ΠΑΛΑΙΟΩΚΕΑΝΟΓΡΑΦΙΚΗ ΠΑΛΑΙΟΚΛΙΜΑΤΙΚΗ ΔΙΑΚΥΜΑΝΣΗ ΚΑΤΑ ΤΗΝ ΑΠΟΘΕΣΗ ΤΟΥ ΣΑΠΡΟΠΗΛΟΥ S1 ΣΤΗ ΒΑ ΜΕΣΟΓΕΙΟ: ENΔΕΙΞΕΙΣ ΤΟΥ ΑΣΒΕΣΤΟΛΙΘΙΚΟΥ ΝΑΝΝΟΠΛΑΓΚΤΟΥ

ΠΑΛΑΙΟΩΚΕΑΝΟΓΡΑΦΙΚΗ ΠΑΛΑΙΟΚΛΙΜΑΤΙΚΗ ΔΙΑΚΥΜΑΝΣΗ ΚΑΤΑ ΤΗΝ ΑΠΟΘΕΣΗ ΤΟΥ ΣΑΠΡΟΠΗΛΟΥ S1 ΣΤΗ ΒΑ ΜΕΣΟΓΕΙΟ: ENΔΕΙΞΕΙΣ ΤΟΥ ΑΣΒΕΣΤΟΛΙΘΙΚΟΥ ΝΑΝΝΟΠΛΑΓΚΤΟΥ Αθανασίου M. 1, Τριανταφύλλου Μ.Β. 1, Δήμιζα M.Δ. 1, Γώγου A. 2, Ρουσσάκης Γ. 2, Λυκούσης Β. 2 1 Τμήμα Γεωλογίας και Γεωπεριβάλλοντος, Πανεπιστήμιο Αθηνών, Πανεπιστημιόπολις Ζωγράφου, 157 84 Αθήνα, Ελλάδα, mairyatha@geol.uoa.gr, mtriant@geol.uoa.gr, mdimiza@geol.uoa.gr 2 Ινστιτούτο Ωκεανογραφίας, Ελληνικό Κέντρο Θαλάσσιων Ερευνών, 190 13 Ανάβυσσος, Ελλάδα, agogou@ath.hcmr.gr, rousakis@ath.hcmr.gr, vlikou@ath.hcmr.gr Περίληψη Η διεξοδική ανάλυση του ασβεστολιθικού ναννοπλαγκτού/κοκκολιθοφόρα σε ιζήματα βαθιάς θάλασσας της βορειοανατολικής Μεσογείου από δύο πυρήνες βαρύτητας (SL 152, Βόρειο Αιγαίο και ΗCM 2/22, νότιο Κρητικό περιθώριο) επιχειρεί την ανασύσταση των παλαιοωκεανογραφικών-παλαιοκλιματικών συνθηκών κατά τη διάρκεια απόθεσης του σαπροπηλού S1. Και στις δύο υπό μελέτη περιοχές, η αυξημένη συμμετοχή στις συγκεντρώσεις των ειδών Florisphaera profunda, Helicosphaera spp., Braarudosphaera bigelowii και οι υψηλές τιμές του δείκτη S που καταγράφηκαν για το διάστημα απόθεσης του σαπροπηλού πιστοποιούν αύξηση των θρεπτικών συστατικών, εισροή γλυκών υδάτων στη λεκάνη ιζηματογένεσης και την συνεπακόλουθη αύξηση της πρωτογενούς παραγωγικότητας. Το μέγιστο του είδους Braarudosphaera bigelowii, οι μειωμένες τιμές των ειδών Florisphaera profunda, Helicosphaera spp., Rhabdosphaera spp. και οι υψηλές τιμές του δείκτη NPP πιστοποιούν τη σύντομη διακοπή της απόθεσης του σαπροπηλού τόσο στα ιζήματα του SL 152 (7,8-7,5 ka uncal. BP) όσο και του ΗCM 2/22 (8,1-7,8 ka uncal. BP). Λέξεις κλειδιά: ασβεστολιθικό ναννοπλαγκτόν, σαπροπηλός, Ολόκαινο, BA Μεσόγειος. PALEOCEANOGRAPHIC - PALEOCLIMATIC VARIABILITY DURING S1 SAPROPEL DEPOSITION IN THE NE MEDITERRANEAN SEA: CALCAREOUS NANNOPLANKTON IMPLICATIONS Athanasiou M. 1, Triantaphyllou M.V. 1, Dimiza M.D. 1, Gogou A. 2, Roussakis G. 2, Lykousis V. 2 1 Faculty of Geology and Geoenvironment, National and Kapodistrian University of Athens, Panepistimioupolis Zografou, 157 84 Athens, Greece, mairyatha@geol.uoa.gr, mtriant@geol.uoa.gr, mdimiza@geol.uoa.gr 2 Hellenic Centre for Marine Research, Institute of Oceanography, 190 13 Anavyssos, Greece, agogou@ath.hcmr.gr, rousakis@ath.hcmr.gr, vlikou@ath.hcmr.gr Abstract Detailed quantitative analyses of calcareous nannofossils/coccolithophores performed on the deep sea deposits of the north eastern Mediterranean Sea; two gravity core from North Aegean Sea (SL 152) and south Cretan continental margin (HCMR 2/22), with a focus on the regional expression of sapropel S1 deposition. In both sites, higher values of Florisphaera profunda, Helicosphaera spp., Braarudosphaera bigelowii and the concomitant increase of stratification S index, within sapropel intervals can be interpreted as the result of elevated marine production and enhanced inflow of fresh water input during the S1 period. A series of cooling events detected within the S1 depositional interval, may be linked to outbursts of cold northerly air masses and relevant pulses in the deep-intermediate water ventilation that caused the temporary cessation of S1 deposition between 7.8-7.5 ka uncal. BP in North Aegean and 8.1-7.8 ka uncal. BP at the south Cretan margin. During this interval the peak of Braarudosphaera bigelowii, the decrease in abundance of Florisphaera profunda, Helicosphaera spp., Rhabdosphaera spp. and a general increase in NPP are related to a shoaling of the nutricline and higher production in the surface layer. Keywords: calcareous nannoplankton, sapropel, Holocene, north eastern Mediterranean Sea. 1. Εισαγωγή

