Letztes Gletschermaximum – Wikipedia

Posted on by
before-content-x4

Letztes Gletschermaximum während der letzten Eiszeit, bei dem die Eisdecke am größten war

 after-content-x4

Das Letztes Gletschermaximum ((LGM), auch als bezeichnet Spätglaziales Maximumwar die jüngste Zeit während der letzten Eiszeit, in der die Eisplatten am stärksten waren. Eisschilde bedeckten einen Großteil Nordamerikas, Nordeuropas und Asiens und beeinflussten das Erdklima tiefgreifend, indem sie Dürre, Wüstenbildung und einen starken Rückgang des Meeresspiegels verursachten.[1]

Nach Angaben von Clark et al. Begann das Wachstum der Eisdecke vor 33.000 Jahren, und die maximale Bedeckung lag zwischen 26.500 und 19 bis 20.000 Jahren, als die Enteisung auf der Nordhalbkugel begann und einen plötzlichen Anstieg des Meeresspiegels verursachte. Der Rückgang der Eisdecke der Westantarktis erfolgte vor 14.000 bis 15.000 Jahren, was mit Hinweisen auf einen weiteren plötzlichen Anstieg des Meeresspiegels vor etwa 14.500 Jahren übereinstimmt.[2][3]

Die LGM wird in Großbritannien als die bezeichnet Dimlington Stadial, datiert auf zwischen 31.000 und 16.000 Jahre.[4][5]

In der Archäologie des paläolithischen Europas umfasst die LGM die Kulturen der Aurignacier, Gravettianer, Solutreer, Magdalenianer und Périgordianer.

Dem LGM folgte das Late Glacial Interstadial.

Gletscherklima[edit]

 after-content-x4
Temperatur-Proxies für die letzten 40.000 Jahre.

Laut Blue Marble 3000 (ein Video der Fachhochschule Zürich) betrug die globale Durchschnittstemperatur um 19.000 v. Chr. (Vor etwa 21.000 Jahren) 9 ° C (48 ° F).[7] Dies ist etwa 6 ° C (11 ° F) kälter als der Durchschnitt 2013–2017. Dies wurde in einer 2020 veröffentlichten Studie bestätigt, in der festgestellt wurde, dass das letzte Gletschermaximum ~ 6,1 ° C kälter war als heute. Die Studie ergab auch, dass die Gleichgewichtsklimasensitivität 3,4 ° C betrug, was mit dem festgelegten Konsensbereich von 2–4,5 ° C übereinstimmt.[8][9]

Laut dem United States Geological Survey (USGS) bedeckte permanentes Sommereis während des letzten Gletschermaximums etwa 8% der Erdoberfläche und 25% der Landfläche.[10] Die USGS gibt auch an, dass der Meeresspiegel etwa 125 Meter niedriger war als in der heutigen Zeit (2012).[10]

Im Vergleich zur Gegenwart betrug die durchschnittliche globale Temperatur für den Zeitraum 2013–2017 15 ° C.[11] Derzeit (Stand 2012) sind etwa 3,1% der Erdoberfläche und 10,7% der Landfläche ganzjährig mit Eis bedeckt.[10]

Die Bildung einer Eisdecke oder Eiskappe erfordert sowohl längere Kälte als auch Niederschlag (Schnee). Daher blieb Ostasien trotz ähnlicher Temperaturen wie in vergletscherten Gebieten in Nordamerika und Europa ungegletschert, außer in höheren Lagen. Dieser Unterschied war darauf zurückzuführen, dass die Eisplatten in Europa über ihnen ausgedehnte Antizyklone produzierten.

Diese Antizyklone erzeugten Luftmassen, die beim Erreichen von Sibirien und der Mandschurei so trocken waren, dass es niemals zu Niederschlägen kommen konnte, die für die Bildung von Gletschern ausreichten (außer in Kamtschatka, wo diese Westwinde Feuchtigkeit aus dem Japanischen Meer hoben). Die relative Wärme des Pazifischen Ozeans aufgrund der Abschaltung des Oyashio-Stroms und das Vorhandensein großer Ost-West-Gebirgszüge waren sekundäre Faktoren, die die kontinentale Vereisung in Asien verhinderten.

