ΜΕΤΑΠΤΥΧΙΑΚΗ ΔΙΑΤΡΙΒΗ «Αποτύπωση των παλαιοωκεανογραφικών συνθηκών στην Μεσόγειο Θάλασσα τα τελευταία 18 ka με χρήση Γ.Σ.Π». ΠΑΝΕΠΙΣΤΗΜΙΟ ΠΑΤΡΩΝ ΤΜΗΜΑ ΓΕΩΛΟΓΙΑΣ ΠΜΣ ΠΕΡΙΒΑΛΛΟΝΤΙΚΗ ΩΚΕΑΝΟΓΡΑΦΙΑ ΜΑΡΙΛΕΤΑ ΚΥΡΙΑΚΟΠΟΥΛΟΥ ΠΑΤΡΑ 2013
ΠΑΝΕΠΙΣΤΗΜΙΟ ΠΑΤΡΩΝ ΤΜΗΜΑ ΓΕΩΛΟΓΙΑΣ ΠΜΣ ΠΕΡΙΒΑΛΛΟΝΤΙΚΗ ΩΚΕΑΝΟΓΡΑΦΙΑ Μεταπτυχιακή διατριβή με θέμα: «Αποτύπωση των παλαιοωκεανογραφικών συνθηκών στην Μεσόγειο Θάλασσα τα τελευταία 18 ka με χρήση Γ.Σ.Π». Επιβλέπων: κα. Γεραγά Μαρία Επιτροπή: κ. Παπαθεοδώρου Γεώργιος κ. Νικολακόπουλος Κωνσταντίνος Μαριλέτα Κυριακοπούλου 2
Ευχαριστίες Θα ήθελα να ευχαριστήσω ιδιαίτερα την επιβλέποντα της παρούσας μεταπτυχιακής διατριβής, Επίκουρη Καθηγήτρια κα. Μαρία Γεραγά, για την εμπιστοσύνη που έδειξε στο πρόσωπό μου με την ανάθεση αυτού του θέματος καθώς και για τη βοήθεια του για την εκπόνηση της διατριβής μου. Οι παρατηρήσεις και οι συμβουλές της αποτέλεσαν για εμένα σημαντικά εφόδια για την ολοκλήρωση της παρούσας διατριβής. Ιδιαίτερες ευχαριστίες θα ήθελα να απευθύνω στον Καθηγητή κ. Γεώργιο Παπαθεοδώρου, για τις σημαντικές και καθοριστικές επιστημονικές συμβουλές του για την υλοποίηση της διατριβής μου καθώς και για την συμμετοχή του στην τριμελή επιτροπή μου. Επίσης, επιθυμώ να ευχαριστήσω ιδιαίτερα τον Επίκουρο Καθηγητή κ. Κωνσταντίνο Νικολακόπουλο, για τη βοήθειά του και τη στήριξή του, καθώς και για τις ουσιαστικές παρατηρήσεις του για τη σωστή χρήση του προγράμματος ArcGIS και την παραγωγή χαρτών. Ακόμη, ευχαριστώ θερμά τη Διδάκτορα κ. Μαργαρίτα Ιατρού για την πολύτιμη βοήθειά της, και το ενδιαφέρον της καθ όλη τη διάρκεια εκπόνησης της εργασίας μου. Τέλος, τις βαθύτερες ευχαριστίες μου εκφράζω στον σύζυγο μου, στους γονείς μου και στην αδερφή μου, για τη στήριξή της, ηθική και οικονομική, και την υπομονή τους καθ όλη τη διάρκεια των σπουδών μου. Σε αυτούς αφιερώνω τη παρούσα μεταπτυχιακή διατριβή με ιδιαίτερη ευγνωμοσύνη. 3
Περίληψη Στην παρούσα εργασία εξετάζονται οι συγκεντρώσεις των πλαγκτονικών τρηματοφόρων,όπως αυτές έχουν καταγραφεί σε δημοσιευμένες εργασίες και ανάλογες επιστημονικές βάσεις δεδομένων από την περιοχή της Μεσογείου για το χρονικό διάστημα των τελευταίων 18.000 χρόνων. Με σκοπό να εξεταστούν τυχόν χωρικές και χρονικές μετατοπίσεις των ελάχιστων και μέγιστων των συγκεντρώσεών τους και διαφοροποιήσεις τους σε σχέση με τις σημερινές. Abstract In the present work the concentrations of planktonic foraminifera, as recorded in published papers and similar scientific databases from the Mediterranean region for the period of the last 18,000 years. To examine any spatial and temporal shifts of the minimum and maximum concentrations of these differences and their relationship to current. 4
ΠΕΡΙΕΧΟΜΕΝΑ ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 Ο : ΕΙΣΑΓΩΓΗ Σελ. 1.1 Εισαγωγή..7 1.2 Η Μεσόγειος θάλασσα 8 1.2.1 Τα χαρακτηριστικά της Μεσογείου θάλασσας 9 1.2.2 Το υδρολογικό καθεστώς της Μεσογείου θάλασσας 10 1.2.3 Η κυκλοφορία των υδάτων της Μεσογείου θάλασσας 11 1.3 Πλαγκτονικά τρηματοφόρα.13 1.3.1 Χαρακτηριστικά κυριότερων πλαγκτονικών τρηματοφόρων 15 1.4 Κλιματικές μεταβολές το Τεταρτογενές 19 1.4.1 Κλιματικές μεταβολές στην περιοχή της Μεσογείου.20 1.4.2 Σαπροπηλός S1& η σύνδεση του με τα πλαγκτονικά τρηματοφόρα..22 1.5 Σκοπός εργασίας.23 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2 Ο : ΜΕΘΟΔΟΛΟΓΙΑ 2.1 Περιοχή έρευνας 24 2.2 Βήματα μεθοδολογίας.. 26 2.3 Κατανομή πλαγκτονικών τρηματοφόρων σε πρόσφατα επιφανειακά ιζήματα της Μεσογείου θάλασσας 29 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 Ο : ΧΑΡΤΕΣ 3.1 Κατασκευή χαρτών 31 3.2 Χάρτες διακύμανσης ανά χιλιετία. 32 3.2.1 Χάρτες διακύμανσης Gs. Ruber ανά χιλιετία 32 3.2.2 Χάρτες διακύμανσης G. Bulloides ανά χιλιετία..41 3.2.3 Χάρτες διακύμανσης N. Pachyderma ανά χιλιετία.50 3.2.4 Χάρτες διακύμανσης T. Quinqueloba ανά χιλιετία.59 3.2.5 Χάρτες διακύμανσης G. Inflata ανά χιλιετία 68 3.3 Χάρτες πλαγκτονικών τρηματοφόρων σε πρόσφατα επιφανειακά ιζήματα 77 5
ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 Ο : ΑΠΟΤΕΛΕΣΜΑΤΑ Σελ. 4.1 Διακύμανση ποσοστών Gs. Ruber..80 4.2 Διακύμανση ποσοστών G. Bulloides 80 4.3 Διακύμανση ποσοστών N. Pachyderma..81 4.4 Διακύμανση ποσοστών T. Quinqueloba..81 4.5 Διακύμανση ποσοστών G. Inflata..82 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 5 Ο : ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ 5.1 Συμπεράσματα.83 ΠΑΡΑΡΤΗΜΑ Α) ΒΙΒΛΙΟΓΡΑΦΙΑ 84 Β) ΔΙΑΔΥΚΤΥΟ 89 6
Εισαγωγή Εισαγωγή Σημαντικές παγκόσμιες αλλαγές έχουν διαπιστωθεί στα τελευταία 18 χιλιάδες χρόνια. Τα ιζήματα που έχουν συλλεχθεί από τον πυθμένα της Μεσογείου Θάλασσας δείχνουν επίσης αυτές τις αλλαγές. Σημαντική θέση σε ανάλογες εργασίες κατέχουν τα πλαγκτονικά τρηματοφόρα. Η γεωγραφική εξάπλωση των πλαγκτονικών τρηματοφόρων εξαρτάται από πολλούς περιβαλλοντικούς παράγοντες όπως α) η θαλάσσια θερμοκρασία, β) η θαλάσσια αλατότητα, γ)η διαθεσιμότητα του διαλυμένου οξυγόνου και των θρεπτικών συστατικών, & δ) γενικά αλλαγών στις επικρατούσες υδρογραφικές συνθήκες στην υδάτινη στήλη. Οι προτιμήσεις των ειδών των πλαγκτονικών τρηματοφόρων σε συνδυασμό με το σχετικά σύντομο κύκλο αναπαραγωγής και την δυνατότητα απολίθωσης τους συνιστά την εξέταση της μικροπανίδας των τρηματοφόρων ως αόριστους δείκτες στην εκτίμηση της εξέλιξης του παλαιοκλίματος και των παλαιοωκεανογραφικών συνθηκών. Σύμφωνα με τα παραπάνω τα πλαγκτονικά τρηματοφόρα κατέχουν σημαντική θέση σε ανάλογες εργασίες, και η συγκέντρωση τους έχει χρησιμοποιηθεί από πολλούς ερευνητές για την ανίχνευση παλαιοωκεανογραφικών και παλαιοκομματικών μεταβολών στην Μεσόγειο Θάλασσα(Asku et al 1995,Casford et al 2001Geraga et al 2005,Triantaphyllou et al 2009a,). 7
Εισαγωγή 1.2 Μεσόγειος Θάλασσα Η Μεσόγειος αποτελεί μία θαλάσσια περιοχή ιδιαίτερου ενδιαφέροντος. Ο Margalef το 1985 την περιέγραψε λέγοντας ότι «πρόκειται για ένα εξαιρετικά σύνθετο υπόλειμμα ενός πολύ δυναμικού παρελθόντος, το οποίο θα παραμείνει ενεργό για πολύ χρόνο, τόσο γεωλογικά, όσο και από την άποψη των ανθρώπων που την απαρτίζουν». Η Μεσόγειος κατέχει μία μοναδική θέση ως πεδίο έρευνας στο θαλάσσιο και όχι μόνο χώρο, αφενός μεν λόγω του εξαιρετικά πολύπλοκου γεωλογικού παρελθόντος* της, με τις διαδοχικές αυξομειώσεις της στάθμης των υδάτων της, τις κρίσεις αλατότητας, τις γεωλογικές ανακατατάξεις και την επικοινωνία αρχικά με τον Ινδικό και μετά με τον Ατλαντικό Ωκεανό, αλλά και λόγω του ανοίγματος της διώρυγας του Σουέζ. Αξίζει να αναφερθεί ότι δεν είναι λίγοι αυτοί που υποστηρίζουν ότι η Μεσόγειος έχει τροποποιηθεί όσο κανένας άλλος χώρος, ενώ κάποιοι άλλοι κάνουν λόγο για ανυπαρξία φυσικού περιβάλλοντος. Συσχετίζουν δηλαδή το υπάρχων οικοσύστημα, κυρίως όσο αφορά το χερσαίο κομμάτι και όχι μόνο, με τη δράση του ανθρώπου που στο συγκεκριμένο χώρο ήταν εξαιρετικά έντονη (Μυλωνάς, 2000). Η πρώτη σημαντική ωκεανογραφική έρευνα στην περιοχή έλαβε χώρα το 1912 με τη δανική εξερευνητική αποστολή Nielsen. Στις επόμενες δεκαετίες και μέχρι τα τέλη αυτής του 70 ένας αριθμός από ευρείας κλίμακας ή τοπικές αποστολές οδήγησαν στην σημαντική αύξηση των γνώσεων μας για τη Μεσόγειο, ειδικά κατά τις δεκαετίες του 80 και του 90. Χάρτης 1. Θαλάσσιες λεκάνες της Μεσογείου θάλασσας 8