Η έναρξη του Ολοκαίνου χαρακτηρίζεται από βελτίωση των περιβαλλοντικών συνθηκών και άνοδο της θερμοκρασίας των επιφανειακών υδάτων. Η ενίσχυση της έντασης της ηλιακής ακτινοβολίας στον εποχικό κύκλο του Βορείου ημισφαιρίου προκάλεσε μία μετατόπιση των μουσώνων προς βορειότερες περιοχές (Jolly et al., 1998). Αυτό είχε ως αποτέλεσμα την περιοδική κορύφωση του Αφρικανικού θερινού μουσώνα στη Μεσόγειο, με εντατικοποίηση των κατακρημνισμάτων πάνω από την Ισημερινή Αφρική και πιθανή αύξηση της εκροής του ποταμού Νείλου (Rossignol-Strick,1985, Rohling et al., 2002). Ενδεχομένως, υπήρχε μία ταυτόχρονη εντατικοποίηση των κατακρημνισμάτων στο βόρειο τμήμα της Μεσογείου, ως συνέπεια αυξημένης δραστηριότητας των ατμοσφαιρικών πιέσεων πάνω από την περιοχή (Duplessy et al., 2005). Στη λεκάνη της ανατολικής Μεσογείου, το γεγονός είχε ως αποτέλεσμα τοπικές μεταβολές στο απόθεμα γλυκού ύδατος με συνέπειες στη θαλάσσια κυκλοφορία που οδήγησαν σε στασιμότητα των βαθιών υδάτων και ακολούθως στην απόθεση του πλέον πρόσφατου σαπροπηλού S1 (Rohling & Hilgen, 1991, Rohling, 1994). Οι σημαντικές αυτές περιβαλλοντικές διακυμάνσεις καταγράφονται με μεγάλη λεπτομέρεια στις θαλάσσιες αποθέσεις της ανατολικής Μεσογείου και αποτελούν σημαντική παράμετρο στην προσπάθεια πρόβλεψης των μελλοντικών κλιματικών συνθηκών. Κύριο στόχο της παρούσας μελέτης αποτελεί η καταγραφή των παλαιοωκεανογραφικώνπαλαιοκλιματικών μεταβολών και η παρακολούθηση της κλιματικής εξέλιξης κατά τη διάρκεια απόθεσης του σαπροπηλικού ορίζοντα S1, με βάση τη συγκριτική μελέτη του ασβεστολιθικού ναννοπλαγκτού/κοκκολιθοφόρα σε ιζήματα από δύο περιοχές με διαφορετικές ωκεανογραφικές συνθήκες (Βόρειο Αιγαίο και Νότιο Κρητικό περιθώριο). Τα κοκκολιθοφόρα αποτελούν μια από τις κυριότερες πλαγκτονικές ομάδες για την καταγραφή των διακυμάνσεων των ωκεανογραφικών και παλαιοκλιματικών παραμέτρων των επιφανειακών υδάτινων μαζών. Προηγούμενες μελέτες στην ευρύτερη περιοχή της ανατολικής Μεσογείου (π.χ., Aksu et al., 1995, Negri & Giunta, 2001, Negri et al., 1999, Giunta et al., 2003, Principato et al., 2003, Triantaphyllou et al., 2009, 2010) αναδεικνύουν τα ασβεστολιθικό ναννοπλαγκτόν ως το πλέον σημαντικό στοιχείο της πρωτογενούς παραγωγικότητας του θαλάσσιου οικοσυστήματος, όπου οι διακυμάνσεις της αφθονίας των επιμέρους ταξινομικών ομάδων αντανακλούν μεταβολές στην παραγωγικότητα, στη στρωμάτωση και κατ επέκταση στις φυσικο-χημικές συνθήκες της ευφωτικής ζώνης. 2. Υλικά και Μέθοδοι 2.1 ΠΕΡΙΓΡΑΦΗ ΤΩΝ ΠΥΡΗΝΩΝ ΚΑΙ ΧΡΟΝΙΚΟ ΠΛΑΙΣΙΟ Ο πυρήνας βαρύτητας SL 152 (μήκους 670 cm) προέρχεται από τη θαλάσσια περιοχή του βόρειου Αιγαίου πελάγους, συγκεκριμένα νοτίως της χερσονήσου του Άθω (γεωγραφικό πλάτος 40 05,19 Β και γεωγραφικό μήκος 24 36,65 Α) (Εικ. 1). Η συλλογή του πυρήνα έγινε σε βάθος 995 m, κατά την αποστολή R/V Meteor M51/3 (2001). Η δειγματοληψία και η περιγραφή του πραγματοποιήθηκε στο Institute fűr Biogeochemie und Meereschemie του Πανεπιστημίου του Αμβούργου. Στο πυρήνα SL 152 (Εικ. 1), ο σαπροπηλικός ορίζοντας S1 εμφανίζεται σε δύο τμήματα: στο κατώτερο τμήμα (S1a), πάχους 43 cm (345-302 cm) και στο ανώτερο τμήμα (S1b), πάχους 23 cm (293-272 cm). Η διακοπή του σαπροπηλικού ορίζοντα (S1i) χαρακτηρίζεται από ημιπελαγικές αποθέσεις, πάχους 9 cm. Στον πυρήνα βαρύτητας SL 152 έχει πραγματοποιηθεί ραδιοχρονολόγηση με 14 C (AMS 14 C) οκτώ επιλεγμένων δειγμάτων (Πίν. 1) (Kotthoff et al., 2008).

