Зледеніння Янкіуе

Зледеніння Янкіуе — зледеніння останнього льодовикового періоду на півдні Чилі. [1] Терен розповсюдження льодовика лежить на захід від озера Янкіуе, де були виявлені різні кінцеві моренні системи, що належать до останнього льодовикового періоду. [2] Зледеніння є останнім епізодом існування Патагонського льодовикового щита.

Мапа Чилійського озерного краю, де було виявлено зледеніння Янкіуе.

Попередній інтергляціал відомий як Вальдівійський інтергляціал має назву за містом Вальдівія. [3]

Загальна характеристика

Характеристики зледеніння відрізняються залежно від широти. У Центральному Чилі, на південь від пустелі Атакама, ступінь заледеніння Янкіуе корелюється опадами, які збільшуються на південь. [4] Максимальне просування льодовиків не було синхронним по всьому широтному градієнту, оскільки воно було викликано зсувами на північ та південь Західних вітрів, що приносить вологу, та шляхи циклонів. [4][5][6] Льодовики у центральній частині Чилі були особливо чутливими до зрушень у структурі опадів, а льодовики на півдні Чилі (39–43° S) були чутливими як до опадів, так і до температури, що корелювало з глобальними температурними тенденціями. [4][5][6]

Під час найбільшого просування льодовика зледеніння Янкіуе в Чилі показало помітну різницю на північ і південь від широти 41.5° S. На півдні язики льодовиків андійських долин злилися і розповсюдилися, займаючи сьогоднішнє море Чилое та інші морські басейни. Іноді льодовик доходив аж до підніжжя Чилійського прибережного хребта в Чилое. Це означало, що регіон на південь від 41.5° S зазнавав зледеніння під час найбільшого просування льодовика. Натомість, льодовики Андійських долини, що виходили до Центральної долини Чилі в Чилійському озерному краї (39–41.5° S), утворювали великі, але окремі льодовикові язики, що означає, що зледеніння залишалося обмеженим топографією, будучи заледенінням долинних льодовиків, або іншими словами альпійського типу. [6][7]

У Чилійському озерному краї і Чилое великі рівнини, що утворилися під час заледеніння Янкіуе, розташовані між моренами Янкіуе і моренами старішого зледеніння Санта-Марія. [8][9] В даний час ці морени містять характерний ґрунт і рослинність типу ньяді. [8]

У пустелі Атакама найвищі вершини залишалися вільними від льоду протягом усього четвертинного періоду. [10] Сухі райони на схід від Анд у Патагонії не зазнали зледеніння, але були розвинуті перигляціальні особливості, такі як крижані клини, полігональний грунт, гідролаколіти, кам'яні річки, пальзи, кріотурбація ґрунту, відкладення соліфлюкції під час зледеніння Янкіуе [11]

Узбережжя Чилі на північ від 42° S і більша частина Чилійського прибережного хребта не зазнали зледеніння, а також були вільними від перигляціації. [12] Проте невеликі льодовики існували у найвищій частині Чилійського прибережного хребта. На висотах понад 100 м (Кордильєра-Піучен) або 600 м (Кордильєра-де-Науельбута) ґрунти Чилійського узбережжя були порушені соліфлюкцією. [13] Між 41 і 37° ° S, прибережний регіон, нижні схили Чилійського прибережного хребта та найзахідніша частина Центральної долини Чилі залишалися вільними від льодовикових, флювіогляциальних і перигляціальних форм, тобто ці регіони (зокрема на схилах Кордильєра-де-Науельбута) були рефугіями для вальдівійських помірних дощових лісів. [12][13]

Розвиток зледеніння

Палінологічний аналіз у Чилое показує існування принаймні трьох інтерстадіалів, під час зледеніння Янкіуе. Перший інтерстадіал розпочався за 57 000 років тому і закінчився не пізніше 49 000 років тому. Під час інтерстадіалів хвойні рослини Fitzroya та Pilgerodendron мали набагато більшу географічну протяжність, ніж зараз, що зростали в цей час у Центральній долині Чилі на широтах від 41° до 43° S. [14] Між 30 і 40° S льодовики досягли свого максимального просування приблизно на 40-35 тис. тому. [4] У порівнянні з районами Янкіуе і Чилое максимальне просування льодовика було досягнуто набагато раніше у Кордильєра-дель-Пайне та протоці Ултіма-Есперанса (51-52° S), де пік заледеніння досягнув приблизно 48 000 років тому. [15]

