Karadeniz ve Marmara Denizi'nde son 20000 yıl'da meydana gelen paleoşinografik ve paleoiklimsel değişimler
Paleoceanographic and paleoclimatic changes in Black Sea and Marmara Sea in last 20.0000 years
Yazar: ÜMMÜHAN SANCAR
Danışman: PROF. DR. M. NAMIK ÇAĞATAY
İstanbul Teknik Üniversitesi / Avrasya Yerbilimleri Enstitüsü / İklim ve Deniz Bilimleri Ana Bilim Dalı / Yer Sistem Bilimi Bilim Dalı
Derece: Doktora, 2010
Konu: Jeoloji Mühendisliği = Geological Engineering

Özet:
Marmara Denizi'nde Son Buzul Maksimum döneminde (LGM: G.Ö. 22- 17.9 bin yıl arası; tüm yaşlar takvim yılına kalibre edilmiştir.) düşük kırıntı-mineral girdisi ve Anadolu kaynaklı yüksek smektit değerleri izlenmiştir. Karadeniz'de Heinrich 1 (H1: G.Ö. 17.9- 16.5 bin yılları arası), Kırmızı Kil (RL: G.Ö. 16.5- 14.8 bin yılları) ve Younger Dryas (YD: G.Ö. 12.7- 11.5 bin yılları arası) dönemlerinde Rb ve Ti gibi elementlerin temsil ettiği yüksek kırıntılı mineral girdisi, yüksek çökelme oranları, manyetik geçirgenlik değerleri ve göreli illit zenginleşmeleri Karadeniz'e Avrupa kaynaklı bol tatlı su girdisine, dolayısı ile Karadeniz su seviyesinin yükselip, Karadeniz sularının Marmara Denizi'ne aktığını göstermektedir. H1, RL ve YD dönemlerinde Fe ve Mn zenginleşmesi görülmüştür. Demir artışının başlıca nedeni, göl sularının sülfat limitleyici olması ve Fe'in Fe-oksit ve silikatlar olarak korunması nedeniyledir. Karadeniz'de RL döneminde Kuzey Avrupa kökenli erimiş buzul suları havzaya Mn taşımış ve dip sularını oksijenlendirerek olasılıkla havzada indirgeyici koşullarda varolan Mn(II)'yi Mn-oksihidroksit olarak çökeltmiştir. Bu dönemlerde benzer proksi sinyallerinin Marmara Denizi'nde de görülmesi Karadeniz'den Marmara Denizi'ne tatlı su girdisine işaret etmektedir.Karadeniz'de C3, C2, ve C1 olarak tanımlanan yüksek toplam karbonat (Tkarb) ve düşük çökelme oranları ile temsil edilen karbonat zonları sırası ile G.Ö. 14.8- 12.9 bin yılları (Bølling Allerød: B/A), G.Ö. 11.9- 9.3 bin yılları ve 8.6- 7.58 bin yılları (göl/ deniz geçiş dönemi: T) arasında çökelmiştir. Karadeniz'de çökelen C3 ve C2 karbonatları kalsit bileşimli, C1 birimi aragonit- kalsit bileşimlidir. Karadeniz'deki erken Holosen ve B/A ılıman- kurak iklim dönemlerine karşılık gelen (C2 ve C3) yüksek karbonat değerleri, sıcak ve buharlaşmanın yüksek olduğu ortamda karbonat çökeliminin sonucudur. B/A dönemi çökelleri her iki denizde de yüksek karbonat içeriği ile karakterize edilmektedir. Bu dönemde elementel jeokimya verileri Bølling Allerød (B/A) döneminde Karadeniz ve Marmara Denizi'nde kırıntı girdisinin azaldığını ve tuzluluğun arttığını göstermektedir. Diyatom verilerine göre G.Ö. 14- 13 bin yıllarında (B/A) acı su gölü olan Karadeniz, G.Ö. 13.5- 11.5 bin yılları arasında (B/A üstü -YD) tatlı su planktik türü (Stephanodiscus sp.) ile istila edilerek tatlı su gölü haline gelmiştir. Benzer şekilde C2 erken Holosen karbonat dönemi buharlaşma nedeniyle Karadeniz'in negatif su bütçesine sahip olduğu ve Marmara Denizi ile bağlantısının kesik olduğu dönemdir.Marmara Denizi'nde B/A dönemi G.Ö. 14.7 bin yıl daki göl/ deniz geçişini de içermektedir. Karadeniz'de Holosendeki göl/ deniz geçişi tezde diyatom verilerine göre G.Ö. 8.9 bin yılda gerçekleşmiştir. Karadeniz'de diyatom dağılımları göl/ deniz geçişinin dereceli olduğunu ve yaklaşık 1600 yılda gerçekleştiğini göstermektedir.Deniz suyu girdisi her iki denizde de aragonitçe baskın karbonat çökelimine neden olmuş ve sülfat limitli bir sistemden sülfatın limitleyici olmadığı, Fe-sülfid zenginleşmesinin görüldüğü ortamlara geçiş sağlanmıştır. Deniz suyu girmesi, su tabakalanması oluşturmuş ve besin maddesince zengin göl suları fotik zona yükselerek yüksek organik üretimle Marmara Denizi'nde G.