Εισαγωγή 1.2.1 Τα χαρακτηριστικά της Μεσογείου Θάλασσας Η Μεσόγειος είναι μία βαθιά, πρακτικά χωρίς παλίρροιες, θάλασσα με μία επιφάνεια 2.965.000 Km2. Είναι ημίκλειστη και επικοινωνεί με τον υπόλοιπο ωκεανό μέσω των στενών (~15 Km) και ρηχών (βάθος ~ 250-400 m) Στενών του Γιβρατάλ (Φυτιανός 1996). Αποτελεί μία μικρογραφία ωκεανού. Στη μεγαλύτερη έκταση της έχει βάθος πάνω από 200 m. Το μέσο βάθος της είναι 1650 μέτρα υπάρχουν όμως και αρκετές βαθιές λεκάνες (>3000 m). Το βαθύτερο σημείο της βρίσκεται νοτιοδυτικά της Πελοποννήσου και είναι 5093 μέτρα (Φυτιανός,1996). Διακρίνεται στην Ανατολική και τη Δυτική Μεσόγειο, που διαχωρίζονται με τα σχετικά ρηχά στενά (βάθος 1000 m) ανάμεσα στη Σικελία και την Τυνησία. Παρουσιάζουν διαφορές όσον αφορά τη χλωρίδα και την πανίδα, δείχνοντας έτσι ένα βαθμό απομόνωσης διαχωρισμού αυτών των περιοχών. Το Αιγαίο και η Αδριατική αποτελούν ημίκλειστες προεκτάσεις από το κυρίως σώμα της Μεσογείου. 9
Εισαγωγή 1.2.2 Το υδρολογικό καθέτως της Μεσογείου Θάλασσας Ο KIORTSIS αποδίδει τα εξής χαρακτηριστικά στη Μεσόγειο: Αρνητικό ισοζύγιο ύδατος. Η εξάτμιση είναι τρεις φορές μεγαλύτερη από τις εισροές λόγω βροχοπτώσεων και η διαφορά καλύπτεται από την είσοδο νερού του Ατλαντικού από το Γιβρατάλ. Αποτελεί δηλαδή μία «λεκάνη συγκέντρωσης». Θερμοκρασιακή στρωμάτωση. Ένα σημαντικό χαρακτηριστικό των νερών της Μεσογείου είναι η θερμοκρασιακή τους στρωμάτωση, που εκφράζεται με τη δημιουργία του εποχιακού θερμοκλινούς. Το θερμοκλινές υφίσταται κατά τους θερμούς μήνες του έτους, δηλαδή για τη Μεσόγειο από Απρίλιο έως Οκτώβριο. Το βάθος διείσδυσης του θερμοκλινούς είναι αντιστρόφως ανάλογο του πλάτους διακύμανσης της επιφανειακής θερμοκρασίας (Καρακάσης, 1991). Επίσης, το βάθος διείσδυσης σχετίζεται με την ένταση των ανέμων, που σημαίνει ότι δυνατοί άνεμοι μειώνουν την κλίση του θερμοκλινούς και συγχρόνως το τοποθετούν βαθύτερα στη στήλη του νερού. Αυτό έχει ως αποτέλεσμα το εποχιακό θερμοκλινές να συναντάται σε διάφορα βάθη στις διάφορες υποπεριοχές της Μεσογείου, κατά μέσο όρο όμως γύρω στα 50 μέτρα. Σε βάθος γύρω στα 400 μέτρα εντοπίζεται ένα άλλο θερμοκρασιακό όριο για την Ανατολική Μεσόγειο, μετά το οποίο η θερμοκρασία παραμένει σταθερά στους 13,5 με 13,7 0 C. Έλλειψη παλίρροιας. Υψηλή σχετικά αλατότητα, που στα παράλια της Μικρά Ασίας φτάνει το 39 0/ 00. Κλιματική διαβάθμιση από Βορρά (εύκρατο κλίμα) προς Νότο (υποτροπικό κλίμα). Διαβάθμιση στην έλλειψη θρεπτικών από τη Δύση προς την Ανατολή. Μειωμένη ποικιλότητα κατά γεωγραφικό μήκος με πολλές περιφερειακές ιδιομορφίες. Πέρα όμως από τα παραπάνω, θα μπορούσε κάποιος να προσδώσει και άλλα χαρακτηριστικά στο συγκεκριμένο χώρο όπως: Τη διαφάνεια των υδάτων της, φαινόμενο ιδιαίτερα έντονο στην Ανατολική λεκάνη της Μεσογείου, που επιτρέπει τη διείσδυση του φωτός σε μεγαλύτερα βάθη. Λόγω της επικοινωνίας με τον Ατλαντικό μέσω των Στενών του Γιβραλτάρ, έχει εδραιωθεί μία δυναμική ισορροπία μεταξύ των δύο στιβάδων ροής στα Στενά. Τα χαμηλής αλατότητας νερά του Ατλαντικού μπαίνουν στην Μεσόγειο επιφανειακά, όπου μετασχηματίζονται μέσω της εξάτμισης σε αλμυρότερα και πυκνότερα, βυθίζονται σε ένα ενδιάμεσο βάθος και επιστρέφουν στο Γιβραλτάρ απ όπου βγαίνουν στον Ατλαντικό. Λαμβάνει χώρα δηλαδή «λιμνοθαλάσσιου τύπου» κυκλοφορία. 10
Εισαγωγή 1.2.3 Η κυκλοφορία των υδάτων της Μεσογείου Θάλασσας Η κυκλοφορία της Μεσογείου θάλασσας έχει περιγραφεί από Wust (1961) και οι διαφορετικές υδάτινες μάζες της Δυτικής και της Ανατολικής λεκάνης έχουν χαρακτηριστεί από Lacombe & Tchernia (1972) & Morel (1971). Τρία στρώματα, των υδάτινων μαζών μπορούν να αναγνωριστούν: 1)Η υδάτινη μάζα του Ατλαντικού (MAW): που από δυτικά, μέσω των στενών του Γιβρατάλ, κινούμενη προς των ακτών της Αφρικής περνά την ανατολική Μεσόγειο, όπου εκεί αντιστρέφεται η κατεύθυνση της και εισέρχεται στο Αιγαίο πέλαγος μέσω των στενών του Κρητιδικού τόξου. Έπειτα διασχίζει το Ιόνιο πέλαγος και εισέρχεται μέσω αυτού στην λεκάνη της Αδριατικής. Η MAW χαρακτηρίζεται από χαμηλές θερμοκρασίες (14-15 ο C) και χαμηλές αλατότητες (36,5-38,5 % 0 ) και κινείται επιφανειακά μέχρι 100 m το καλοκαίρι και 200 m το χειμώνα. 2)Η ενδιάμεση υδάτινη μάζα της Λεβαντίνης (LIW): Η μάζα αυτή διαιρούμενη κατά διαστήματα κινείται προς τα δυτικά εισρέοντας παράλληλα στις λεκάνες της Αδριατικής,της Τυρρηνίας και του Αιγαίου, ενώ τελικά εξέρχεται μέσω των στενών του Γιβραλτάρ κάτω από τα Ατλαντικά ύδατα. Η LIW χαρακτηρίζεται από αλατότητα 38-38,5% 0 και κινείται σε ενδιάμεσο βάθος 200-300 m. (Garzoli & Maillard, 1979). 3)Ομογενείς & Βαθιές Υδάτινες μάζες (MDW): οι οποίες, προς την Ανατολική Μεσόγειο βαθιά νερά σχηματίζονται στην Βόρεια υφαλοκρηπίδα της Αδριατικής θάλασσας και στο Βόρειο Αιγαίο (Pollack 1951, Moskalenko and Ovchinnikov, 1972). Ενώ προς την δυτική Μεσόγειο βαθιά νερά σχηματίζονται στο Βόρειο τμήμα του Ιβηρικού πελάγους (Stommel 1972). Οι αλατότητες, θερμοκρασίες, και τα βάθη των τριών υδάτινων μαζών διαφέρουν για κάθε υποπεριοχή των 2 λεκανών λόγω της μεταξύ τους ανάμειξης. 11
Εισαγωγή Χάρτης2.) Α.Asioli et al. (2001) η κυκλοφορία των υδάτινων μαζών της Μεσογείου 12