Überall auf der Welt war das Klima am Last Glacial Maximum kühler und fast überall trockener. In extremen Fällen wie Südaustralien und der Sahelzone hätte der Niederschlag im Vergleich zur Gegenwart um bis zu 90% abnehmen können, wobei die Flora fast genauso stark abnahm wie in vergletscherten Gebieten Europas und Nordamerikas. Selbst in weniger betroffenen Regionen war die Regenwaldbedeckung stark verringert, insbesondere in Westafrika, wo es nur wenige gab Refugia waren von tropischen Wiesen umgeben.

Der Amazonas-Regenwald wurde durch eine ausgedehnte Savanne in zwei große Blöcke aufgeteilt, und die tropischen Regenwälder Südostasiens waren wahrscheinlich in ähnlicher Weise betroffen. An ihrer Stelle dehnten sich Laubwälder aus, mit Ausnahme der östlichen und westlichen Enden des Sundaland-Schelfs. Nur in Mittelamerika und in der kolumbianischen Region Chocó blieben die tropischen Regenwälder im Wesentlichen intakt – wahrscheinlich aufgrund der außerordentlich starken Niederschläge in diesen Regionen.

Eine Karte der Vegetationsmuster während des letzten Gletschermaximums.

Die meisten Wüsten der Welt dehnten sich aus. Ausnahmen gab es im heutigen Westen der Vereinigten Staaten, wo Änderungen im Jetstream starken Regen in Gebiete brachten, die jetzt Wüste sind und sich große Pluvialseen bildeten, von denen der bekannteste der Bonneville-See in Utah ist. Dies geschah auch in Afghanistan und im Iran, wo sich im Dasht-e Kavir ein großer See bildete.

In Australien bedeckten wechselnde Sanddünen den halben Kontinent, während der Chaco und die Pampa in Südamerika ähnlich trocken wurden. Die heutigen subtropischen Regionen verloren auch den größten Teil ihrer Waldfläche, insbesondere in Ostaustralien, im Atlantikwald Brasiliens und in Südchina, wo offenes Waldland aufgrund trockenerer Bedingungen dominierte. In Nordchina – trotz des kalten Klimas nicht vergletschert – herrschte eine Mischung aus Grünland und Tundra vor, und selbst hier lag die nördliche Grenze des Baumwachstums mindestens 20 ° weiter südlich als heute.

In der Zeit vor dem letzten Gletschermaximum waren viele Gebiete, die völlig unfruchtbar wurden, feuchter als heute, insbesondere in Südaustralien, wo die Besetzung durch die Aborigines mit einer Regenzeit zwischen 40.000 und 60.000 Jahren vor der Gegenwart zusammenfällt (BP, a formale Messung nicht kalibrierter Radiokohlenstoffjahre, gezählt ab 1950 CE).

Auswirkungen auf die Welt[edit]

Während des letzten Gletschermaximums war ein Großteil der Welt kalt, trocken und unwirtlich, mit häufigen Stürmen und einer staubbeladenen Atmosphäre. Die Staubigkeit der Atmosphäre ist ein herausragendes Merkmal in Eisbohrkernen. Der Staubgehalt war 20- bis 25-mal höher als jetzt.[12] Dies war wahrscheinlich auf eine Reihe von Faktoren zurückzuführen: verringerte Vegetation, stärkere globale Winde und weniger Niederschlag, um Staub aus der Atmosphäre zu entfernen.[12] Die massiven Eisplatten sperrten Wasser ab, senkten den Meeresspiegel, legten Festlandsockel frei, verbanden Landmassen und schufen ausgedehnte Küstenebenen.[13] Während des letzten Gletschermaximums vor 21.000 Jahren war der Meeresspiegel etwa 125 Meter niedriger als heute.[14]

Afrika und der Nahe Osten[edit]

In Afrika und im Nahen Osten bildeten sich viele kleinere Berggletscher, und die Sahara und andere Sandwüsten wurden stark erweitert.[13]

Der Persische Golf ist durchschnittlich etwa 35 Meter tief und der Meeresboden zwischen Abu Dhabi und Katar ist noch flacher und meist weniger als 15 Meter tief. Seit Tausenden von Jahren versorgte der Ur-Shatt (ein Zusammenfluss der Tigris-Euphrat-Flüsse) den Golf mit frischem Wasser, als er durch die Straße von Hormuz in den Golf von Oman floss.