Ö. 11.5 bin yıl önce; Karadeniz'de 7.6 bin yıl önce Sapropel birimlerinin çökelme sürecini başlatmıştır. Her iki denizde de Sapropel birimlerinin varlığı özellikle yüksek organik karbon ve Mo değerleri ile tanımlanmaktadır. Redoksa duyarlı element dağılımları, Marmara Denizi'nde Sapropel biriminin subokzik- disokzik koşullarda; Karadeniz'de ise anokzik koşullarda çökeldiğini göstermektedir. Bu dip suyu koşullarının varlığı bentik foraminifer dağılımları tarafından desteklenmektedir.Akdeniz sularının Marmara Denizi'ne girmesi ile başlayan organik maddece zengin çökellerin depolanması YD ve 8.2 bin yıl soğuma dönemlerinde kesintiye uğramıştır. Bunun başlıca nedeni, soğuk dönemlerde derin su dolaşımındaki hızlanma ve derin suyun oksijenlenmesidir. Sapropel çökelimi, Marmara Denizi'nde yaklaşık 7 bin yıl önce; Karadeniz'de 2.7 bin yıl önce durmuştur. Marmara Denizi'nde Mn verilerine göre yaklaşık G.Ö. 3- 1 bin yılları arasında havzada dip su oksijen miktarındaki artış görülmüştür.Karadeniz'de G.Ö. 12 bin yıl öncesinde illit minerali en bol mineral iken, sonrasında günümüze doğru smektit minerali daha baskın hale gelmiştir. Anadolu kaynaklı smektitin Karadeniz ve Marmara Denizi'nde G.Ö. 12 bin yıldan günümüze göreceli artışı Anadolu'da yağışın genel olarak günümüze doğru etkisini arttırdığını göstermektedir. Karadeniz ve Marmara Denizi'nde Holosen'de G.Ö. 8- 7 bin yıl, G.Ö. 6.6- 5.6 bin yıl, G.Ö. 4.5, G.Ö. 3.5 bin yıl, G.Ö. 2.7 bin yıl, G.Ö. 2.2- 2 bin yıl, G.Ö. 1.3 bin yıl ve G.Ö. 0.5- 0.4 bin yılları arasındaki izlenen smektit artışları yağışın arttığı dönemlere, büyük olasılıkla Kuzey Atlantik Salınımları (NAO) ile ilgili döngüselliğe (Bond döngüleri) işaret etmektedir.Kalsiyum spektral analiz sonuçları ile Holosen'de Karadeniz'de Sapropel çökelimi süresince 1400, 435, 190, 100, 75, 50 ve 35 yıllık; Marmara Denizi Sapropel çökelimi sırasında 450, 165, 100, 75 ve 35 yıllık döngüsellikler tespit edilmiştir. Titanyumun (ve Rb'un) spektral analizleri Karadeniz Sapropelinin çökelimi döneminde 3400, 650, 500, 435, 285, 185, 100, 75 ve 35 yıllık; Marmara Denizi Sapropel çökelimi sırasında 435, 285, 100, 65, 35 yıllık döngüsellikler bulunmuştur. Anadolu girdilerini temsil eden Karadeniz SL-12 Karotu ve Marmara Denizi C-7 Karotunda Sapropel çökelimi süresince döngüsellikler benzerdir. Ancak bu karotlardaki döngüsellikler Avrupa girdilerini temsil eden Batı Karadeniz GC-19 Karotundakine göre bazı farklılıklar göstermektedir. Bu durum Avrupa ve Anadolu'yu etkileyen iklim sistemlerindeki farklılıktan kaynaklanmış olmalıdır.Karadeniz'de yaklaşık G.Ö. 4.6- 3.5 bin yılları arasında Thalassiosira sp. değerlerinin azalması nehir yoluyla gelen tatlı su girdisinde azalmaya ve nisbeten kurak bir döneme işaret etmektedir.G.Ö. 3 bin yıl ile günümüz arasında acı su diyatom türlerindeki artış, bu dönemde bol nehir suyu girdisi ile yüzey suyu tuzluluğunun düştüğünü göstermektedir.Son 1800 yılda Karadeniz'de Kokolit biriminde izlenen Ca profilleri G.Ö. 1670- 1540, 1450- 1350, 1100- 990, 900- 760, 660- 580, 500- 480, 400- 250, 100- 35 yılları arasında yüksek değerler vermektedir. Son 1800 yılda Ca ve Ti değerlerindeki döngüsellikler Karadeniz'de 300, 100- 150, 50- 70, 35, 15 yıllık; Marmara Denizi'nde 100, 55, 35, 25 ve 15 yıllık periyodlarla ifade edilmektedir. Karadeniz karotlarında organik üretimi veren Ca ve karasal kırıntı mineral girdisini veren Ti'un spektral analizleri; bulunan periyodların çoğunun güneşin 11 yıllık etkinlik döngüselliği ve bunun genlik modülasyonları olan 22 yıllık (Hale), 87 yıllık (Gleissberg) ve 210 yıllık (Suess) periyodlarına benzerlik göstermektedir.Karadeniz'de G.Ö. 360 ile 330 yılları arasında (yaklaşık M.S. 1660- 1640 arası) ani bir Ca ve Sr artışı izlenirken daha küçük Ca pikleri G.Ö. 540 ve ve 210 yıllarında da görülmektedir. Bu yüksek Ca ve Sr dönemlerinde Ti, Rb, Fe ve K gibi kırıntı girdisini gösteren element değerleri azalırken, Br ve Corg değerleri artmaktadır. Bu sonuç, yüksek Ca değerlerinin görüldüğü dönemlerde yüksek Kokolit (Emiliania huxleyi) üretimine işaret etmektedir. En yüksek Ca pikinin olduğu M.S. 1640- 1700 yılları Küçük Buzul Çağının (Little Ice Age: M.S. 1300- 1900) en soğuk dönemi olan Late Maunder Minimuma (M.S. 1645- 1715; Eddy, 1978; Pfister, 1994) karşılık gelmektedir. Diğer küçük soğuma dönemleri G.Ö. 540 (M.S. 1460) ve 210 (M.S. 1790) yılları dolaylarında izlenmektedir. Bunlardan G.Ö. 540 (M.S. 1460) yılı Spörer Minimum dönemini (M.S. 1550- 1430) temsil etmektedir.