Εισαγωγή 1.3 Πλαγκτονικά τρηματοφόρα Τα πλαγκτονικά τρηματοφόρα ζουν, κυρίως, στα ανώτερα 100m της υδάτινης στήλης, στην ευφωτική ζώνη. Η γεωγραφική εξάπλωσή τους καθορίζεται, κατά κύριο λόγο, από την θερμοκρασία και την αλατότητα. Ετσι, διακρίνουμε βιοκοινωνίες τυπικές για θερμά νερά και βιοκοινωνίες για ψυχρά. Στην Εικ.1. δίνεται διάγραμμα όπου παρουσιάζονται οι βιοκοινωνίες των τρηματοφόρων σε διαφορετικά γεωγραφικά πλάτη (BE, 1977). Η συστηματική μελέτη των συγκεντρώσεων των πλαγκτονικών τρηματοφόρων, κάτω από συγκεκριμένες ωκεανογραφικές και κλιματολογικές συνθήκες, οδήγησε στον καθορισμό εξισώσεων μετασχηματισμού (Transformation Function), οι οποίες τελικά μετατρέπουν τις βιοκοινωνίες των πλαγκτονικών τρηματοφόρων, σε συγκεκριμένες τιμές επιφανειακής θαλάσσιας θερμοκρασίας (SST: Sea Surface Temperature) και επιφανειακής θαλάσσιας αλατότητας (SSS: Sea Surface Salinity) (Imbrie and Kipp, 1971). Με τον τρόπο αυτό, γίνεται εφικτός ο προσδιορισμός παλαιότερων SST και SSS σε μια συγκεκριμένη περιοχή. Ανάλογες εξισώσεις προτάθηκαν από τον Thunell (1979) για το χώρο της Αν..Μεσογείου, με σκοπό τον εντοπισμό των μεταβολών της θερμοκρασίας και της αλατότητας τα τελευταία 18kyrs. Αν και η σημασία των εξισώσεων αυτών είναι μεγάλη ακόμα και σήμερα, νεότερες μελέτες στα είδη καθώς και στις συνθήκες που διαβιούν, φαίνεται πως έχει περιορίσει σημαντικά τη χρήση των εξισώσεων αυτών από τους ερευνητές. Οι σχετικές συγκεντρώσεις των πλαγκτονικών ειδών, ως δείκτες των κλιματικών συνθηκών του Τεταρτογενούς, όπως αυτές αποτυπώνονται στα ιζήματα που έχουν αποτεθεί στις βαθειές θαλάσσιες λεκάνες της Μεσογείου, έχουν χρησιμοποιηθεί από πολλούς ερευνητές Reiss et al., 1971, Luz and Berstein, 1976, Thunell et al., 1977, Cita et al., 1977). 13
Εισαγωγή Εικόνα 1. Διάγραμμα στο οποίο παρουσιάζονται οι βιοκοινωνίες τρηματοφόρων σε διάφορα γεωγραφικά πλάτη Δηλαδή, οι συγκεντρώσεις των πλαγκτονικών τρηματοφόρων(οριζόντια κατανομή) διακρίνονται σε 5 μεγάλες ομάδες πανίδων: Πολικές Υποπολικές Μεταβατικές-εποχιακές Υποτροπικές Τροπικές 14
Εισαγωγή 1.3.1 Χαρακτηριστικά κυριότερων πλαγκτονικών τρηματοφόρων Gs.ruber: Το είδος αυτό διαβιεί σε θερμά περιβάλλοντα της τροπικής-υποτροπικής ζώνης και ρηχά ολιγοτροφικά νερά. Μπορεί να ζήσει κοντά σε ακτές και σε αλατότητες 30.5-31.0 Απαντάται σε δύο χρωματισμούς λευκό και ρόζ. Τα ροζ επιδεικνύουν μεγαλύτερη παραγωγή με την αύξηση της θερμοκρασίας και αναπτύσσονται περισσότερο το καλοκαίρι, ενώ τα λευκά κατά τη διάρκεια του φθινοπώρου. Στη Δ. Μεσόγειο εντοπίζεται σε θερμοκρασίες 19 O c, στην Αν. Μεσόγειο εντοπίζεται με ποσοστό συμμετοχής περίπου 4 εκτός από τις περιοχές σχηματισμού πυθμαίων νερών, όπου μειώνεται περίπου στο 1. Κυρίως σχετίζεται με θερμοκρασίες 21.5-26.5 o C. Gs.sacculifer: Το είδος αυτό διαβιεί σε θερμά περιβάλλοντα της τροπικής-υποτροπικής ζώνης. Κυριαρχεί σε θερμά νερά με αλατότητα περίπου 34,5-36 ενώ σε χαμηλότερες ή υψηλότερες αλατότητες αντικαθιστάται από το Gs.ruber. Αναπτύσσονται και παράγονται την άνοιξη και τις αρχές του καλοκαιριού. Διαβιούν σε βάθη από 25-50m. 15
Εισαγωγή Σε περιόδους χαμηλής επιφανειακής αλατότητας, μεταναστεύει σε βαθύτερα νερά ενώ, συνδέεται και με την ανάπτυξη DCM στρώματος(στρώμα μέγιστης χλωροφύλλης). Στην Αν. Μεσόγειο εντοπίζεται με ποσοστό 1 5% ενώ σε περιοχές σχηματισμού βαθιών νερών, είναι πιο σπάνιο (<1%). G.bulloides: Αρχικά συνδέθηκε με ψυχρά κλίματα (υποαρκτικά- μεταβατικά ) Αργότερα η παρουσία της συνδέθηκε κυρίως με ευτροφικά επιφανειακά νερά, όπως είναι τα παράκτια αναβρύσματα (coastal upwelling) και περιοχές ποτάμιων απορροών. Το βάθος διαβίωσής της θεωρείται 50-200m. Στη Αν. Μεσόγειο απαντάται σε υψηλή συμμετοχή (5-4) και παρουσιάζει προτίμηση σε ψυχρότερες περιοχές. G.glutinata: Το είδος αυτό έχει κοσμοπολίτικο χαρακτήρα και η παρουσία του είναι ανεξάρτητη της θερμοκρασίας και αλατότητας. Το βάθος διαβίωσής του είναι το επιφανειακό. Στα επιφανειακά νερά της Ανατ. Μεσογείου επιδεικνύει επίσης κοσμοπολίτικο χαρακτήρα. T. quinqueloba: Το είδος αυτό είναι ανθεκτικό σε χαμηλές θερμοκρασίες και αλατότητες και προτιμά πλούσια σε θρεπτικά συστατικά επιφανειακά νερά. Το μέγεθος του φαίνεται πως αυξάνει με τη μείωση της επιφανειακής αλατότητας. Στην Αν. Μεσόγειο η μεγαλύτερη ανάπτυξη του παρουσιάζεται σε περιοχές όπου η χειμερινή θερμοκρασία είναι μικρότερη των 15oC. 16
Εισαγωγή Gr.truncatulinoides: Πρόκειται για ένα βαθυπελαγικό είδος που αναπτύσσεται από υποαρκτικά έως υποτροπικά κλίματα. Υψηλές συχνότητες εμφανίζει σε θερμοκρασιακά εύρη 13,5-15,5 o C. Στο χώρο της Αν. Μεσογείου συμμετέχει με μικρό ποσοστό. Gr. Inflata: Εμφανίζεται κυρίως σε μεταβατικά νερά (10-20 oc) πλούσια σε θρεπτικά συστατικά λόγω καλής μίξης. Το βάθος διαβίωσής τους κυμαίνεται από 0-75m ενώ αναπαράγεται το χειμώνα. Άφθονη συμμετοχή παρουσιάζει στα επιφανειακά νερά της Δ. Μεσογείου, ενώ σχεδόν απουσιάζει από την Αν. Μεσόγειο. N. pachyderma :Τα μεσοπελαγικά αυτά είδη αναπτύσσονται σε υποπολικές έως τροπικές περιοχές αλλά είναι πιο πλούσια όταν η θερμοκρασία κάτω από το θερμοκλινές είναι μικρότερη των 120C. Σήμερα οι μεγαλύτερες συγκεντρώσεις τους απαντώνται στην περιοχή της Κορσικής, στη θάλασσα της Λεβαντίνης και στον κόλπο του Λιόν. Η παρουσία του N.pachyderma(d) συνδέεται με την ανάπτυξη του DCM, στρώματος ενώ το N.pachyderma(s) είναι το ψυχρότερο από τα δύο μέλη και παρατηρείται μόνο στη δυτική Μεσόγειο. 17
Εισαγωγή Gr.scitula: Πρόκειται για ένα βαθυπελαγικό είδος που αναπτύσσεται σε περιβάλλοντα χαμηλής θερμοκρασίας. Orbulina universa Globigerinella aequilateralis: Θεωρούνται κοσμοπολίτικα είδη και δείκτες θερμών κλιμάτων. Εμφανίζονται καθόλη την διάρκεια του χρόνου με υψηλότερη παραγωγή για τo Orbulina universa την άνοιξηφθινόπωρο, ενώ τo Globigerinella aequilateralis την άνοιξη. Εντοπίζονται σε βάθη 25-50 μ, όμως φαίνεται να μεταναστεύουν σε μεγαλύτερα βάθη 75 μ σε περιόδους χαμηλής αλατότητας. Στην Αν Μεσόγειο η Orbulina universa παρουσιάζεται με ποσοστό συμμετοχής που κυμαίνεται 1-1, ενώ η συμμετοχή των Globigerinella aequilateralis είναι ακόμη πιο περιορισμένη και δεν ξεπερνά το 5 %. *DCM: Στρώμα μέγιστης χλωροφύλλης (Deep Chlorophyll Maximum). Το στρώμα αυτό αναπτύσσεται μεταξύ του πυκνοκλινούς και της βάσης της ευφωτικής ζώνης. 18
Εισαγωγή 1.4 Κλιματικές μεταβολές το Τεταρτογενές Το Τεταρτογενές είναι η πιο πρόσφατη γεωλογική περίοδος στη ιστορία της Γης και αφορά τα τελευταία 2 εκατομμύρια χρόνια. Χωρίζεται στο Πλειστόκαινο που είναι η γεωλογική περίοδος που περιλαμβάνει τη χρονική περίοδο 2.000.000 με 10.000 χρόνια περίπου πριν, ονομάζεται και Διλούβιο ή περίοδος των Παγετώνων & μαζί με το Ολόκαινο που μετρά 10.000 περίπου έως σήμερα αποτελούν το Τεταρτογενές. Η περίοδος αυτή αποτελείτε από μεγάλης και μικρής διάρκειας κλιματικές εναλλαγές. Τα μικρής διάρκειας έχουν εντοπιστεί από την συνεχόμενη μελέτη θαλάσσιων και χερσαίων ιζημάτων,τα σύντομα ψυχρά γεγονότα τα ονομάζουμε stadials και τα σύντομα θερμά γεγονότα τα ονομάζουμε interstadials. Η διάρκεια τους είναι σύντομη και κυμαίνεται από μερικές δεκαετίες έως χιλιετίες και εμφανίζονται ανάμεσα των κλιματικών μεταβολών μεγάλης διάρκειας. Όταν εμφανίζονται δημιουργούν απότομες μεταβολές μεταξύ ψυχρούξηρού και θερμού και υγρού κλίματος, οι οποίες ονομάζονται και ως κλιματικοί κύκλοι Dansgaard-Oeschger (D-O Events) (Dansgaard et el 1993). Η μεγάλης διάρκειας κλιματικές αλλαγές χωρίζονται σε παγετώδεις περιόδους glacials (χαρακτηρίζονται από τον σχηματισμό και την επέκταση μεγάλου όγκου παγετώνων σε αρκετές περιοχές του πλανήτη), και μεσοπαγετώδεις περιόδους interglacials (χαρακτηρίζονται από την τήξη των παγετών και την επικράτηση ήπιων θερμοκρασιών). 19