Εικ. 1: Χάρτης με την κύρια επιφανειακή κυκλοφορία των υδάτινων μαζών (από Lykousis et al., 2002) και τις θέσεις δειγματοληψίας των υπό μελέτη πυρήνων βαρύτητας. Περιγραφή των πυρήνων βαρύτητας SL 152 και HCM 2/22 και θέσεις των πραγματοποιηθέντων ραδιοχρονολογήσεων (S1a: κατώτερο σαπροπηλικό τμήμα S1, S1b: ανώτερο σαπροπηλικό τμήμα S1, S1i: διακοπή σαπροπηλικού ορίζοντα S1, Υ5: ορίζοντας τέφρας). Πίνακας 1: Xρονικά συμβάντα και ραδιοχρονολογήσεις για τους πυρήνες SL 152 και HCM 2/22. Βάθος (cm) Συμβάν Αναφορά Μη βαθμονομημένη ηλικία (year uncal. BP) SL 152 0 γραμμική συσχέτιση 1.558 161 AMS 14 C, Kotthoff et al. (2008) 4.400 ± 30 210 AMS 14 C, Kotthoff et al. (2008) 5.265 ± 35 270 κορυφή S1b AMS 14 C, Kotthoff et al. (2008) 6.570 ± 45 300 διακοπή σαπροπηλικού ορίζοντα S1i AMS 14 C, Kotthoff et al. (2008) 7.805 ± 40 345 βάση S1a γραμμική συσχέτιση 8.900 356 AMS 14 C, Kotthoff et al. (2008) 9.205 ± 55 400 AMS 14 C, Kotthoff et al. (2008) 10.410 ± 50 505 AMS 14 C, Kotthoff et al. (2008) 12.430 ± 60 645 AMS 14 C, Kotthoff et al. (2008) 16.990 ± 90 HCM 2/22 0 γραμμική συσχέτιση 2.044 10,5 AMS 14 C, Ioakim et al. (2009) 4.730 ± 40 12 μείωση των τιμών του Ba/Al de Lange et al. (2008) 5.700 16,5 μείωση των τιμών του TOC γραμμική συσχέτιση 6.655 22,5 διακοπή σαπροπηλικού ορίζοντα S1i AMS 14 C, Ioakim et al. (2009) 7.800 ± 40 28,5 βάση S1a de Lange et al. (2008) 9.800 67,5 AMS 14 C, Ioakim et al. (2009) 25.200 ± 180 100-97 ορίζοντας της τέφρας Υ5 de Vivo et al. (2001) 39.280 ± 110

Ο πυρήνας βαρύτητας HCM 2/22 (μήκους 178 cm) προέρχεται από τη θαλάσσια περιοχή του νότιου Κρητικού περιθωρίου (γεωγραφικό πλάτος 34 33,968 Β και γεωγραφικό μήκος 24 53,770 Α) (Εικ. 1). Η συλλογή του πυρήνα έγινε σε βάθος 2211 m, κατά την αποστολή Ω/Κ «Αιγαίο» (2005). Η δειγματοληψία και η περιγραφή του πραγματοποιήθηκε στο Γεωλογικό Εργαστήριο του Ινστιτούτου Ωκεανογραφίας του ΕΛ.ΚΕ.ΘΕ. Σύμφωνα με την περιγραφή του πυρήνα (Εικ. 1), ο σαπροπηλικός ορίζοντας S1 εμφανίζεται σε δύο τμήματα: στο κατώτερο τμήμα (S1a), πάχους 5.5 cm (28,5-23 cm) και στο ανώτερο τμήμα (S1b), πάχους 5 cm (22-17 cm). Ωστόσο, οι υψηλές τιμές του βιογενούς βαρίου (Ba bio ) το οποίο υποδηλώνει αυξημένη πρωτογενή παραγωγικότητα (Ioakim et al., 2009, Katsouras et al., 2010), υποστήριξαν μεγαλύτερη διάρκεια του σχηματισμού S1b (22-12 cm). Ενδεχομένως, μετα-αποθετική οξείδωση του ανώτερου σαπροπηλικού τμήματος, να επηρέασε το ποσοστό του συνολικού οργανικού άνθρακα (TOC) αλλά όχι το περιεχόμενο σε Ba bio. Η διακοπή του σαπροπηλικού ορίζοντα (S1i) χαρακτηρίζεται από ημιπελαγικές αποθέσεις πάχους 1 cm. Στον ίδιο πυρήνα, στα 100-97 cm, ανιχνεύτηκε ο ορίζοντας της τέφρας Υ5, πάχους 3 cm. Σε τρία επιλεγμένα δείγματα (Πίν. 1) έχει πραγματοποιηθεί ραδιοχρονολόγηση με 14 C (AMS 14 C) (Ioakim et al., 2009). Το χρονικό πλαίσιο των δύο ιζηματογενών αρχείων καθορίστηκε με γραμμική συσχέτιση των χρονικών συμβάντων και των ραδιοχρονολογήσεων (Πίν. 1). Στην παρούσα εργασία χρησιμοποιείται το χρονικό πλαίσιο σε μη βαθμονομημένη ηλικία (ka uncal. BP). 2.2 ΑΝΑΛΥΣΗ ΑΣΒΕΣΤΟΛΙΘΙΚΟΥ ΝΑΝΝΟΠΛΑΓΚΤΟΥ/ΚΟΚΚΟΛΙΘΟΦΟΡΩΝ Με σκοπό τη μελέτη του περιεχομένου σε ασβεστολιθικό ναννοπλαγκτόν/κοκκολιθοφόρα στο σαπροπηλικό ορίζοντα S1, στην εν λόγω εργασία μελετήθηκε το τμήμα 270-350 cm (συνολικά 50 δείγματα) από τον πυρήνα SL 152 και το τμήμα 11-31 cm (συνολικά 18 δείγματα) από τον πυρήνα HCM 2/22. Η δειγματοληψία για τη μελέτη του ασβεστολιθικού ναννοπλαγκτού πραγματοποιήθηκε με απομόνωση υλικού ανά 1-2 cm βάθους σε κάθε πυρήνα βαρύτητας. Η παρασκευή δειγμάτων παρατήρησης πραγματοποιήθηκε με την τεχνική της επιχρίσεως (smear slides) σύμφωνα με τους Negri & Giunta (2001). Σύμφωνα με την τεχνική, μικρή ποσότητα ιζήματος (περίπου 1 mm 3 ) επιχρίεται πάνω σε αντικειμενοφόρο πλάκα με τη βοήθεια απεσταγμένου νερού. Μόλις η αντικειμενοφόρος πλάκα στεγνώσει, επικολλάται η καλυπτρίδα με τη βοήθεια ανυψωτικού μέσου (Εntellan). Τα παρασκευάσματα μελετήθηκαν με τη βοήθεια πολωτικού μικροσκοπίου (LM) τύπου LEICA DM EP σε μεγέθυνση 1250x. Η μελέτη αφορά σε τόσα οπτικά πεδία ώστε να καλυφθεί η μέτρηση 300 συνολικά κοκκόλιθων ανά δείγμα παρατήρησης. Στη συνέχεια μετρώνται είδη που δεν χαρακτηρίζονταν από μεγάλη αφθονία κοκκόλιθων (Syracosphaera pulchra, Rhabdosphaera clavigera, Helicosphaera carteri, κ.