Bathymetrische Daten deuten darauf hin, dass es im Persischen Golf zwei Paläo-Becken gab. Das zentrale Becken hat sich möglicherweise einer Fläche von 20.000 km genähert2, in vollem Umfang vergleichbar mit Seen wie dem Malawisee in Afrika. Vor 12.000 bis 9000 Jahren wäre ein Großteil des Golfbodens freigelegt geblieben und erst nach 8.000 Jahren vom Meer überflutet worden.[15]

Es wird geschätzt, dass die jährlichen Durchschnittstemperaturen im südlichen Afrika um 6 ° C niedriger waren als derzeit während des letzten Eiszeitmaximums. Dies allein hätte jedoch nicht ausgereicht, um eine weit verbreitete Vereisung oder einen Permafrost in den Drakensbergen oder im Hochland von Lesotho zu verursachen.[16] Das saisonale Einfrieren des Bodens im Hochland von Lesotho hat möglicherweise Tiefen von 2 Metern oder mehr unter der Oberfläche erreicht.[17] Während des letzten Gletschermaximums entwickelten sich jedoch einige kleine Gletscher, insbesondere an Südhängen.[16] In den Hex River Mountains, am Westkap, weisen Blockbäche und Terrassen in der Nähe des Gipfels von Matroosberg auf vergangene periglaziale Aktivitäten hin, die wahrscheinlich während des letzten Gletschermaximums aufgetreten sind.[18]

Asien[edit]

Es gab Eisschilde im modernen Tibet (obwohl Wissenschaftler weiterhin darüber debattieren, inwieweit das tibetische Plateau mit Eis bedeckt war) sowie in Baltistan und Ladakh. In Südostasien bildeten sich viele kleinere Berggletscher, und der Permafrost bedeckte Asien bis nach Peking. Aufgrund des gesenkten Meeresspiegels waren viele der heutigen Inseln mit den Kontinenten verbunden: Die indonesischen Inseln bis nach Borneo und Bali waren in einer Landmasse namens Sundaland mit dem asiatischen Kontinent verbunden. Palawan war auch Teil von Sundaland, während der Rest der Philippinen eine große Insel bildete, die nur durch die Sibutu-Passage und die Mindoro-Straße vom Kontinent getrennt war.[19]

Australasien[edit]

Das australische Festland, Neuguinea, Tasmanien und viele kleinere Inseln bildeten eine einzige Landmasse. Dieser Kontinent wird heute manchmal als Sahul bezeichnet.

Zwischen Sahul und Sundaland – einer Halbinsel Südostasiens, die das heutige Malaysia sowie West- und Nordindonesien umfasste – blieb ein Archipel von Inseln, die als Wallacea bekannt sind. Die Wasserlücken zwischen diesen Inseln Sahul und Sundaland waren erheblich enger und weniger zahlreich.

Die beiden Hauptinseln Neuseelands sowie die dazugehörigen kleineren Inseln wurden zu einer Landmasse zusammengefasst. Nahezu alle Südalpen standen unter permanentem Eis, und die Gletscher erstreckten sich in weiten Teilen des umliegenden Hochlandes.[20]

Europa[edit]

Nordeuropa war größtenteils von Eis bedeckt, die südliche Grenze der Eisdecke führte durch Deutschland und Polen. Dieses Eis erstreckte sich nach Norden, um Spitzbergen und Franz-Josef-Land zu bedecken, und nach Nordosten, um die Barentssee, die Kara-See und Novaya Zemlya zu besetzen, und endete auf der Taymyr-Halbinsel.[21]