Εισαγωγή 1.4.1 Κλιματικές μεταβολές στη περιοχή της Μεσόγειου Σύμφωνα με εργασίες που έχουν δημοσιευτεί πάνω στην μελέτη παλαιοκλιματικών δεδομένων, προκύπτει μια σειρά κλιματικών αλλαγών μικρής και μεγάλης διάρκειας στην περιοχή της Μεσογείου. Κατά την τελευταία παγετώδη περίοδο Last glacial παρατηρούμε τις ψυχρότερες κλιματικές συνθήκες για το Τεταρτογενές. Τα μοντέλα γενικής κυκλοφορίας δείχνουν ότι οι παγετώνες έχουν την μέγιστη ανάπτυξή τους στα 18kyrs BP. Κατά την διάρκεια της τελευταίας μέγιστης παγετώδης (LGM) περιόδου η στάθμη της θάλασσας ήταν 120 m περίπου πιο κάτω από την σύγχρονη θέση της (Fairbanks,1989). Μικρής διάρκειας κλιματικά γεγονότα έλαβαν χώρα σε υψηλά γεωγραφικά πλάτη του Βόρειου Ημισφαιρίου όπως τα ψυχρά γεγονότα Heinrich που συνδέονται με μειώσεις επιφανειακών θαλάσσιων θερμοκρασιών και αλατοτήτων. Κατά την μεταβίβαση από την τελευταία παγετώδη περίοδο Last glacial στην τελευταία μεσοπαγετώδη περίοδο Late glacial,έχουμε είσοδο γλυκού νερού στην Μεσόγειο θάλασσα και βελτίωση του κλίματος η οποία όμως δεν είναι σταδιακή. Έχουμε μεταβολές μικρής διάρκειας που συνδέονται με εναλλαγές interstadials γεγονότων GI-1a : 13,1 ka, GI-1c: 13,9 ka, GI-1e: 14,7 με stadials γεγονότα GS1: 11,7-12,9 ka, GI-1b :13,3 ka, GI-1d :14 ka (Lowe et el 2008). Τα GI γεγονότα δεν μπορούν να διακριθούν και να αντιστοιχιστούν ακριβώς σε σχέση με τα 2 σύντομα ήπια κλιματικά διαστήματα Bοlling και Allerοd (βρίσκονται μεταξύ 14,7-12,7 ka). Λόγω της τήξης των παγετώνων deglaciation η οποία χαρακτηρίζεται ως Termination 1 και συντελεστικέ σε 2 στάδια 1 Α(περίπου 15,8-13,3 ka ) και 1 Β(περίπου 12-10,5 ka ),το Termination 1 A συμπίπτει με τα interstadials γεγονότα(duplessy et el 1981) Ενώ το GS1 αντιστοιχείτε στο σύντομο ψυχρό γεγονός Younger Dryas. Οι κλιματικές αυτές μεταβολές αποτυπώθηκαν σε θαλάσσια και χερσαία ιζήματα σε όλη τη Μεσόγειο ( Geraga et al 2008 and 2010, Triantaphyllou et al 2009b,Digerfeldt et al 2000,Kotthoff at el 2008 Lawson et al 2004 ). Τέλος κατά την διάρκεια του Ολόκαινου 10 ka,τελευταία μεσοπαγετώδη περίοδο Late glacial, θερμές & υγρές κλιματικές συνθήκες (μεταξύ 9-6,5 ka) βοήθησαν στη εναπόθεση του S1 σαπροπηλού στην Ανατολική Μεσόγειο λόγω της αύξησης της βροχόπτωσης >270 mm και της θερμοκρασίας >4-6 0 C κατά την διάρκεια του χειμώνα στην Βόρεια Ελλάδα που διαβεβαιώνεται κυρίως από παλυνολογικά δεδομένα θαλάσσιων και χερσαίων ιζημάτων (Rossignol-Strick et al 1982, Rossignol- Strick 1983,Asku et al 1995,Kotthoff et al 2008 Gogou et al 2007 Geraga et al 2010) 20
Εισαγωγή Ακόμα έχει εντοπιστεί μια σειρά ψυχρών και ξηρών γεγονότων σύντομης διάρκειας στα 10,3 ka, 9,5 ka, 8,2 ka, 5,9 ka, 4,3 ka, 2,8 ka, 1,4 ka(cacho et al 2001). Με σημαντικότερο ψυχρό γεγονός αυτό στα 8,2 ka όπου έχουμε πτώση της επιφανειακής θαλάσσιας θερμοκρασίας κατά 2-2,5 0 C (Gogou et al 2007, Kotthoff et al 2008 ), με αποτέλεσμα τη σύντομη διακοπή της σαπροπηλικής ιζηματογένεσης που τη χώρισε σε 2 στρώματα S1a & S1b, όπου και μετά συνεχίζεται και λήγει o S1 σαπροπηλός στα περίπου έως τα 6 ka, που φαίνεται να συνδέεται πάλι με την επικράτηση ενός ψυχρού και ξηρού γεγονότος (Geraga et al 2000,Triantaphyllou et al 2000b, ) Μετά τα 6 ka έως σήμερα παρατηρούμε μια εναλλαγή ψυχρών ξηρών (Cacho et al 2001), με υγρά- θερμά γεγονότα (5,8 και 4 ka) σύντομης διάρκειας στα θαλάσσια ιζήματα του Ολόκαινου, χωρίς να μπορούμε να διακρίνουμε ακριβώς την ηλικία για το επόμενο χρονικό διάστημα ( Triantaphyllou et al 2000b, Geraga et al 2010). 21
Εισαγωγή 1.4.2 Σαπροπηλός S1& η σύνδεση του με πλαγκτονικά τρηματοφόρα Ο σαπροπηλός ορίζεται ως ένα διακριτό στρώμα ιζήματος με πάχος μεγαλύτερο του 1 cm, και εναποτίθεται σε ανοιχτά θαλάσσια πελαγικά ιζήματα και με ποσοστό οργανικού άνθρακα μεγαλύτερου του 2 % κατά βάρος (Kidd et al 1978). O S 1 σαπροπηλός είναι ο νεότερος και καλύτερα μελετημένος ορίζοντας μιας σειράς 12 σαπροπηλών S 1 S 12 που εντοπίζονται κατά την διάρκεια του Πλειστοκαίνου. Το ποσοστό του οργανικού άνθρακα (Corg) στον S 1 είναι γενικά χαμηλό σε σχέση με τους υπόλοιπους σαπροπηλούς και κυμαίνεται περίπου στο 2%. Ο σχηματισμός του S 1 σαπροπηλού στην Ανατολική Μεσόγειο χρονολογείτε μεταξύ περίπου 9 έως 6 ka(rohling et Gieskes 1989,Asku et al 2002, Casford et al 2002,Geraga et al 2010) και συνδέεται με την ανάπτυξη ενός επιφανειακού υδάτινου στρώματος υψηλής θερμοκρασίας και χαμηλής αλατότητας και την εγκατάσταση έντονα στρωματοποιημένης υδάτινης στήλης με αποτέλεσμα την μείωση του ρυθμού κυκλοφορίας των υδάτινων μαζών,την απομόνωση των βαθύτερων υδάτων και επομένως την ανάπτυξη δυσοξικών έως ανοξικών συνθηκών. Οι αυξημένες ποτάμιες απορροές δείχνουν πως αυξήθηκαν τα θρεπτικά συστατικά και η παραγωγικότητα των επιφανειακών υδάτων οδήγησαν στην αύξηση των οργανικών ροών στον πυθμένα της Ανατολικής Μεσογείου. Πηγές προέλευσης νερών χαμηλής αλατότητας θεωρούνται η είσοδος της Μαύρης Θάλασσας στο Αιγαίο (Asku et al 1995), οι έντονες βροχοπτώσεις ή και ο συνδυασμός αυτών (Vergnaud - Grazzini et al 1986) και η αύξηση απορροών από τον Νείλο στην Αν Μεσόγειο (Asku et al 1995 Kotthoff et al 2008). Στην πλαγκτονική μικροπανίδα του S1 κυριαρχούν τα θερμά είδη Gs ruber, Or universa, G. Sacculifer που συνδέονται με την ανάπτυξη του επιφανειακού υδάτινου στρώματος υψηλής θερμοκρασίας και χαμηλής αλατότητας την δημιουργία δυσοξικών έως ανοξικών συνθηκών στον πυθμένα της Ανατολικής Μεσογείου, καθώς και τα είδη G bulloides & T quinqueloba τα οποία συνδέονται με ευτροφικά επιφανειακά νερά χαμηλής αλατότητας (Geraga et al 2000, 2005). 22