λ.) σε 15 επιπλέον οπτικά πεδία, ενώ για το είδος Braarudosphaera bigelowii ελέγχονται 150 επιπλέον οπτικά πεδία (Negri & Giunta, 2001). Για τον υπολογισμό της αφθονίας των κοκκόλιθων ανά επιφάνεια (mm 2 ) χρησιμοποιήθηκε ο τύπος των Negri & Giunta (2001): N=Nα/(Noπ*α), όπου: N: η περιεκτικότητα των κοκκόλιθων ανά επιφάνεια (mm 2 ), Να: ο συνολικό αριθμός των κοκκόλιθων που μετρήθηκαν στο δείγμα, Νοπ: ο αριθμός των οπτικών πεδίων που μετρήθηκαν οι κοκκόλιθοι και α=0,02mm 2 το εμβαδόν ενός οπτικού πεδίου. Στη συνέχεια υπολογίστηκε η σχετική συχνότητα των ειδών που συμμετέχουν στις συγκεντρώσεις (Flores et al., 1997). Η αποτίμηση της πρωτογενούς παραγωγικότητας, του βάθους ανάπτυξης του θρεπτοκλινούς, όπως και η παρουσία της στρωμάτωσης στην υδάτινη στήλη βασίζεται στη σχετική συχνότητα του είδους Florisphaera profunda (Beaufort et al., 1997). Το είδος F. profunda είναι χαρακτηριστικό των συναθροίσεων της κατώτερης ευφωτικής ζώνης (Okada and Honjo,

1973) και αποτελεί αξιόπιστο δείκτη για την εκτίμηση του βάθους ανάπτυξης του θρεπτοθερμοκλινούς (Molfino and McIntyre, 1990), ενώ οι υψηλές σχετικές αφθονίες του είδους υποδηλώνουν υψηλή στρωμάτωση στην υδάτινη στήλη και επιφανειακά ύδατα χαμηλής παραγωγικότητας (π.χ. Castradori, 1993, Beaufort et al., 1997, 2001, Flores et al., 2000). Η σύγκριση της σχετικής συχνότητας του είδους F. profunda και της πρωτογενούς παραγωγικότητας από δορυφορικές παρατηρήσεις επέτρεψαν ποσοτικές εκτιμήσεις στη διακύμανσης της πρωτογενούς παραγωγικότητας στον Ινδικό ωκεανό (Beaufort et al., 1997, 2001) και στην περιοχή της κεντρικής Μεσογείου (Incarbona et al., 2008). Στην παρούσα εργασία χρησιμοποιήθηκε η εξίσωση που προτείνεται από τους Incarbona et al. (2008) για την εκτίμηση της καθαρής πρωτογενούς παραγωγικότητας (NPP, net primary production) [NPP=885.864+ ( 138.963*ln (F. profunda %)], όπως έχει προκύψει από συγκρίσεις δορυφορικής παρακολούθησης της πρωτογενούς παραγωγικότητας στην βόρεια περιοχή της Σικελίας. Επιπλέον, ως δείκτης στρωμάτωσης στην υδάτινη στήλη χρησιμοποιήθηκε η αναλογία των σχετικών συχνοτήτων των ειδών Florisphaera profunda (F) και Emiliania huxleyi (E): S=F/F+E (Flores et al., 2000). Τα είδη F. profunda και E. huxleyi επικρατούν στην κατώτερη και ανώτερη ευφωτική ζώνη αντίστοιχα. Η αύξηση του είδους F. profunda έναντι του είδους E. huxleyi, το οποίο αποτελεί δείκτη αυξημένων θρεπτικών συστατικών στα επιφανειακά ύδατα (Young, 1994) και επικρατεί στις συναθροίσεις των κοκκολιθοφόρων στην περιοχή του Αιγαίου κατά τη χειμερινή-εαρινή περίοδο (Triantaphyllou et al., 2004, Dimiza et al., 2008), υποδηλώνει υψηλές τιμές του δείκτη S. Η αύξηση του δείκτη S αποδεικνύει βαθμιαία ενδυνάμωση των συνθηκών στρωμάτωσης στην υδάτινη στήλη που σχετίζεται είτε με θερμές συνθήκες, είτε με εισροή γλυκών υδάτων και την ενίσχυση των θρεπτικών στοιχείων στην κατώτερη ευφωτική ζώνη. Επίσης, οι σχετικές συχνότητες των Helicosphaera spp. (κυρίως του είδους H. carteri) σε συνδυασμό με τις σχετικές συχνότητες του είδους B. bigelowii αποτελούν δείκτες χαμηλής αλατότητας (Flores et al., 1997, Colmenero-Hidalgo et al., 2004, Negri & Giunta, 2001). 3. Αποτελέσματα Όπως παρατηρείται από τις καμπύλες κατανομής των διαφόρων ταξινομικών ομάδων, στον πυρήνα SL 152 (Εικ. 2), το είδος E. huxleyi παρουσίασε τις υψηλότερες σχετικές συχνότητες στη σύνθεση της ναννοχλωρίδας στο κατώτερο τμήμα του (43%: >8,9 ka). Η συμμετοχή του είδους στο διάστημα μεταξύ 8,9-7,9 ka περιορίζεται σε ποσοστά μικρότερα του 25%, μία σχετική αύξηση σημειώνεται μεταξύ 7,9 και 7,5 ka (μέγιστη τιμή= 30%), ενώ κατά το διάστημα 7,5-6,7 ka ακολουθεί εκ νέου μείωση των ποσοστών με έντονες ωστόσο διακυμάνσεις. Στον πυρήνα HCM 2/22 (Εικ. 3), το είδος E. huxleyi παρουσίασε τις υψηλότερες σχετικές συχνότητες (>50%) στο ανώτερο τμήμα του (6,3-5,2 ka). Επίσης, υψηλή συμμετοχή του (42-50%) καταγράφεται στο διάστημα μεταξύ 7,3 και 7,0 ka, όπως και στο διάστημα πριν από τα 10,0 ka (~42%). Η συχνότητα του είδους περιορίζεται σε ποσοστά μικρότερα του 35%, στα διαστήματα μεταξύ 10,0-7,9 ka και 6,9-6,4 ka. Αρνητική συσχέτιση με το είδος E. huxleyi παρουσιάζει το είδος F. profunda, το οποίο στον πυρήνα SL 152 (Εικ. 2) επικρατεί στις συγκεντρώσεις με ποσοστά που κυμαίνονται από 55 έως 90%. Οι υψηλότερες σχετικές συχνότητες καταγράφονται στα διαστήματα 8,9-7,9 ka (67-89%) και 7,5-6,7 ka (63-88%), ενώ μεταξύ 7,9 και 7,5 ka, η συχνότητα του είδους περιορίζεται σε ποσοστά μικρότερα του 77%. Στον πυρήνα HCM 2/22 (Εικ. 3) τα ποσοστά του είδους κυμαίνονται από 42 έως 84%. Τιμές υψηλότερες από 65% καταγράφονται στα διαστήματα μεταξύ 9,5-8,1 και 6,8-6,4 ka.