Розрізняють п’ять просувань льодовиків на захід у південному Чилійському озерному краї та Чилое (40–42,5° S): 33 600, 30 800, 26 900, 26 000 та 17 700–18 100 років тому. [5]

Останній льодовиковий максимум

Під час останнього льодовикового максимуму долинні льодовики злилися і спустилися з Анд, зайняли озерні та морські басейни, де вони зазнали розвитку, утворюючи великі передгірні язики льодовика. Льодовики простягалися приблизно на 7 км на захід від сучасного озера Янкіуе, але не більше ніж на 2–3 км на південь від нього. У той же час озеро Науель-Уапі в Аргентині також зазнало зледеніння. На більшій частині Чилое просування льодовикf досягло піку 26 000 років тому, утворюючи довгу морену з півночі на південь вздовж східного узбережжя острова Чилое. [7] Навіть між сусідніми частками льодовика максимальна протяжність льодовика не була синхронною; В той час час коли льодовик, що займав басейн Пуєуе (40°41' S), зазнав танення у моренне озеро Пуєуе, льодовик у басейні Рупанко (40°49' S) зазнав найбільшого розвитку. [16]

Незважаючи на просування льодовика, значна частина території на захід від озера Янкіуе все ще залишалася вільною від льоду під час останнього льодовикового максимуму. [17][5] Протягом найхолоднішого періоду останнього максимуму льодовика на цих теренах переважали альпійські луки. Подальше потепління, спричинило повільний розвиток лісів Nothofagus [17][5]. У цьому біомі чергувались Магелланові вересові пустища з лісом Nothofagus, і в міру потепління у цьому районі почали рости навіть теплолюбні дерева. Верхня межа лісу була нижче сьогоденної приблизно на 1000 м під час найхолоднішого періоду, але вона поступово підвищувалася до 19 300 років тому. Тимчасове похолодання призвело до заміни більшої частини деревної рослинності на Магелланові вересові пустища та альпійські луки. [5]

Мало відомо про масштаби зледеніння під час останнього льодовикового максимуму на північ від Чилійського озерного краю. На півночі, у Сухих Андах Центрального Чилі під час останнього льодовикового максимуму, через підвищену вологість відбулось просування принаймні деяких гірських льодовиків. [10]

Дослідження Oreobolus obtusangulus припускає, що ця рослина пережила зледеніння в трьох льодовикових рефугіях: південно-центральна частина Чилі, східні Патагонські Анди та сході Вогняної Землі. [18]

Дегляціація

Швидке потепління почалося за 17 800 років до сьогодення, що супроводжувалося відступом льодовиків і швидкою колонізацією Nothofagus dombeyi і подальшим розвитком вальдівійських помірних дощових лісів вище колишньої верхньої межі лісу. Види рослин Магелланових вересових пустищ, що процвітали у нельодовикових районах протягом короткого стадіалу 19 300–17 800 років до сьогодення, були значною мірою зникли, коли умови змінилися від надвологих до вологих. [5] Дегляціація, що почалася в 17 800 до сьогодення, відбувалась паралельно подібним подіями у Новій Зеландії [5][17]

Після загального пізнього льодовикового максимуму відбувся новий імпульс просування льодовика близько 14 850 років до сьогодення. У цей моментльодовиковий язик Гольфо-Корковадо (близько 43° S)мав найбільшу довжину за останні 30 000 років. Інші льодовикові язики просунулися до свого найбільшого розвитку під час пізньольодовикового максимуму. [6] Дегляціація була майже завершена 14 000 років до сьогодення. [17] Рослинність Магелланових вересових пустищ навколо озера Янкіуе була замінена Північнопатагоніськими вологими лісами: Myrtaceae, Nothofagus dombeyi, Fitzroya cupressoides і Lomatia. [17] Науковці вважають, що подальше потепління призвело до того, що хвойні ліси, у тому числі Fitzroya cupressoides, поступились місцем іншим типам рослинності на більшій частині низовин і отримали своє сучасне переривчасте поширення у прохолодних висотах Чилійського узбережжя та Анд. [14]