Εισαγωγή 1.5 Σκοπός της εργασίας Στην παρούσα εργασία εξετάζονται οι συγκεντρώσεις των πλαγκτονικών τρηματοφόρων, όπως αυτές έχουν καταγραφεί σε δημοσιευμένες εργασίες και ανάλογες επιστημονικές βάσεις δεδομένων από την περιοχή της Μεσογείου για το χρονικό παράθυρο των τελευταίων 18 χιλιάδων χρόνων. Η βάση δεδομένων που κατασκευάστηκε είχε κοινό χρονικό πλαίσιο όπως αυτό προσδιορίζεται για κάθε ένα πυρήνα ιζήματος χωριστά. Στην εργασία παραθέτονται χάρτες, όπως αυτοί προέκυψαν με την χρήση Γεωγραφικών Συστημάτων Πληροφόρησης. Κάθε χάρτης παρουσιάζει τη διασπορά των ποσοστών συμμετοχής του καθενός από τα σημαντικότερα είδη πλαγκτονικών τρηματοφόρων ανά χιλιετία σε όλη την Μεσόγειο. Σκοπός της εργασίας είναι να εξεταστούν τυχόν χωρικές και χρονικές μετατοπίσεις ελάχιστων και μέγιστων των συγκεντρώσεων τους και οι διαφοροποιήσεις τους σε σχέση με τις σημερινές. Τα αποτελέσματα της εργασίας που ακλουθούν στο Κεφάλαιο 4 δείχνουν σημαντικές αλλαγές στις συγκεντρώσεις των πλαγκτονικών τρηματοφόρων που αποδίδονται σε μεταβολές σε μεταβολές των ωκεανογραφικών χαρακτηριστικών της Μεσογείου. Οι αλλαγές αυτές συνηγορούν στην επικράτηση μικρής και μεγάλης διάρκειας κλιματικών αλλαγών όπως αυτές έχουν εντοπιστεί στο Β ημισφαίριο. 23
Μεθοδολογία 2.1 Περιοχή έρευνας Για να επιτευχθεί η ερευνά μας χρησιμοποιήθηκαν 48 πυρήνες που έχουν διενεγερθεί από τον θαλάσσιο χώρο της Μεσογείου θάλασσας όπως παρουσιάζεται στο χάρτη (2). Όλα τα δεδομένα αφορούν δημοσιευμένες επιστημονικές εργασίες που αφορούν τις περιοχές της Μεσογείου, καθώς και εργασίες από αναλύσεις πυρήνων που έχει πραγματοποιήσει το εργαστήριο Θαλάσσιας Γεωλογίας και Φυσικής Ωκεανογραφίας του τμήματος Γεωλογίας του Παν/μίου Πατρών, Πίνακας (1). Χάρτης 3.) Χάρτης με θέσεις πυρήνων 24
Μεθοδολογία Πίνακας 1.) Θέσεις πυρήνων με τις συντεταγμένες του & την βιβλιογραφική αναφορά τους 25
Μεθοδολογία 2.2 Βήματα μεθοδολογίας Εφόσον συλλέχτηκαν οι πυρήνες με τους οποίους θα κατασκευαστούν οι χάρτες κατανομών και διακυμάνσεων, στην συνέχεια έπρεπε με την βοήθεια του προγράμματος Grapher 4 να ψηφιοποιήσουμε κάθε πυρήνα ξεχωριστά ώστε να λάβουμε με την μέγιστη λεπτομέρεια τα ποσοστά κάθε τρηματοφόρου σε σχέση με το βάθος ή την ηλικία, κάτω από την επιφάνεια του πυθμένα. (Παράδειγμα 1). Παράδειγμα 1. από Grapher 4,αφού βάζουμε τις τιμές x-y για κάθε διάγραμμα που περιέχει τα ποσοστά των τρηματοφόρων σε σχέση με το βάθος ή την ηλικία του, έπειτα το ψηφιοποιούμε & το αποθηκεύουμε σε μορφή excel. 26
Μεθοδολογία Για να είναι όμως σε θέση να συγκριθούν όλοι οι πυρήνες έπρεπε να τεθούν σε κοινό χρονοστρωματογραφικό πλαίσιο. Γι αυτό εάν είχαμε την πληροφορία από την εργασία πως σε συγκεκριμένα βάθη αντιστοιχούν οι ηλικίες σε ημερολογιακά έτη cal yrs BP όπως παραπάνω απλός ακολουθώντας μια συγκεκριμένη εξίσωση βρίσκαμε για όλα τα βάθη τι ηλικία αντιστοιχεί, ειδάλλως με βάση το πρόγραμμα Calib ( http://calib.qub.ac.uk) διορθώθηκε κάθε σφάλμα των ηλικιών άνθρακα όπως ο χώρος αποθήκευσης reservoir effect, λαμβάνοντας υπόψιν τοπικές ωκεανογραφικές παραμέτρους. (Εικ.2) Εικόνα 2. Διόρθωση ηλικιών (Calib 6.0 Έπειτα κατασκευάστηκε για κάθε πυρήνα έναν αντίστοιχο πίνακα, και στο τέλος κατασκευάστηκε ένας συγκεντρωτικός πίνακας για όλους τους πυρήνες που οι ηλικίες τους όλες είναι σε ημερολογιακά έτη.(εικ 3.) Εικόνα 3. Παράδειγμα πυρήνα MAR 97-02 27
Μεθοδολογία Και τέλος κατασκευάστηκαν οι χάρτες με την χρήση του προγράμματος GIS ArcMap TM 9.0. Το χρονικό παράθυρο που μελετάμε για την αποτύπωση ωκεανογραφικών συνθηκών στην Μεσόγειο Θάλασσα είναι (Εικ.4) : Εικόνα 4. )Παράθυρο με την Μεσόγειος θάλασσα 1) Η τελευταία παγετώδη περίοδο (18-16 Kyrs BP) 2)Η μεταβίβαση από 1.σε 3 (16-10 Kyrs BP) 3)Και η τελευταία μεσοπαγετώδη περίοδο- Ολόκαινο (10-0 Kyrs BP) 28
Μεθοδολογία 2.3 Κατανομή πλαγκτονικών τρηματοφόρων σε πρόσφατα επιφανειακά ιζήματα της Μεσογείου θάλασσας Προέλευση δεομένων Οι πυρήνες που χρησιμοποιήσαμε ώστε να φτιάξουμε χάρτες για την σημερινή κατανομή των πλαγκτονικών τρηματοφόρων, προέρχονται από επιφανειακά ιζήματα της Μεσογείου από την εργασία του Thunell R,C 1978.(Πίνακας 2.) Πίνακας 2.)θέσεις πυρήνων με συντεταγμένες τους 29
Μεθοδολογία Χάρτης4.) με θέσεις πυρήνων Βάθος νερού σε m. Χάρτης 5.) με το βάθος νερού της Μεσογείου θάλασσας 30
Χάρτες 3.1 Κατασκευή Χαρτών Α) ανά χιλιετία Εφόσον οι πίνακες excel που φτιάχτηκαν έπειτα από την κατάλληλη επεξεργασία όπου αναφέραμε παραπάνω απέκτησαν όλοι το ίδιο χρονικό βήμα και χωρίστηκαν ανά χιλιετία από 0 έως 18000 χρόνια. Δηλαδή εάν υποθέσουμε ότι οι ηλικίες ενός τρηματοφόρου είναι 950, 1589, 3005, 8009, 10110, 16190, 17350cal yrs BP, θα έμπαιναν για το συγκεκριμένο τρηματοφόρο η ηλικία 950 στο χάρτη 0-1000, η ηλικία 1589 στο χάρτη 1000-2000, η ηλικία 3005 στο χάρτη 3000-4000, η ηλικία 10110 στο χάρτη 10000-11000, η ηλικία 16190 στο χάρτη 16000-17000, και τέλος η ηλικία 17350 στο χάρτη 17000-18000. Επομένως οι πίνακες των πυρήνων χωρίστηκαν με τα ποσοστά πλαγκτονικών τρηματοφόρων ανά ηλικία και για κάθε χιλιετία ξεχωριστά όπου και εισήχθηκαν στο λογισμικό Γεωγραφικών Συστημάτων Πληροφοριών GIS ArcMap TM 9.0 με σκοπό την δημιουργία χαρτών διακύμανσης των ποσοστών των τρηματοφόρων για κάθε τρηματοφόρο ξεχωριστά ανά χιλιετία στη περιοχή της Μεσογείου. Η μέθοδος χωρικής παρεμβολής μεταξύ των πυρήνων που χρησιμοποιήθηκε για την δημιουργία των κατανομών είναι η γεωστατική μέθοδος Kriging και πιο συγκεκριμένα η Ordinary. Κάθε χάρτης περιέχει ένα συγκεκριμένο τρηματοφόρο όπου αναφέρεται σε μια συγκεκριμένη χιλιετία πχ. 2000-3000 και τα ποσοστά διακύμανσης,του μέσα στην Μεσόγειο που προέκυψαν από την συλλογή 48 πυρήνων. Τα ποσοστά στους χάρτες κυμαίνονται ανά περίπου 5% δηλαδη 0-5,5-10,10-15 % ή 1-6,12-17, 22-27% πάντα δηλαδή οι κλάσεις είναι ανά 5. Τα τρηματοφόρα είναι τα εξής :Gs ruber, G bulloides, T quinqueloba,n pachyderma total ( N pachyderma (d)+ N pachyderma (s) % ), Gr. Inflata. Β)σήμερα Χρησιμοποιώντας την δημοσιευμένη επιστημονική εργασία του Thunell R,C 1978 που εμπεριέχει 145 πυρήνες,θα δημιουργήσουμε χάρτες με την κατανομή των πρόσφατων πλαγκτονικών τρηματοφόρων σε επιφανειακά ιζήματα τις Μεσογείου θάλασσας με την χρήση του GIS ArcMap TM 9.0. Η μέθοδος χωρικής παρεμβολής μεταξύ των πυρήνων που χρησιμοποιήθηκαν και τα πλαγκτονικά τρηματοφόρα είναι η ίδια με τους χάρτες που κατασκευάστηκαν ανά χιλιετία. 31
3.2 Χάρτες διακύμανσης ανά χιλιετία 3.2.1 Χάρτες διακύμανσης Gs ruber ανά χιλιετία 66,6% Gs.ruber 0-1000 cal yrs BP 65,3% Gs.ruber 1000-2000 cal yrs BP 32
64,2% Gs.ruber 2000-3000 cal yrs BP 67,7% Gs.ruber 3000-4000 cal yrs BP 33
72% Gs.ruber 4000-5000 cal yrs BP 7 Gs.ruber 5000-6000 cal yrs BP 34
66% Gs.ruber 6000-7000 cal yrs BP 55% Gs.ruber 7000-8000 cal yrs BP 35
61,7% Gs.ruber 8000-9000 cal yrs BP 63,4% Gs.ruber 9000-10000 cal yrs BP 36
75,2% Gs.ruber 10000-11000 cal yrs BP 49,7% Gs.ruber 11000-12000 cal yrs BP 37
64,1% Gs.ruber 12000-13000 cal yrs BP 66,4% Gs.ruber 13000-14000 cal yrs BP 38
55,9% Gs.ruber 14000-15000 cal yrs BP 43,8% Gs.ruber 15000-16000 cal yrs BP 39
44,4% Gs.ruber 16000-17000 cal yrs BP 38,9% Gs.ruber 17000-18000 cal yrs BP 40