Εικ. 2: Διαγράμματα κατανομής των κυριοτέρων αντιπροσώπων του ασβεστολιθικού ναννοπλαγκτού στον πυρήνα SL 152 για το διάστημα απόθεσης S1. Εικ. 3: Διαγράμματα κατανομής των κυριοτέρων αντιπροσώπων του ασβεστολιθικού ναννοπλαγκτού στον πυρήνα HCM 2/22 για το διάστημα απόθεσης S1.

Σημαντική θεωρείται η συμμετοχή στη σύνθεση της ναννοχλωρίδας του γένους Helicosphaera spp. (αντιπροσωπεύεται κυρίως από το είδος H. carteri). Στον πυρήνα SL 152 (Εικ. 2), αξιόλογη αύξηση της αφθονίας του σημειώνεται στα ~7,4 ka, ενώ στον πυρήνα HCM 2/22 (Εικ. 3) στα ~7,6 ka. Παρόμοια κατανομή παρουσιάζουν τα είδη Rhabdosphaera spp. (κυρίως R. clavigera) και Syracosphaera spp. (αντιπροσωπεύονται κυρίως από το είδος S. pulchra). Όσον αφορά στο είδος B. bigelowii, στον πυρήνα SL 152 (Εικ. 2), επισημαίνεται η συνεχής παρουσία του από τα 8,9 έως τα 6,7 ka με υψηλή συμμετοχή στο διάστημα 7,7-7,6 ka. Στον πυρήνα HCM 2/22 (Εικ. 3), το είδος χαρακτηρίζεται από σποραδικές εμφανίσεις με μέγιστο στα 7,8 ka. Αξίζει να σημειωθεί η παρουσία, με ποσοστά ωστόσο μικρότερα από 0,5%, των ειδών Umbellosphaera tenuis, small Gephyrocapsa spp., Gephyrocapsa oceanica, Calciosolenia spp., Calcidiscus spp., Umbilicosphaera spp., Pontosphaera spp. στον πυρήνα SL 152 (Εικ. 2), και των ειδών Calciosolenia spp., Pontosphaera spp., Scyphosphaera spp., Discosphaera tubifera, Calcidiscus spp., Umbilicosphaera spp., όπως και των ολοκοκκολιθοφόρων για τον πυρήνα HCM 2/22 (Εικ. 3). Χαμηλές συχνότητες συμμετοχής παρουσιάζουν και στους δύο υπό μελέτη πυρήνες τα επανεπεξεργασμένα είδη από διάβρωση παλαιότερων οριζόντων. Στον πυρήνα SL 152 (Εικ. 2), οι τιμές του δείκτη στρωμάτωσης S κυμαίνονται μεταξύ 0,57 και 0,90. Οι υψηλότερες τιμές εμφανίζονται στα διαστήματα 8,9-7,9 και 7,5-6,7 ka, απεικονίζοντας την αυξημένη στρωμάτωση της υδάτινης στήλης με συνεπακόλουθη αυξημένη παραγωγικότητα των κοκκολιθοφόρων -κυρίως του είδους F. profunda- στην κατώτερη ευφωτική ζώνη για αυτά τα χρονικά διαστήματα. Στον πυρήνα HCM 2/22 (Εικ. 3), οι τιμές του δείκτη κυμαίνονται μεταξύ 0.20 και 0.88 με αυξητική τάση στα διαστήματα 9,5-8,1 και 6,8-6,4 ka. Όσον αφορά στις τιμές της καθαρής πρωτογενούς παραγωγικότητας (NPP), στον πυρήνα SL 152 (Εικ. 2) κυμαίνονται από 263 έως 326 με τα μέγιστα να σημειώνονται στο διάστημα πριν από τα 10,0 ka και μεταξύ 7,9 και 7,5 ka. Στον πυρήνα HCM 2/22 (Εικ. 3) οι τιμές του δείκτη κυμαίνονται από 270 έως 477 με αιχμή στο διάστημα 6,3-5,2 ka. Η κατανομή της καθαρής πρωτογενούς παραγωγικότητας εμφανίζει αρνητική συσχέτιση με την κατανομή, τόσο του δείκτη στρωμάτωσης S, όσο και του είδους F. profunda. Τα χρονικά διαστήματα με τις υψηλές τιμές καθαρής πρωτογενούς παραγωγικότητας υποδηλώνουν μειωμένο βάθος του θρεπτο-θερμοκλινούς και αυξημένη παραγωγικότητα των κοκκολιθοφόρων στην ανώτερη ευφωτική ζώνη (Beaufort et al., 1997, Incarbona et al., 2008). 4. Συζήτηση/Συμπεράσματα Οι Κatsouras et al. (2010) απέδειξαν ότι η έναρξη της εναπόθεσης του σαπροπηλικού ορίζοντα S1 προηγείται στη νοτιότερη λεκάνη του νότιου Κρητικού περιθωρίου (9,8 ka) σε σχέση με την λεκάνη του Βορείου Αιγαίου (8,9 ka). Η χρονική εμφάνιση του σαπροπηλικού ορίζοντα S1 αρχικά στις νοτιότερες βαθιές λεκάνες, συμφωνεί με την υπόθεση κατά την οποία οι δυσοξικές/ανοξικές συνθήκες που επικρατούν κατά την απόθεση των σαπροπηλικών οριζόντων, αναπτύχτηκαν αρχικά στα βαθιά ύδατα της ανατολικής Μεσογείου (Emeis et al., 2000, Casford et al., 2003, Κatsouras et al., 2010). Οι διαφορετικοί ρυθμοί ιζηματογένεσης που παρατηρήθηκαν στις δυο λεκάνες του Βορείου Αιγαίου και του νότιου Κρητικού περιθωρίου με μέσες τιμές ~25cm/Ka και ~4cm/Ka αντίστοιχα, υπήρξαν αντιπροσωπευτικοί της διάρκειας απόθεσης του σαπροπηλικού ορίζοντα S1 που καταγράφηκαν στους υπό μελέτη πυρήνες: στον πυρήνα SL152 καλύπτεται το χρονικό διάστημα 8,9-6,5 ka, ενώ στον HCM2/22 το διάστημα 9,8-5,7 ka. Επομένως, ο μικρότερος ρυθμός ιζηματογένεσης του πυρήνα HCM2/22 σχετίζεται με μεγαλύτερης διάρκειας απόθεση του σαπροπηλικού ορίζοντα S1 που παρατηρήθηκε στη ανοιχτή θαλάσσια λεκάνη του νότιου Κρητικού περιθωρίου (Κatsouras et al., 2010).