Im Nordwesten Russlands erreichte die fennoskandische Eisdecke ihre LGM-Ausdehnung von 17 ka BP, fünftausend Jahre später als in Dänemark, Deutschland und Westpolen. Außerhalb des Ostseeschildes und insbesondere in Russland war der LGM-Eisrand des fennoskandischen Eisschildes stark gelobt. Die wichtigsten LGM-Lappen Russlands folgten den Becken Dvina, Vologda und Rybinsk. Lappen entstanden als Ergebnis von Eis nach flachen topografischen Vertiefungen, die mit einem weichen Sedimentsubstrat gefüllt waren.[22]

Permafrost bedeckte Europa südlich der Eisdecke bis zum heutigen Szeged in Südungarn. Eis bedeckte ganz Island.[23] Eis bedeckte Irland und fast ganz Wales, wobei die südliche Grenze der Eisdecke ungefähr vom aktuellen Standort von Cardiff nordnordöstlich nach Middlesbrough und dann über Doggerland nach Dänemark verlief.[24]

Nordamerika[edit]

In Nordamerika bedeckte das Eis im Wesentlichen ganz Kanada und erstreckte sich ungefähr bis zu den Flüssen Missouri und Ohio sowie nach Osten bis nach Manhattan. Zusätzlich zum großen Cordilleran-Eisschild in Kanada und Montana rückten alpine Gletscher vor und (an einigen Stellen) bedeckten Eiskappen einen Großteil der Rocky Mountains weiter südlich. Die Breitengradienten waren so scharf, dass der Permafrost nur in großen Höhen weit südlich der Eisdecke reichte. Gletscher zwangen die frühen menschlichen Populationen, die ursprünglich aus Nordost-Sibirien nach Refugien gewandert waren, ihre genetische Variation durch Mutation und Drift um. Dieses Phänomen begründete die älteren Haplogruppen der amerikanischen Ureinwohner, und spätere Migrationen sind für nordnordamerikanische Haplogruppen verantwortlich.[25]

Auf der Insel Hawaii haben Geologen seit langem Ablagerungen von Gletschern auf Mauna Kea in den letzten Eiszeiten erkannt. Die neuesten Arbeiten zeigen, dass Ablagerungen von drei Gletscherepisoden seit 150.000 bis 200.000 Jahren auf dem Vulkan erhalten sind. Gletschermoränen auf dem Vulkan entstanden vor etwa 70.000 Jahren und vor etwa 40.000 bis 13.000 Jahren. Wenn sich auf Mauna Loa Gletscherablagerungen gebildet haben, wurden diese längst von jüngeren Lavaströmen begraben.[26]

Südamerika[edit]

Während des letzten Gletschermaximums verschmolzen die Talgletscher in den südlichen Anden (38–43 ° S) und stiegen von den Anden in Lacustrine- und Meeresbecken ab, wo sie sich ausbreiteten und große piemontesische Gletscherlappen bildeten. Die Gletscher erstreckten sich etwa 7 km westlich des modernen Llanquihue-Sees, jedoch nicht mehr als 2 bis 3 km südlich davon. Gleichzeitig wurde auch der argentinische Nahuel-Huapi-See vergletschert.[27] Über den meisten Chiloé-Gletschern erreichte der Vormarsch in 26.000 Jahren v. Zu diesem Zeitpunkt war die Vereisung auf dem Breitengrad von Chiloé vom Typ einer Eisdecke, im Gegensatz zu der weiter nördlich in Chile gefundenen Vereisung im Tal.[28]

Trotz des Fortschreitens der Gletscher war ein Großteil des Gebiets westlich des Llanquihue-Sees während des letzten Gletschermaximums noch eisfrei.[29][30] Während der kältesten Zeit des letzten Gletschers wurde die maximale Vegetation an diesem Ort von alpinen Kräutern auf weit geöffneten Flächen dominiert. Die darauf folgende globale Erwärmung führte zu einer langsamen Veränderung der Vegetation hin zu einer dünn verteilten Vegetation, die von dominiert wird Nothofagus Spezies.[29][30] Innerhalb dieser Parklandschaftsvegetation wechselten sich magellanische Moorlandschaften mit ab Nothofagus Wald, und mit fortschreitender Erwärmung begannen sogar Bäume mit warmem Klima in der Gegend zu wachsen. Es wird geschätzt, dass die Baumgrenze während der kältesten Zeit im Vergleich zu den heutigen Höhen etwa 1000 m abgesenkt war, aber sie stieg allmählich bis 19.300 Jahre vor Christus an. Zu dieser Zeit verursachte eine kalte Umkehrung einen Ersatz eines Großteils der Baumvegetation durch magellanische Moor- und Alpenarten.[30]