3.2.2 Χάρτες διακύμανσης G.bulloides ανά χιλιετία 41,9 % G. bulloides 0-1000 cal yrs BP 0 % 35,5% G. bulloides 1000-2000 cal yrs BP 41
49,4% G. bulloides 2000-3000 cal yrs BP 39% G. bulloides 3000-4000 cal yrs BP 42
71% G. bulloides 4000-5000 cal yrs BP 44,2% G. bulloides 5000-6000 cal yrs BP 43
55,4% G. bulloides 6000-7000 cal yrs BP 67,7% G. bulloides 7000-8000 cal yrs BP 44
63,7% G. bulloides 8000-9000 cal yrs BP 67,9% G. bulloides 9000-10000 cal yrs BP 45
59,7% G. bulloides 10000-11000 cal yrs BP 70,8% G. bulloides 11000-12000 cal yrs BP 46
32,5% G. bulloides 12000-13000 cal yrs BP 3 G. bulloides 13000-14000 cal yrs BP 47
89,1% G. bulloides 14000-15000 cal yrs BP 51,8% G. bulloides 15000-16000 cal yrs BP 48
48,8% G. bulloides 16000-17000 cal yrs BP 50,3% G. bulloides 17000-18000 cal yrs BP 49
3.2.3 Χάρτες διακύμανσης N. pachyderma ανά χιλιετία 36,6% N. pachyderma 0-1000 cal yrs BP 32,5% N. pachyderma 1000-2000 cal yrs BP 50
44,6% N. pachyderma 2000-3000 cal yrs BP 27,4% N. pachyderma 3000-4000 cal yrs BP 51
40,9% N. pachyderma 4000-5000 cal yrs BP 41,3% N. pachyderma 5000-6000 cal yrs BP 52
46,6% N. pachyderma 6000-7000 cal yrs BP 5 N. pachyderma 7000-8000 cal yrs BP 53
58,1% N. pachyderma 8000-9000 cal yrs BP 74,3% N. pachyderma 9000-10000 cal yrs BP 54
62% N. pachyderma 10000-11000 cal yrs BP 69,8% N. pachyderma 11000-12000 cal yrs BP 55
65% N. pachyderma 12000-13000 cal yrs BP 79,5% N. pachyderma 13000-14000 cal yrs BP 56
79% N. pachyderma 14000-15000 cal yrs BP 82,5% N. pachyderma 15000-16000 cal yrs BP 57
82,9% N. pachyderma 16000-17000 cal yrs BP 69,9% N. pachyderma 17000-18000 cal yrs BP 58
3.2.4 Χάρτες διακύμανσης T. quinqueloba ανά χιλιετία 99,6% T. quinqueloba 0-1000 cal yrs BP 99,8% T. quinqueloba 1000-2000 cal yrs BP 59
99,7% T. quinqueloba 2000-3000 cal yrs BP 91,3% T. quinqueloba 3000-4000 cal yrs BP 60
97,2% T. quinqueloba 4000-5000 cal yrs BP 98,3% T. quinqueloba 5000-6000 cal yrs BP 61
96,4% T. quinqueloba 6000-7000 cal yrs BP 8 T. quinqueloba 7000-8000 cal yrs BP 62
86,9% T. quinqueloba 8000-9000 cal yrs BP 9 T. quinqueloba 9000-10000 cal yrs BP 63
94% T. quinqueloba 10000-11000 cal yrs BP 96% T. quinqueloba 11000-12000 cal yrs BP 64
94% T. quinqueloba 12000-13000 cal yrs BP 96% T. quinqueloba 13000-14000 cal yrs BP 65
69,7% T. quinqueloba 14000-15000 cal yrs BP 86,5% T. quinqueloba 15000-16000 cal yrs BP 66
71,3% T. quinqueloba 16000-17000 cal yrs BP 86,2% T. quinqueloba 17000-18000 cal yrs BP 67
3.2.5 Χάρτες διακύμανσης G. inflata ανά χιλιετία 18,9% G. inflata 0-1000 cal yrs BP 3 G. inflata 1000-2000 cal yrs BP 68
4 G. inflata 2000-3000 cal yrs BP 30,1% G. inflata 3000-4000 cal yrs BP 69
16,7% G. inflata 4000-5000 cal yrs BP 3 G. inflata 5000-6000 cal yrs BP 70
3 G. inflata 6000-7000 cal yrs BP 24,7% G. inflata 7000-8000 cal yrs BP 71
35,9% G. inflata 8000-9000 cal yrs BP 48,9% G. inflata 9000-10000 cal yrs BP 72
33,2% G. inflata 10000-11000 cal yrs BP 30,8% G. inflata 11000-12000 cal yrs BP 73
33% G. inflata 12000-13000 cal yrs BP 38,7% G. inflata 13000-14000 cal yrs BP 74
21,7% G. inflata 14000-15000 cal yrs BP 15,5% G. inflata 15000-16000 cal yrs BP 75
14,6% G. inflata 16000-17000 cal yrs BP 1 G. inflata 17000-18000 cal yrs BP 76
3.3 Χάρτες πλαγκτονικών τρηματοφόρων σε πρόσφατα επιφανειακά ιζήματα της Μεσογείου θάλασσας 53,9% 80,9% 77
71,5% 10 Turborotalita_quinqueloba 78
54,2% Χάρτες 79
Αποτελέσματα Διακύμανση ποσοστών πλαγκτονικών τρηματοφόρων από 18.000 χρόνια έως σήμερα: 4.1 Διακύμανση ποσοστών Gs ruber Σήμερα διαβιεί στα θερμά περιβάλλοντα τροπικής- υποτροπικής ζώνης & ολιγοτροφικά ρηχά νερά της Ανατολικής Μεσογείου σε πολύ υψηλές συγκεντρώσεις.(thunell R.C 1978) Οι υψηλές συγκέντρωσης στα επιφανειακά ιζήματα συμφωνούν με της υψηλές συγκεντρώσεις στην υδάτινη στήλη για την ανατολική Μεσόγειο και διακρίνονται στην λεκάνη της Λεβαντίνης,του Ιονίου και στα στενά της Σικελίας (C Pujol,Vergnaud Grazzini 1995). Στα 18-16 kyrs BP αναπτύσσεται στην Ανατολική Μεσόγειο σαφώς μειωμένη σε σχέση με την σημερινή λόγω των χαμηλών θερμοκρασιών που επικρατούσαν σε όλη την Μεσόγειο. Στα 16-10 kyrs BP έχει μία σταδιακή αύξηση στα ποσοστά της στην Ανατολική Μεσόγειο λόγω της τήξης των παγετώνων (deglaciation), με εξαίρεση τα 15-16 kyrs BP που επικρατούν ακόμα ψυχρές κλιματικές συνθήκες 12-13 kyrs BP που επικρατεί το ψυχρό γεγονός Younger Dryas & 10-11 kyrs BP που εμφανίζεται μειωμένο λόγω της επικράτησης ψυχρού γεγονότος.(cacho et al 2001) Στα 9-6 kyrs BP η εγκαθίδρυσης στρώματος υψηλής θερμοκρασίας, χαμηλής αλατότητας & ανάπτυξης δυσοξικών έως ανοξικών συνθηκών στον πυθμένα της ανατολικής Μεσογείου κατά την εναπόθεση του σαπροπηλού S1 παρατηρούμε υψηλή συγκέντρωση του Gs ruber που μειώνεται στα 6 kyrs BP λόγω επικράτησης ψυχρού γεγονότος (Cacho et al 2001)που σηματοδοτεί και την λήξη της εναπόθεσης του S1. 4.2 Διακύμανση ποσοστών G bulloides Σήμερα διαβιεί στα ψυχρά & ευτροφικά νερά όπως είναι τα παράκτια αναβρύσματα (coastal upwelling) και περιοχές ποτάμιων απορροών της Δυτικής Μεσογείου. Οι υψηλές συγκέντρωσης στα επιφανειακά ιζήματα συμφωνούν με της υψηλές συγκεντρώσεις στην υδάτινη στήλη για την δυτική Μεσόγειο κυρίως στην θάλασσα της Αλμπόρας (C Pujol,Vergnaud Grazzini 1995). Στα 18-16 kyrs BP έχει πιο αυξημένη συγκέντρωση, σε σχέση με την σημερινή, ιδίως στην δυτική λεκάνη λόγω εισροής ψυχρών νερών από τον Ατλαντικό. 80
Αποτελέσματα Στα 14-12 kyrs BP αυξάνεται στην Δ. Μεσόγειο λόγω της εισόδου ψυχρών νερών υψηλής παραγωγικότητας από τον Ατλαντικό(Bjorck et al 1998,Asioli et al 1999) & στα 12-10 kyrs BP διακρίνουμε ομοιογένεια στην Ανατολική Δυτική Μεσόγειο λόγω της εγκαθίδρυσης ψυχρών νερών του Younger Dryas. Δείχνει μια τάση αύξησης για το Αιγαίο πέλαγος, στα 9 & 7 kyrs BP, λόγω της ανάπτυξη έντονων ποτάμιων απορροών από των Νείλο των ευτροφικών νερών της Μαύρης θάλασσας και των εντόνων βροχοπτώσεων & συνδέεται με την απόθεση του S1 σαπροπηλού. Τέλος, στα 1-2 kyrs BP διακρίνουμε ανατολικά υψηλές συγκεντρώσεις του, που προφανώς οφείλονται στο ψυχρό γεγονός Little Ice Age (1,4 kyrs BP). 