Abstract:
Low detrital mineral input and relatively high smectite from Anatolia are observed in the Sea of Marmara during the Last Glacial Maximum (LGM: 22- 17.9 ka BP; all ages calibrated to calendar years). Heinrich 1 (H1: 17.9- 16.5 ka BP), Red Layer (RL: 16.5- 14.8 ka BP) and Younger Dryas (YD: 12.9- 11.9 ka BP) periods in the Black Sea are characterized by high detrital minerals (Rb and Ti), sedimentation rates, magnetic susceptibility and relatively high illite, all indicating high fresh water input sourced mainly from Europe, which in turn imply high Black Sea lake water level and export of freshwater into the Sea of Marmara. The Mn and Fe enrichments occur during the H1, RL and YD periods. The major reason in iron enrichment was the sulfate-limited lake waters and preservation of Fe as Fe-oxides and silicates. During the RL period, North European sourced melt waters transported Mn into in Black Sea and ventilated the deep waters thereby causing the deposition of the reduced Mn (II) as Mn oxyhydroxides. Observation of similar proxy signals in the Sea of Marmara during the same periods indicate freshwater export from the Black Sea to Sea of Marmara.The C3, C2 and C1 carbonate units, which are characterized by low sedimentation rates, were deposited in the Black Sea during 14.8- 12.9 ka BP (Bølling/ Allerød: B/A), 11.9- 9.3 ka BP and 8.6- 7.58 ka BP (lake/ marine transition), respectively. C3 and C2 carbonate units are of calcite composition, whereas C1 unit is predominantly of aragonite. The early Holocene and B/A temperate- dry climatic periods were suitable for deposition of the C3 and C2 carbonate units under warm and high evaporative conditions. The B/A period in both the Black Sea and Sea of Marmara are characterized with high carbonate content. The elemental geochemistry data during this period show that the detrital input declined and salinity increased in both the basins. The diatom data indicate that the Black Sea was the brackish lake during 14- 13 ka BP (B/A), but became freshwater lake during 13.5- 11.5 ka BP, as indicated by the invasion of the freshwater planktic species (Stephanodiscus sp.) Similar to the conditions during the B/A period, the early Holocene carbonate (C2) period, witnessed the a negative water budget and low water levels Black Sea, implying no connection with the Sea of Marmara.The Lake/ marine transition in the Sea of Marmara took place at 14.7 ka BP during the B/A. A similar transition in the Black Sea occurred later at 8.9 ka BP according to our diatom data. Diatom distributions in the Black Sea show that lake/ marine transition occurred gradually at about 1600 a. Marine water input in both seas caused aragonite-dominant carbonate deposition and resulted in a transition from a sulfate-limited system to the sulfate-dominated system, as indicated by abundant sulfide deposition. The marine water intrusion also caused water column stratification and rise of nutrient- enriched lake waters to photic zone that initiated the high organic productivity and Sapropel deposition at about 11.5 ka BP in the Sea of Marmara and 7.6 ka BP in the Black Sea. The presence of Sapropel units in both seas is well defined especially with high organic carbon and Mo values. The distributions of redox sensitive element show that Sapropel unit deposited suboxic- dysoxic conditions in the Sea of Marmara and anoxic conditions in the Black Sea. The suboxic- dysoxic bottom water conditions in the Sea of Marmara during the Sapropel deposition is supported by benthic foraminiferal distributions.The Sapropel deposition in the Sea of Marmara was interrupted during the Younger Dryas (YD) and the 8.2 ka cold event, as result of the acceleration