Σύμφωνα με την ανάλυση των συγκεντρώσεων ασβεστολιθικού ναννοαπλαγκτού που πραγματοποιήθηκε, οι υψηλές σχετικές συχνότητες των ειδών F. profunda και Helicosphaera spp. στις συναθροίσεις των κοκκολιθοφόρων σε συνδυασμό με τις υψηλές τιμές του δείκτη στρωμάτωσης S πιστοποιούν υψηλή παραγωγικότητα στην ενδιάμεση-βαθύτερη ευφωτική ζώνη (Crudeli et al., 2006, Triantaphyllou et al., 2009), αλλά και την περιστασιακή ανάπτυξη του βαθέος μέγιστου της χλωροφύλλης (Principato et al., 2003) με αποτέλεσμα τη στρωμάτωση της υδάτινης στήλης. Επιπλέον, οι σχετικά αυξημένες αφθονίες των τροπικών-υποτροπικών ειδών, όπως τα είδη Syracosphaera spp. και Rhabdosphaera spp., υποστηρίζουν μία γενική τάση θέρμανσης με επικράτηση ολιγοτροφικών συνθηκών στην ανώτερη ευφωτική ζώνη (Colmenero- Hidalgo et al., 2004). Σημαντική είναι η παρουσία στις συγκεντρώσεις του είδους B. bigelowii. Μεγάλες συγκεντρώσεις του είδους αυτού παρατηρούνται σε χαμηλής αλατότητας παράκτια ύδατα (Amore et al., 2004). Στην περιοχή της Μεσογείου, η παρουσία του σχετίζεται με χαμηλής αλατότητας επιφανειακά ύδατα, τα οποία αποδίδονται σε τοπική αύξηση των βροχοπτώσεων και κατά συνέπεια σε αυξημένη εισροή γλυκών υδάτων στη λεκάνη ιζηματογένεσης (Müller, 1979, Negri & Giunta, 2001, Principato et al., 2003, Giunta et al., 2003). Προοδευτική υποχώρηση της στρωμάτωσης καταγράφηκε στο ανώτερο τμήμα του σαπροπηλού S1b (6,4-5,7 ka) για το Νότιο Κρητικό περιθώριο. Στην παρούσα εργασία, το παγκόσμιο ψυχρό κλιματικό γεγονός των 8,2 ka, το οποίο σχετίζεται με την σύντομη διακοπή της απόθεσης του σαπροπηλού (De Rijk et al., 1999, Sangiorgi et al., 2003) αναγνωρίζεται, τόσο στα ιζήματα του SL 152 (Βόρειο Αιγαίο) κατά το διάστημα των 7,8-7,5 ka, όσο και του ΗCM 2/22 (Νότιο Κρητικό περιθώριο) κατά το διάστημα των 8,1-7,8 ka. Τα μέγιστα ποσοστά συμμετοχής του είδους B. bigelowii, οι μειωμένες τιμές των γενών F. profunda, Helicosphaera spp. και Rhabdosphaera spp. σε συνδυασμό με τις υψηλές τιμές του δείκτη της καθαρής πρωτογενούς παραγωγικότητας (NPP) πιστοποιούν διατάραξη της στρωμάτωσης και σχετικά υγρές-ψυχρές κλιματικές συνθήκες που οδήγησαν σε πρόσκαιρη διακοπή της απόθεσης του σαπροπηλού S1. Συγκρίνοντας τις τιμές του δείκτη S μεταξύ Βορείου Αιγαίου και Νότιου Κρητικού περιθωρίου διαπιστώνεται η ύπαρξη υψηλότερων τιμών στο Βόρειο Αιγαίο γεγονός που υποδηλώνει συνθήκες υψηλότερης παραγωγικότητας/προσφοράς οργανικού υλικού (Katsouras et al., 2010), που εντοπίζονται όμως στην κατώτερη ευφωτική ζώνη. Ωστόσο, οι υψηλότερες συγκεντρώσεις του συνολικού οργανικού άνθρακα (TOC) στα ιζήματα της βαθιάς λεκάνης του νότιου Κρητικού περιθωρίου (Katsouras et al., 2010, Ioakim et al., 2009) υποδεικνύουν την καλύτερη διατήρηση της οργανικής ύλης. Παράλληλα τα υψηλά ποσοστά του είδους B. bigelowii στο Βόρειο Αιγαίο, καταδεικνύουν συνθήκες χαμηλής αλατότητας, γεγονός που συνδέεται άμεσα με τις έντονες εισροές και τον εμπλουτισμό της λεκάνης σε οργανικό υλικό από τα παραπλήσια ποτάμια συστήματα, αλλά και την εισροή γλυκών υδάτων από τη Μαύρη Θάλασσα μετά τα 8 ka. Την ύπαρξη ξηρότερων συνθηκών, στην περιοχή του Νοτίου Κρητικού περιθωρίου σε σχέση με το Βόρειο Αιγαίο κατά την περίοδο απόθεσης του σαπροπηλικού ορίζοντα S1 υποστηρίζουν και τα ευρήματα των Kouli et al. (2011), σύμφωνα με τους οποίους αισθητά μειωμένες υπήρξαν οι τιμές του οργανικού δείκτη χερσογενούς προέλευσης ACL στον πυρήνα HCM 2/22. 5. Ευχαριστίες Η εργασία πραγματοποιήθηκε στα πλαίσια του προγράμματος MedEcos: Decadal scale variability of the Mediterranean Ecosystem, EraNet/MarinERA, European marine RTD programme. Το υλικό που χρησιμοποιήθηκε για την ανάλυση του ασβεστολιθικού ναννοπλαγκτού/κοκκολιθοφόρα συλλέχθηκε κατά τη διάρκεια ερευνητικών πλόων R/V Meteor M51/3 (2001) και Ω/Κ «Αιγαίο»

(2005). Ειδικές ευχαριστίες απευθύνονται στο Δρ Χρήστο Αναγνώστου, όπως και σε έναν ανώνυμο κριτή για τις εποικοδομητικές παρατηρήσεις τους. 6. Βιβλιογραφικές Αναφορές Aksu, A.E., Yaşar, D., Mudie, P.J. & Gillespie, H., 1995. Late Glecial-Holocene paleoclimatic and paleoceanographic evolution of the Aegean Sea: micropaleontological and stable isotopic evidence. Marine Micropaleontology, 25: 1 28. Amore, F.O., Gaffau, M., Massa, B. & Morabito, S., 2004. Late Pleistocene-Holocene paleoclimate and related paleoenvironmental changes as recorded by calcareous nannofossils and planktonic foraminifera assemblages in the southern Tyrrhenian Sea (Cape Palinuro, Italy). Marine Micropaleontology, 52: 255 276. Beaufort, L., Lancelot, Y., Camberlin, P., Cayre, O., Vincent, E., Bassinot, F. & Labeyrie, L., 