Під час дегляціації існували ефемерні моренні озера: палеоозеро Теуельче у Торрес-дель-Пайне (51° S). [19][20]

Примітки
  1. Heusser, C.J. (1974). Vegetation and climate of the southern Chilean Lake District during and since the last interglaciation. Quaternary Research 4 (3): 290–315. Bibcode:1974QuRes...4..290H. doi:10.1016/0033-5894(74)90018-0.
  2. Porter, Stephen C. (1981). Pleistocene glaciation in the southern Lake District of Chile. Quaternary Research 16 (3): 263–292. Bibcode:1981QuRes..16..263P. doi:10.1016/0033-5894(81)90013-2.
  3. Astorga, G.; Pino, M (2011). Fossil leaves from the last interglacial in Central-Southern Chile: Inferences regarding the vegetation and paleoclimate. Geologica Acta 9 (1): 45–54.
  4. Zech, Roland; May, Jan-Hendrik; Kull, Christoph; Ilgner, Jana; Kubik, Peter W.; Heinz, Veit (2008). Timing of the late Quaternary glaciation in the Andes from 15 to 40° S. Journal of Quaternary Science 23 (6–7): 635–647. Bibcode:2008JQS....23..635Z. doi:10.1002/jqs.1200.
  5. Moreno, Patricio I.; Denton, Geoge H.; Moreno, Hugo; Lowell, Thomas V.; Putnam, Aaron E.; Kaplan, Michael R. (2015). Radiocarbon chronology of the last glacial maximum and its termination in northwestern Patagonia. Quaternary Science Reviews 122: 233–249. Bibcode:2015QSRv..122..233M. doi:10.1016/j.quascirev.2015.05.027. Проігноровано невідомий параметр |hdl-access= (довідка); Проігноровано невідомий параметр |hdl= (довідка)
  6. Heusser, C.J. (2004). Ice Age Southern Andes. Developments in Quaternary Science. Elsevier. с. 25–29.
  7. García, Juan L. (2012). Late Pleistocene ice fluctuations and glacial geomorphology of the Archipiélago de Chiloé, southern Chile. Geografiska Annaler: Series A, Physical Geography 94 (4): 459–479. doi:10.1111/j.1468-0459.2012.00471.x. Проігноровано невідомий параметр |hdl-access= (довідка); Проігноровано невідомий параметр |hdl= (довідка)
  8. Ramírez, Carlos; Mac Donald, Roberto; San Martín, Cristina (March 1996). Uso forestal de los ecosistemas de "ñadi": Riesgos ambientales de la transformación de suelos en la Región de Los Lagos. Ambiente y Desarrollo (ісп.) XII (1): 82–88. Процитовано 24 листопада 2013.
  9. Heusser, Calvin J.; Heusser, Linda E.; Lowell, Thomas V. (1999). Paleoecology of the Southern Chilean Lake District-Isla Grande de Chiloé during MiddleLate Llanquihue Glaciation and Deglaciation. Geografiska Annaler: Series A, Physical Geography 81 (2): 231–284. doi:10.1111/j.0435-3676.1999.00058.x.
  10. Harrison, Stephan (2004). The Pleistocene glaciations of Chile. У Ehlers, J.; Gibbard, P.L. Quaternary Glaciations - Extent and Chronology: Part III: South America, Asia, Africa, Australasia, Antarctica. с. 91–97.
  11. Trombotto Liaudat, Darío (2008). Geocryology of Southern South America. У Rabassa, J.. The Late Cenozoic of Patagonia and Tierra del Fuego. с. 255–268. ISBN 978-0-444-52954-1.
  12. Villagrán, Carolina; Hinojosa, Luis Felipe (2005). Esquema biogeográfico de Chile. У Llorente Bousquests, Jorge; Morrone, Juan J. Regionalización Biogeográfica en Iberoámeríca y tópicos afines (ісп.). Mexico: Ediciones de la Universidad Nacional Autónoma de México, Jiménez Editores.