of deep water circulation and oxygenation of the bottom waters. Sapropel deposition stopped at 7 ka BP in the Sea of Marmara and at 2.7 ka BP in the Black Sea. Mn profiles of cores in the Sea of Marmara show increased deep water oxygen levels during 3- 1 ka BP.Illite and smectite are the major clay minerals in the Black Sea and Sea of Marmara sediments. The former is regarded to be of European and the latter is of Anatolian source. In both the Black Sea and Sea of Marmara sediments deposited prior to 12 ka BP, illite is the predominant clay mineral, which was replaced by smectite as the most predominant clay mineral during the period from 12 ka BP to present, suggesting changes in the source and/ or climatic conditions with time. A gradual increase in the relative smectite content in both Black Sea and Sea of Marmara from 12 ka to present suggests an increase in precipitation in Anatolia from 12 ka BP to present. The smectite increase between 8- 7 ka BP, 6.6- 5.6 ka BP, 4.5 ka BP, 3.5 ka BP, 2.7 ka BP, 2.2- 2 ka BP, 1.3 ka BP and 0.5- 0.4 ka BP during the Holocene in both the Black Sea and Sea of Marmara point to an increase in precipitation during these periods, which most probably correspond to the North Atlantic (NAO or Bond) cycles.The results of spectral analysis of Ca data show 1400, 435, 190, 100, 75, 50 and 35 yearly cycles during the Holocene Sapropel deposition in the Black Sea, while 450, 165, 100, 75 and 35 yearly cycles are observed during the deposition of Sea of Marmara Sapropel. The spectral analysis of Titanium (and Rb) show that there are 3400, 650, 500, 435, 285, 185, 100, 75 and 35 yearly cycles during the Black Sea Sapropel deposition and 435, 285, 100, 65, 35 yearly cycles during the Sea of Marmara Sapropel deposition. The cycles are similar during Sapropel deposition in Core SL-12 from the Black Sea and Core C-7 from the Sea of Marmara with both cores representing the Anatolian inputs. However, the cycles in these cores show some differences from those observed in Core GC-19 located in the western Black Sea basin which is under the influence of the European inputs. These differences may have resulted from the changes in the climate system affecting Europe and Anatolia.The decrease in Thalassiosira sp. numbers between 3.5- 4.6 ka BP in the Black Sea indicates a decrease in riverine freshwater input and a relatively dry period. The increase in the brackish water diatom species between 3 ka BP and present points to a decrease in sea surface salinity and probably high freshwater input.Calcium profile of the upper part of the Coccolith Unit deposited during the last 1800 a in Black Sea gives high values during 1670- 1540, 1450- 1350, 1100- 990, 900- 760, 660- 580, 500- 480, 400- 250, 100- 35 a BP. The cycles of Ca and Ti values during last 1800 a have 300, 100- 150, 50- 70, 35, 15 yr periods in the Black Sea and 100, 55, 35, 25 and 15 yr periods in the Sea of Marmara. The spectral analyses of Ca as a proxy for primary productivity and that of Ti as a proxy for the continental detrital input in the Black Sea produce periodicities similar to the 11 a sun spot cycles and its amplitude modulation of 22 (Hale), 87 (Gleissberg) and 210 a (Suess) cycles. A sharp increase in Ca and Sr during the 360- 330 a BP period and smaller peaks at 540 a BP and 210 a BP are observed in the Black Sea. During such high Ca and Sr periods, detrital proxies such as Ti, Rb, Fe and K decrease, and organic matter proxies such as Br and Corg increase. These results indicate that the periods of high Ca and Sr are associated with high Coccolith (Emiliania huxleyi) production. The highest Ca peak has an age of AD 1640-1700 that corresponds to the Late Maunder Minimum, the coldest period of Little Ice Age (AD 1645- 1715; Eddy, 1978; Pfister, 1994). Other small cold periods are observed 540 a BP (AD 1460) and 210 a BP (AD 1790). The date of 540 a BP (AD 1460) corresponds the Spörer Minimum cold period (AD 1550- 1430).