1997. Insolation cycles as a major control of equatorial Indian Ocean primary production. Science, 278 (5342): 1451 1454. Beaufort, L., De Garidel-Thoron, T., Mix, A.C. & Pisias, N.G., 2001. ENSO-like forcing on oceanic primary production during the late Pleistocene. Science, 293 (5539): 2440 2444. Casford, J.S.L., Rohling, E.J., Abu-Zied, R.H., Fontanier, C., Jorissen, F.J., Leng, M.J., Schmiedl, G. & Thomson, J., 2003. A dynamic concept for eastern Mediterranean circulation and oxygenation during sapropel formation. Palaeogeography Palaeoclimatology Palaeoecology, 190: 103 119. Castradori, D., 1993. Calcareous nannofossil and the origin of Eastern Mediterranean sapropels. Paleoceanography, 8: 459 471. Colmenero-Hidalgo, E., Flores, J.-A., Sierro, F.J., Bárcena, M.Á., Löwemark, L., Schönfeld, J. & Grimalt, J.O., 2004. Ocean surface water response to short-term climate changes revealed by coccolithophores from the Gulf of Cadiz (NE Atlantic) and Alboran Sea (W Mediterranean). Palaeogeography Palaeoclimatology Palaeoecology, 205: 317 336. Crudeli, D., Young, J.R., Erba, E., Geisen, M., Ziveri, P., De Lange G.J.& Slomp, C.P., 2006. Fossil record of holococcoliths and selected hetero-holococcolith associations from the Mediterranean (Holocene Late Pleistocene): Evaluation of carbonate diagenesis and palaeoecological palaeocenographic implications. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 237: 191 212. De Lange, G.J., Thomson, J., Reitz, A., Slomp, C.P., Principato, M.S., Erba, E. & Corselli, C., 2008. Synchronous basinwide formation and redox-controlled preservation of a Mediterranean sapropel. Nature Geoscience, 1: 606 610. 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. Marine Geology, 153: 337 343. De Vivo, B., Rolandi, G., Gans, P.B., Calvert, A., Bohrson,W.A., Spera, F.J. & Belkin, H.E., 2001. Newconstraints on the pyroclastic eruptive history of the Campanian volcanic plain (Italy). Mineralogy and Petrology, 73: 47 65. Dimiza, M., Triantaphyllou, M.V. & Dermitzakis, M.D., 2008. Seasonality and ecology of living coccolithophores in E. Mediterranean coastal environments (Andros Island, Middle Aegean Sea). Micropaleontology, 54: 159 175. Duplessy, J.-C., Cortijo, E. & Kallel, N., 2005. Marine records of Holocene climatic variations. Comptes Rendus Geosciences, 337: 87 95. Emeis, K.-C., Struck, U., Schulz, H.-M., Bernasconi, S., Sakamoto, T. & Martinez-Ruiz, F., 2000. Temperature and salinity of Mediterranean Sea surface waters over the last 16,000 years: constraints on the physical environment of S1 sapropel formation based on stable oxygen isotopes and alkenone unsaturation ratios. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 158: 259 280. Flores, J.A., Sierro, F.J., Francés, G., Vázquez, A. & Zamarreňo, I., 1997. The last 100,000 years in the western Mediterranean: sea surface water and frontal dynamics as revealed by coccolithophores. Marine Micropaleontology, 29: 351 366, Flores, J.-A., Bárcena, M.A. & Sierro, F.J. 2000. Ocean-surface and wind dynamics in the Atlantic Ocean off Northwest Africa during the last 140 000 years. Palaeogeography Palaeoclimatology Palaeoecology, 161: 459 478. Giunta, S., Negri, A., Morigi, C., Capotondi, L., Combourieu-Nebout, N., Emeis, K.C., Sangiorgi, F. & Vigliotti, L., 2003. Coccolithiphorid ecostratigraphy and multi-proxy paleoceanographic reconstruction in the Southern Adriatic Sea during the last deglacial time (Core AD91-17). Palaeogeography Palaeoclimatology Palaeoecology, 190: 39 59. Incarbona, A., Di Stefano, E., Patti, B., Pelosi, N., Bonomo, S., Mazzola, S., Sprovieri, R., Tranchida, G., Zgozi, S. & Bonanno, A., 2008. Holocene millennial-scale productivity variations in the Sicily Channel (Mediterranean Sea). Paleoceanography, 23: PA3204. doi:10.1029/2007pa001581. Ioakim, C., Triantaphyllou, M., Tsaila-Monopolis, S. & Lykousis, V., 2009. New micropaleontological records of Eastern Mediterranean marine sequences recovered offshore of Crete, during HERMES cruise and their paleoclimaticpaleoceanographic significance. Acta Naturalia de L Ateneo Parmense, 45 (1/4): p. 152, In: Earth System Evolution and the Mediterranean area from 23 Ma to the present, 13th Congress Regional Committee on Mediterranean Neogene Stratigraphy (RCMNS), 2-6 September, Naples. Jolly, D., Harrison, S. P., Damnati, B. & Bonnefille, R., 1998. Simulated climate and biomes of Africa during the Late Quaternary: Comparison with Ollen and lake status data. Quaternary Science Reviews, 17: 629 657.