4.3 Διακύμανση ποσοστών Ν pachyderma Σήμερα το βλέπουμε να έχει υψηλές συγκεντρώσεις στην λεκάνη της Καταλονίας και στις Βαλεαρίδες νήσους και συνδέεται με την ανάπτυξη του DCM στρώματος. Οι υψηλές συγκέντρωσης στα επιφανειακά ιζήματα συμφωνούν με της υψηλές συγκεντρώσεις στην υδάτινη στήλη για τις ίδιες περιοχές (C Pujol,Vergnaud Grazzini 1995). Στα 18-16 kyrs BP έχει υψηλή συγκέντρωση στην Ανατολική Μεσόγειο, επειδή η μειωμένη στάθμη της θάλασσας (120 μέτρα χαμηλότερη από την σημερινή Fairbanks,1989) σε συνδυασμό με την χαμηλή επιφανειακή θερμοκρασία που επικρατούσε ευνόησαν την ανάπτυξη DCM στρώματος. Μέχρι τα 12 kyrs BP συνεχίζει να έχει υψηλή συγκέντρωση στην Ανατολική Μεσόγειο όπου επικρατούν ψυχρά & ευτροφικά νερά στην υδάτινη στήλη και το ρηχό πυκνοκλινές που στα 15-13 12 kyrs BP δημιουργείται ευνοεί την ανάπτυξη DCM στρώματος στα Ανατολικά. Στα 10-6 kyrs BP η εκβάθυνση του πυκνοκλινούς πολύ κάτω από την ευτροφική ζώνη λόγω της χαμηλής αλατότητας στην περιοχή του Αιγαίου δεν δημιουργεί συνθήκες ευνοϊκές για το σχηματισμού DCM στρώματος. Στα 8-6 kyrs BP έχει υψηλές τιμές, μεγαλύτερες από τις σημερινές. Έχει μέγιστες συγκεντρώσεις στην Δυτική Μεσόγειο, ιδίως στα 4-5,1-2 kyrs BP όπου επικρατούν ψυχρά γεγονότα για τις θαλάσσιες της Δυτικής Μεσογείου (Cacho et al 2001). 4.4 Διακύμανση ποσοστών T quinqueloba Σήμερα λόγω των πιο υψηλών θερμοκρασιών που επικρατούν,το βρίσκουμε σε πολύ χαμηλό ποσοστό σε όλη την Μεσόγειο. Στα 18-16 kyrs BP στο Βόρειο τμήμα της Μεσογείου δεν έχουμε ιδιαίτερα ευτροφικά περιβάλλοντα & δεν ευνοείται η ανάπτυξή της T quinqueloba παρά τις χαμηλές θερμοκρασίες που επικρατούν. 81
Αποτελέσματα Μέχρι τα 13 kyrs BP έχουμε μια ομοιόμορφη κατανομή. Στα 13-10 kyrs BP αυξάνεται στο Βόρειο τμήμα της Μεσογείου λόγω μείωσης της θερμοκρασίας (Younger Dryas) διακρίνουμε έναν τύπο ευτροφισμού στην επιφάνεια της υδάτινης στήλης λόγω των ποτάμιων απορροών από τις θάλασσες της Βόρειας Ευρώπης και της θάλασσας του Μαρμαρά- Αιγαίο, αυτό συνεχίζεται έως και σήμερα. Στα 8-9 kyrs BP αυξάνεται στην δυτική λεκάνη λόγω της επικράτησης ψυχρού γεγονότος (Cacho et al 2001). 4.5 Διακύμανση ποσοστών G inflata Σήμερα εμφανίζεται με υψηλό ποσοστό στην θάλασσα Αλμπόρα και τις Αφρικανικές ακτές και συνδέεται με την ύπαρξη του Ατλαντικού μετώπου που βρίσκεται εκεί, ακόμα συνδέεται με την ανάπτυξη φυτοπλαγκτον όπου την ευνοούν τα πλούσια σε θρεπτικά συστατικά ψυχρά νερά λόγω καλής μίξης που έχει εκείνη η περιοχή. Οι υψηλές συγκέντρωσης στα επιφανειακά ιζήματα συμφωνούν με της υψηλές συγκεντρώσεις στην υδάτινη στήλη για τις ίδιες περιοχές (C Pujol,Vergnaud Grazzini 1995). Στα 18-16 kyrs BP στην κεντρική & ανατολική Μεσόγειο παρατηρούμε αύξηση της συγκέντρωσης της G inflata της λόγω έντονης ανάμειξης νερών (έντονη χειμερινή κυκλοφορία - χαμηλές θερμοκρασίες) & από τα μέτωπα υδάτων που επικρατούσαν, ενώ δεν επικρατούν σήμερα. Στα 16-10 kyrs BP αυξάνεται στην δυτική Μεσόγειο,τα μέγιστα της δεν συμπίπτουν πάντα με την σημερινή κατανομή γεγονός που σημαίνει πως το μέτωπο των πολικών νερών του Ατλαντικού μετακινήθηκε προς τα ανατολικά. Στις αρχές του Ολόκαινου στην Αδριατική Τυρρηνία θάλασσα, και την λεκάνη του Ιουνίου παρατηρούμε αύξηση της συγκέντρωσης του G inflata λόγω βαθιάς κάθετης ανάμιξης νερών πλούσιων θρεπτικά συστατικά (Bjorck et al 1998,Asioli et al 1999). Στα 8-10 kyrs BP μετατοπίζονται τα υδάτινα μέτωπα προς τα ανατολικά. Ενώ μετά στα 8-6 kyrs BP αυξάνεται στην δυτική Μεσόγειο, όχι όμως στις ακριβείς θέσεις με σήμερα. Στα 6-0 kyrs BP υψηλή συγκέντρωση στην δυτική Μεσόγειο όπως σήμερα με εξαίρεση στα 4-5, & 1kyrs BP που έχουμε μετατόπιση του Ατλαντικού μετώπου προς τα ανατολικά. Τέλος τα υπόλοιπα είδη :Or universa, Gs sacculifer,g glutinata, G aequilateralis, Gr scitula, Gr truncatulinoides, δεν παρουσιάζονται σε χάρτες λόγω του ότι εμφανίζονται στη μικροπανίδα της Μεσογείου Θάλασσας σε μικρά ποσοστά συμμετοχής και χωρίς ιδιαίτερες διακύμανσης τα τελευταία 18.000 χρόνια οπότε δεν μπορούμε να έχουμε γι αυτά σαφή εικόνα ώστε να τα συμπεριλάβουμε στα συμπεράσματα της παρούσας εργασίας. 82
Συμπεράσματα 5.1 Συμπεράσματα Σύμφωνα με τα αποτελέσματα που λάβαμε για τις χρονικές και χωρικές μετατοπίσεις των συγκεντρώσεων των πλαγκτονικών τρηματοφόρων για τα τελευταία 18.000 χρόνια,και την σημερινή τους εμφάνιση στα επιφανειακά ιζήματα και στην υδάτινη υδάτινη στήλη συμπεραίνουμε ότι: Η Ανατολική Μεσόγειος σε όλη την χρονική κλίμακα που μελετήσαμε βρέθηκε να έχει υψηλότερες θερμοκρασίες σε σχέση με την Δυτική Μεσόγειο. Στα 18-12 kyrs BP έχουμε πολύ υψηλή συγκέντρωση Ν pachyderma στο Αιγαίο Πέλαγος,η άνοδο του πυκνοκλινούς λόγω των χαμηλών επιφανειακών θερμοκρασιών και της χαμηλής στάθμης της θάλασσας που επικρατούσαν εκείνη την περίοδο ευνόησαν την ανάπτυξη DCM στρώματος. Η ανάπτυξη ευτροφικών συνθηκών το Ολόκαινο δημιουργεί αύξηση της συγκέντρωσης του G bulloides στο Αιγαίο Πέλαγος και συνδέεται με την απόθεση σαπροπηλού S1a,S1b. Έχουμε μετακίνηση Ατλαντικού μετώπου από την θάλασσα της Αλμπόρας και τις ακτές της Αφρικής που είναι σήμερα,προς τα ανατολικά στην Τυρρηνία θάλασσα & τα στενά της Σικελίας έως το Ολόκαινο, ενώ μετά σταδιακά καταλαμβάνει την σημερινή του θέση. Οι μέγιστες συγκεντρώσεις του G inflata συνδέονται με τα ψυχρά γεγονότα που συμβαίνουν στα 1-2,5-6 & 8 kyrs BP. Η ευτροφική ανάπτυξη στην μεταβατική περίοδο (16-10 kyrs BP) έχει τάση από το Βορρά προς το Νότο για την Μεσόγειο Θάλασσα. Το Gs ruber εμφανίζεται με υψηλό ποσοστό στην ανατολική λεκάνη της Μεσογείου στα μικρής κλιματικής διάρκειας θερμά γεγονότα interstadials και το G bulloides εμφανίζεται με υψηλό ποσοστό στα ψύχρα γεγονότα stadials στην δυτική λεκάνη της Μεσογείου. Το G inflata κατά την μετάβαση από την τελευταία παγετώδη στην τελευταία μεσοπαγετώδη περίοδο έχει μέγιστες συγκεντρώσεις στις περιοχές όπου έχουμε ανάμιξη των υδάτων. Με την αύξηση του T quinqueloba στο Βόρειο τμήμα της Μεσογείου στα 13 kyrs BP έως σήμερα διακρίνουμε ένα τύπο ευτροφισμού στην επιφάνεια της υδάτινης στήλης λόγω ποτάμιων απορροών από τις θάλασσες της Βόρειας Ευρώπης και της θάλασσας του Μαρμαρά-Αιγαίου. 83
