπαλαιοντολογικές αναλύσεις σε δείγματα των γεωτρήσεων αυτών κατέδειξαν, ότι στις χονδρόκοκκες κλαστικές αποθέσεις δεν εμφανίζονται καθόλου μικροαπολιθώματα, ενώ τα πιο λεπτόκοκκα ιζήματα είναι πλούσια σε βενθονικά τρηματοφόρα, όπως Ammonia beccarii, A. tepida, Elphidium crispum, E. granosum, Discorbis orbicularis και Asterigerinata planorbis, τα οποία καταδεικνύουν ένα πολύ ρηχό περιβάλλον απόθεσης. Η παρουσία όμως εντός της συναθροίσεως και ειδών, όπως Uvigerina pygmea, Quinqueloculina seminulum και Nonion boueanum καταδεικνύουν ένα βαθύτερο περιβάλλον, μεταξύ m (Wilkinson, 1999; Spezzaferri & Tamburini, 2007). 271

272 Στην περιοχή της Πάφου πριν 2 Ma περίπου, επικρατούσε η συνάθροιση της Asterigerinata planorbis. Αποτελείται κυρίως από τα είδη A. planorbis, Cibicides lobatulus, C. refulgens, Neoconorbina terquemi, Elphidium complanatum, Planorbulina mediterranensis, Haynesina depressula, Discorbis williamsoni και Reussella spinulosa, τα οποία συνδέονται με αβαθείς θαλάσσιες περιοχές με βλάστηση, αλλά η παρουσία εντός της συναθροίσεως των ειδών Bulimina elongata, Uvigerina auberiana και Hanzawaia boueana καταδεικνύουν ένα βαθύτερο περιβάλλον, αφού η U. auberiana έχει καταγραφεί σε βάθη ύδατος μεγαλύτερα των 160 m (Schmiedl et al., 1997; Gooday, 2003; Rasmussen et al., 2005). Στην περιοχή της τάφρου της Πόλις Χρυσοχού όλες οι γεωτρήσεις κοντά στην ακτή έχουν διατρυπήσει ιζήματα του Πλειοκαίνου μέχρι την περίοδο εξαφάνισης των Sphaeroidinellopsis (εξαφάνιση Sphaeroidinella subdehiscens σύμφωνα με Mantis, 1970) πριν 3,19 Ma περίπου. Την περίοδο εκείνη στη βενθονική μικροπανίδα επικρατούσαν είδη, όπως Asterigerinata planorbis, Ammonia beccarii, Elphidium crispum, Cibicides lobatulus, Valvulineria bradyana, Uvigerina pygmea, Bulimina marginata, Melonis pompilioides και άλλα, τα οποία καταδεικνύουν ένα βάθος νερού 100 m περίπου, σύμφωνα με το βάθος διαβίωσης των ειδών U. pygmea, που διαβιεί σε βάθη μεγαλύτερα των 100 m και του E. crispum σε βάθη μικρότερα των 100 m (Spezzaferri & Tamburini, 2007). Συνεπώς, το θαλάσσιο περιβάλλον πριν 2 Ma ήταν αβαθέστερο και γι αυτό δεν αποτέθηκαν μάργες του Ανώτερου Πλειοκαίνου-Κατώτερου Πλειστοκαίνου αλλά κλαστικά ιζήματα, όπως χάλικες και άμμοι Παλαιογεωγραφική Αναπαράσταση της θαλάσσιας περιοχής πριν 0.9 Ma Πριν 0,9 Μa, στην περιοχή υπήρχε ένα ενιαίο νησί και μερικά μικρότερα νησιά προς τα νότια και ανατολικά (Εικ.7.22). Το Τρόοδος ενώθηκε με τον Πενταδάκτυλο με μία ζώνη ξηράς στην περιοχή της Κεντρικής Μεσαορίας. Η λεκάνη της Κεντρικής Μεσαορίας από τα 1,95 Ma περίπου, όπου αναδύθηκε για πρώτη φορά η περιοχή Βλοκκάρια στο νότιο τμήμα της, γέμισε πολύ γρήγορα με κλαστικό υλικό, όπως καταδεικνύει και ο ψηλός ρυθμός ιζηματογένεσης στην τομή Εσσοβούγιες- Εξωβούγιες (>25 cm/ka)(παράρτημα 3) και σε συνδυασμό πάντοτε και με την πτώση της στάθμης της θάλασσας μεταξύ 76 (πριν 0,908 Ma) -108 m (πριν 0,899 Ma) 272

273 (Rohling et al., 2014), αναδύθηκε πάνω από την επιφάνεια της θάλασσας την περίοδο αυτή. Εικ.7.22: Παλαιογεωγραφική αναπαράσταση της περιοχής της Κύπρου πριν 0,9 Ma. Οι γαλάζιες γραμμές είναι ισοβαθείς καμπύλες. Συνεπώς, η θαλάσσια λεκάνη της Μεσαορίας χωρίζεται την περίοδο αυτή, με αποτέλεσμα να σχηματιστούν δύο κόλποι της Δυτικής και Ανατολικής Μεσαορίας. Η βενθονική μικροπανίδα των αποθέσεων του Μέσου Πλειστοκαίνου των γεωτρήσεων κατά μήκος της σύγχρονης ακτής της Δυτικής Μεσαορίας, κυριαρχείται από τα είδη Ammonia beccarii, Elphidium crispum και E. granosum, τα οποία καταδεικνύουν ένα ρηχό θαλάσσιο περιβάλλον μέχρι 12 m βάθος νερού (Mendes et al., 2004). Στον κόλπο της Ανατολικής Μεσαορίας κοντά στην παλαιοακτή κυριαρχούν πάλι τα είδη Ammonia beccarii και Elphidium crispum, καταδεικνύοντας παρόμοιες συνθήκες ρηχού θαλάσσιου περιβάλλοντος. Το παλαιοβάθος της θάλασσας αυξανόταν σταδιακά προς τα ανατολικά, αλλά δεν μπορούμε να το υπολογίσουμε επακριβώς, λόγω έλλειψης επαρκών στοιχείων. Δεν πρέπει να ξεπερνούσε τα 100 m βάθος, αφού περιβαλλόταν από ορεινούς όγκους, όπως του Πενταδακτύλου βόρεια, του Τροόδους νοτιοδυτικά και των δύο μικρών νησιών του Ακρωτηρίου Πύλα και Ακρωτηρίου Κάβο Γκρέκο στις νότιες παρυφές της λεκάνης (Εικ.7.13), τα οποία αναδύθηκαν πάνω από την επιφάνεια της θάλασσας κυρίως λόγω της πτώσης της στάθμης της θάλασσας. 273