Katsouras, G., Gogou, A., Bouloubassi, I., Emeis, K.-C., Triantaphyllou, M., Roussakis, G. & Lykousis, V., 2010. Organic carbon distribution and isotopic composition in three records from the eastern Mediterranean Sea during the Holocene. Organic Geochemistry, 41: 935 939. Kotthoff, U., Pross, J., Müller, U.C., Peyron, O., Schmiedl, G., Schulz, H. & Bordon, A., 2008. Climate dynamics in the borderlands of the Aegean Sea during formation of sapropel S1 dedused from a marine pollen record. Quaternary Science Reviews, 27: 832 845. Kouli, K., Gogou, A., Bouloubassi, I., Triantaphyllou, M.V., Ioakim, Chr., Katsouras, G., Roussakis, G. & Lykousis, V., 2011. Late postglacial paleoenvironmental change in the northeastern Mediterranean region: Combined palynological and molecular biomarker evidence. Quaternary International, doi:10.1016/j.quaint.2011.10.036. Lykousis, V., Chronis, G., Tselepides, A., Price, N.B., Theocharis, A., Siokou-Frangou, I., Van Wambeke, F., Danovaro, R., Stavrakakis, S., Duineveld, G., Georgopoulos, D., Ignatiades, L., Souvermezoglou, A. & Voutsinou-Taliadouri, F., 2002. Major outputs of the recent multidisciplinary biogeochemical researches undertaken in the Aegean Sea. Journal of Marine Systems, 33 34: 313 334. Molfino, B. & McIntyre, A., 1990. Precessional forcing of nutricline dynamics in the Equatorial Atlantic. Science, 249: 766 769. Müller, C., 1979. Les nannofossiles calcaires. La Mer Pelagienne, 6 (1): 210 220. Negri, A., Capotondi, L. & Keller, J., 1999. Calcareous nannofossils, planktonic foraminifera and oxygen isotopes in the late Quaternary sapropels of the Ionian Sea. Marine Geology, 157: 89 103. Negri, A. & Giunta, S., 2001. Calcareous nannofossil paleoecology in the sapropel S1 of the eastern Ionian sea: paleoceanographic implications. Palaeogeography Palaeoclimatology Palaeoecology, 169: 101 112. Okada, H. & Honjo, S., 1973. The distribution of ocean coccolithophorids in the Pacific. Deep-Sea Research, 20: 355 374. Principato, M., Giunta, S., Corselli, C. & Negri, A., 2003. Late Pleistocene-Holocene planktonic assemblages in three boxcores from the Mediterranean Ridge area (west-southwest of Crete): paleoecological and palaeoceanographic reconstruction of sapropel S1 interval. Palaeogeography Palaeoclimatology Palaeoecology, 190: 61 77. Rohling, E.J., 1994. Review and new aspects concerning the formation of eastern Mediterranean sapropels. Marine Geology, 122: 1 28. Rohling, E.J. & Hilgen, F.J., 1991. The eastern Mediterranean climate at times of sapropel formation: a review. Geologie en Mijnbouw, 70: 253 264. Rohling, E.J., Cane, T.R., Cooke, S., Sprovieri, M., Bouloubassi, I., Emeis, K.C., Schiebel, R., Kroon, D., Jorissen, F.J., Lorre, A. & Kemp, A.E.S., 2002. African monsoon variability during the previous interglacial maximum. Earth and Planetary Science Letters, 202: 61 75. Rossignol-Strick, M., 1985. Mediterranean Quaternary sapropels, an immediate response of the African monsoon to variation of insulation. Palaeogeography Palaeoclimatology Palaeoecology, 49: 237 263. Sangiorgi, F., Capotondi, L., Nebout, N.C., Vigkiotti, L., Brinkhuis, H., Giounta, S., Lotter, A.F., Morigi, C., Negri, A. & Reichart, G.-J., 2003. Holocene seasonal sea-surface temperature variation in the southern Adriatic Sea inferred from a multiproxy approach. Journal of Quaternary Science, 18 (8): 723 732. Triantaphyllou, M.V., Ziveri, P. & Tselepides, A., 2004. Coccolithophore export production and response to seasonal surface water variability in the oligotrophic Cretan Sea (ΝΕ Mediterranean). Micropaleontology, 50: 127 144. Triantaphyllou, M.V., Ziveri, P., Gogou, A., Marino, G., Lykousis, V., Bouloubassi, I., Emeis, K.-C., Kouli, K., Dimiza, M., Rosell-Mele, A., Papanikolaou, M., Katsouras, G. & Nunez, N., 2009. Late Glacial-Holocene climate variability at the south-eastern margin of the Aegean Sea. Marine Geology, 266: 182 197. Triantaphyllou, M.V., Antonarakou, A., Dimiza, M. & Anagnostou, Ch., 2010. Calcareous nannofossil and planktonic foraminiferal distributional patterns during deposition of sapropels S6, S5 and S1 in the Libyan Sea (Eastern Mediterranean). Geo-Marine Letters, 30: 1 13. Young, J.R., 1994. Functions of coccoliths. p. 13-27, In: Coccolithophores, A. Winter & W.G. Siesser (Eds), Cambridge University Press.