ΠΑΡΑΡΤΗΜΑ Α)ΒΙΒΛΙΟΓΡΑΦΙΑ Aksu, A.E., Yasar, D., Mudie, P.J., 1995a. Paleoclimatic and paleoceanographic conditions leading to development of sapropel layer S1 in the Aegean Sea basins. Palaeoclimatol. Palaeogeogr. Palaeoecol. 116, 71^101. Aksu, A.E., Yasar, D., Mudie, P.J., Gillespie, H., 1995b. Late glacial^holocene paleoclimatic and paleoceanographic evolution of the Aegean Sea: micropaleontological and stable isotopic evidence. Mar. Micropaleontol. 25, 1^28. Aksu, A.E., Hiscott, R.N., Mudie, P.T., Rochon, A., Kaminski M.A., Abrajano, T., Yasar, D., 2002. Persistent Holocene outow from the Black Sea to the eastern Mediterranean contradicts Noah s ood hypothesis. GSA Today 12. Aksu A.E., Hiscott R.N., Kaminski M.A., Mudie P.J., Gillespie H., Abrajano T., Yaşar D., 2002. Last glacial-holocene paleoceanography of the Black Sea and Marmara Sea: stable isotopic, foraminiferal and coccolith evidence. Marine Geology 190, 119-149. ASIOLI, F. TRINCARDI, J. J. LOWE and F. OLDFIELD, Short-term climate changes during the Last Glacial Holocene transition: comparison between Mediterranean records and the GRIP event stratigraphy, JOURNAL OF QUATERNARY SCIENCE (1999) 14 (4) 373 381 A. Asioli, F. Trincardi, J.J. Lowe, D. Ariztegui, L. Langone, and F. Oldfield, Submillennial scale climatic oscillations in the central Adriatic during the Lateglacial: palaeoceanographic implications, Quaternary Science Reviews 20 (2001) 1201-1221 Bjorck, S, Walker M.J.C Cwynar. L. Jonhnsen S.J Knudsen K-L Lowe J J Wohlfarth B members, 1998. An event stratigraphy for the last Termination in the north Atlantic region based on the Greenland Ice Core Q : A proposal by the INTIMATE group.journal of Quaternary Science 13,283-292. Casford J.S.L, Rohling E.J, Abu-Zied R.H, Fontanier C, Jorissen F.G, Leng M.G, Schmiedl G, Thomson J. 2003. A dynamic concept for eastern Mediterranean circulation and oxygenation during sapropel formation.pal,pal,pal 190 (2003)103-119. Casford J.S.L., Rohling E.J., Abu-Zied R., Cooke S., Fontanier C., Leng M., Lykousis V., 2002. Circulation changes and nutrient concentrations in the late Quaternary Aegean Sea: A nonsteady state concept for sapropel formation. Paleoceanography, Vol.17, No. 2, 1029-2000. Capotondi, L., Borsetti, A.M., Morigi, C., 1999. Foraminiferal ecozones, a high resolution proxy for the late Quaternary biochronology in the central Mediterranean Sea. Mar. Geol. 153, 253^274. 84
ΒΙΒΛΙΟΓΡΑΦΙΑ Cita B.M., Vergnaud-Grazzini C., Robert C., Chamley H., Ciaranfi N. & D' Onofrio, 1977. Paleoclimatic Record of a long deep sea core from the Eastern Mediterranean. Quaternary Research, 8, 205-235. Caralp, M (2006): _Age determination of sediment core Skyros, doi:10,1594/pangaea,407600, Caralp, M (1988): Late Glacial to Recent deep-sea benthic foraminifera from the Northeastern Atlantic (Cadiz Gulf) and western Mediterranean (Alboran Sea). Marine Micropaleontology, 13(3), 265-289, doi:10.1016/0377-8398(88)90006-0 De Rijk, S., Hayes, A., Rohling, E.J., 1999. Eastern Mediterranean sapropel S1 interruption:an expression of the onset of climatic deterioration around 7 ka BP. Mar. Geol. 153, 337^343 Dansgaard W., Johnsen S.J., Clausen H.B., Dahl-Jensen D., Gundestrup N.S., Hammer C.V., Hvidberg C.S., Steffensen J.P., Svelnbjornsdottir A.E., Jouzel J., Bond G., 1993. Evidence of general instability of past climate from a 250 Kyr ice core record. Nature 364: 218-220. Geraga, M., Tsaila-Monopoli, St., Ioakim, Ch., Papatheodorou, G., Ferentinos, G. 2000. An evaluation of paleoenvironmental changes during the last 18000yrs BP in the Myrtoon Basin, S.W. Aegean Sea. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology.156,1-17 Geraga, M., Tsaila-Monopoli, St., Ioakim, Ch., Papatheodorou, G., Ferentinos, G. 2005. Short-term climate changes in the southern Aegean Sea over the last 48000 years. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 220,311-332 Γεραγά Μ, Μυλωνά Γ,Τσαϊλά -Μονοπολη Σ, Παπαθεοδώρου Γ, Φερεντίνος Γ, 2004. Μικροπαλαιοντολογική μελέτη του πυρήνα Ζ1 από το Ιόνιο πέλαγος. Δελτίο Ελληνικής γεωλογικής εταιρίας τομ. xxxvi,2004.σελ 745-753 Geraga M., Ioakim Chr., Lykousis V., Tsaila-Monopolis St., Mylona G., 2010. The high resolution palaeoclimatic and palaeoceanographic history of the last 24,000 years in the central Aegean Sea, Greece. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 287, 101 115 Geraga, M., Mylona, G., Tsaila-Monopolis, St, Papatheodorou, G., Ferentinos, G., 2008. Northeastern Ionian Sea: palaeoceanographic variability over the last 22 ka. Journal of Marine Systems 74, 623 638. Γεραγά Μαρία 2011,Το κλίμα τα τελευταία 40.000 χρόνια,αναφορά στην Ανατολική Μεσόγειο Gogou A., Bouloubassi I., Lykousis V., Arnaboldi M.,Gaitani P., Meyers P. A., 2007. Organic geochemical evidence of Late Glacial Holocene climate instability in the North Aegean Sea. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 256, 1 20 85
ΒΙΒΛΙΟΓΡΑΦΙΑ Kotthoff U., Müller U.C., Pross J. Schmiedl G. Lawson I. T, Van de Schootbrugge B, Schulz H., 2008. Late glacial and Holocene vegetation dynamics in the Aegean region: an integrated view based on pollen data from marine and terrestrial archives. The Holocene 18,7, pp. 1019 1032. Kidd, R.B., Cita, M.B., Ryan, W.B.F.,.. Stratigraphy of eastern Mediterranean sapropel sequences recovered during Leg 42A and their paleoenvironmental significance. Initial Reports of the Deep-Sea Drilling Project 42A, 421 443. Hayes A, E.J. Rohling, S. De Rijk, D. Kroon, W.J. Zachariasse,1999. Mediterranean planktonic foraminiferal faunas during the last glacial cycle. Marine Geology 153 (1999).239-252 Oldfield,F,, A. Asioli, C.A. Accorsi, A.M. Mercuri, S. Juggins, L. LangoneT. Rolph, F. Trincardi, G. Wolff, Z. Gibbs, L. Viglioti, M. Frignani,K. van der Pos, N. Branch.2003, A high resolution late Holocene palaeo environmental record from the central Adriatic Sea Principato, M.S., Giunta, S., Corselli, C., Negri, A., 2003. Late Pleistocene/Holocene planktonic assemblages in three box-cores from the Mediterranean Ridge area (W-SW of Crete): paleoecological and paleoceanographic reconstruction of sapropel S-1 interval. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. (Special Issue).190,61-77 Pujol, C. and Vergnaud Grazzini, C. 1995. Distribution of live planktic forminifers as related to regional hydrography and productive systems of the Mediterranean Sea. Marine Micropaleontology.25, 187-217 Principato,M.S,*, D. Crudeli, P. Ziveri, C.P. Slomp, C. Corselli E. Erba, G.J. de Lange,2006. Phyto- and zooplankton paleofluxes during the deposition of sapropel S1 (eastern Mediterranean): Biogenic carbonate preservation and paleoecological implications. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 235 (2006) 8-27 Rohling, E.J., Jorissen, F.J., Vergnaud-Grazzini, C., Zachariasse, W.J., 1993. Northern Levantine and Adriatic Quaternary planktic foraminifera; reconstruction of paleoenvironmental gradients. Mar. Micropaleontol. Rohling E.J., Gieskes W.W.C., 1989. Late quaternary changes in Mediterranean intermediate water density and formation rate. Paleoceanography, Vol.4, No. 5, 531-545. Rossignol-Strick, M., Nesteroff, W., Olive, P., Vergnaud-Grazzini, C., 1982. After the deluge: Mediterranean stagnation and sapropel formation. Nature 295, 105 110.. 86