  13. Veit, Heinz; Garleff, Karsten (1995). Evolución del paisaje cuaternario y los suelos de Chile Central-Sur. У Armesto, Juan J.; Villagrán, Carolina; Arroyo, Mary Kalin. Ecología de los bosques nativos de Chile. Santiago de Chile: Editorial Universitaria. с. 29–49. ISBN 978-9561112841.
  14. Villagrán, Carolina; León, Ana; Roig, Fidel A. (2004). Paleodistribución del alerce y ciprés de las Guaitecas durante períodos interestadiales de la Glaciación Llanquihue: provincias de Llanquihue y Chiloé, Región de Los Lagos, Chile. Revista geológica de Chile (ісп.) 31 (1): 133–151. doi:10.4067/S0716-02082004000100008. Проігноровано невідомий параметр |doi-access= (довідка)
  15. García, Juan-Luis; Hein, Andrew S.; Binnie, Steven A.; Gómez, Gabriel A.; González, Mauricio A.; Dunai, Tibor J. (2018). The MIS 3 maximum of the Torres del Paine and Última Esperanza ice lobes in Patagonia and the pacing of southern mountain glaciation. Quaternary Science Reviews 185: 9–26. Bibcode:2018QSRv..185....9G. doi:10.1016/j.quascirev.2018.01.013. Проігноровано невідомий параметр |hdl-access= (довідка); Проігноровано невідомий параметр |hdl= (довідка)
  16. Heirman, Katrien; De Batist, Marc; Charlet, Francois; Moernaut, Jasper; Chapron, Emmanuel; Brümmer, Robert; Pino, Mario; Urrutia, Roberto (2011). Detailed seismic stratigraphy of Lago Puyehue: implications for the mode and timing of glacier retreat in the Chilean Lake District. Journal of Quaternary Science 26 (7): 665–674. Bibcode:2011JQS....26..665H. doi:10.1002/jqs.1491.
  17. Lowell, T.V.; Heusser, C.J.; Andersen, B.J.; Moreno, P.I.; Hauser, A.; Heusser, L.E.; Schlüchter, C.; Marchant, D.R. та ін. (1995). Interhemispheric Correlation of Late Pleistocene Glacial Events. Science 269 (5230): 1541–1549. Bibcode:1995Sci...269.1541L. PMID 17789444. doi:10.1126/science.269.5230.1541.
  18. Pfanzelt, S.; Albach, D.; von Hagen, K.B. (2017). Tabula rasa in the Patagonian Channels? The phylogeography of Oreobolus obtusangulus (Cyperaceae).. Molecular Ecology 26 (15): 4027–4044. PMID 28437593. doi:10.1111/mec.14156.
  19. García, Juan-Luis; Hall, Brenda L.; Kaplan, Michael R.; Vega, Rodrigo M.; Strelin, Jorge A. (2014). Glacial geomorphology of the Torres del Paine region (southern Patagonia): Implications for glaciation, deglaciation and paleolake history. Geomorphology 204: 599–616. Bibcode:2014Geomo.204..599G. doi:10.1016/j.geomorph.2013.08.036. Проігноровано невідомий параметр |hdl-access= (довідка); Проігноровано невідомий параметр |hdl= (довідка)
  20. Solari, Marcelo A.; Le Roux, Jacobus P.; Hervé, Francisco; Airo, Alessandro; Calderón, Mauricio (2012). Evolution of the Great Tehuelche Paleolake in the Torres del Paine National Park of Chilean Patagonia during the Last Glacial Maximum and Holocene. Andean Geology 39 (1): 1–21. doi:10.5027/andgeoV39N1-a01. Проігноровано невідомий параметр |doi-access= (довідка)
This article is issued from Wikipedia. The text is licensed under Creative Commons - Attribution - Sharealike. Additional terms may apply for the media files.