Über das Ausmaß der Gletscher während des letzten Gletschermaximums nördlich des chilenischen Seengebiets ist wenig bekannt. Im Norden ist in den trockenen Anden von Zentral- und dem letzten Gletschermaximum eine erhöhte Luftfeuchtigkeit und der nachgewiesene Fortschritt zumindest einiger Berggletscher zu verzeichnen.[31]

In der südlichen Hemisphäre bedeckte die patagonische Eisdecke das gesamte südliche Drittel Chiles und angrenzende Gebiete Argentiniens. Auf der Westseite der Anden erreichte die Eisdecke den Meeresspiegel bis in den 41 Grad südlich des Chacao-Kanals.[citation needed] Die Westküste Patagoniens war größtenteils vergletschert, aber einige Autoren haben auf die mögliche Existenz eisfreier Refugien für einige Pflanzenarten hingewiesen. Auf der Ostseite der Anden besetzten Gletscherlappen die Vertiefungen von Seno Skyring, Seno Otway, Inútil Bay und Beagle Channel. Auf der Magellanstraße reichte das Eis bis nach Segunda Angostura.[32]

Siehe auch[edit]

  1. ^ Mithen, Steven (2004). Nach dem Eis: eine globale Menschheitsgeschichte, 20.000–5.000 v. Cambridge MA: Harvard University Press. p. 3. ISBN 978-0-674-01570-8.
  2. ^ Clark, Peter U.; Dyke, Arthur S.; Shakun, Jeremy D.; Carlson, Anders E.; Clark, Jorie; Wohlfarth, Barbara; Mitrovica, Jerry X.; Hostetler, Steven W. & McCabe, A. Marshall (2009). “Das letzte Gletschermaximum”. Wissenschaft. 325 (5941): 710–4. Bibcode:2009Sci … 325..710C. doi:10.1126 / science.1172873. PMID 19661421. S2CID 1324559.
  3. ^ Evans, Amanda M.; Flatman, Joseph C.; Flemming, Nicholas C. (05.05.2014). Prähistorische Archäologie auf dem Festlandsockel: Ein globaler Rückblick – Google Książki. ISBN 9781461496359.
  4. ^ Ashton, Nick (2017). Frühmenschen. William Collins. p. 241. ISBN 978-0-00-815035-8.
  5. ^ “Radiocarbon stammt vom Standort in Dimlington und veranlasste Rose (1985), dieses Gebiet als Standort vom Typ Großbritannien für die Late Devensian Chronozone oder das ‘Dimlington’ Stadial auszuweisen.” Boston, Clare M. (2007) Eine Untersuchung der geochemischen Eigenschaften spätdevensischer gletschersedimente in Ostengland, Durham Thesen, Durham E-Thesen Online: etheses.dur.ac.uk/2609
  6. ^ Zalloua, Pierre A.; Matisoo-Smith, Elizabeth (6. Januar 2017). “Kartierung postglazialer Erweiterungen: Die Bevölkerung Südwestasiens”. Wissenschaftliche Berichte. 7: 40338. Bibcode:2017NatSR … 740338P. doi:10.1038 / srep40338. ISSN 2045-2322. PMC 5216412. PMID 28059138.
  7. ^ https://www.youtube.com/watch?v=C3Jwnp-Z3yE Fachhochschule Zürich – Blue Marble 3000 (Animation)
  8. ^ “Wie kalt war die Eiszeit? Forscher wissen jetzt”. phys.org. Abgerufen 7. September 2020.
  9. ^ Tierney, Jessica E.; Zhu, Jiang; König Jonathan; Malevich, Steven B.; Hakim, Gregory J.; Poulsen, Christopher J. (August 2020). “Gletscherkühlung und Klimasensitivität neu überdacht”. Natur. 584 (7822): 569–573. doi:10.1038 / s41586-020-2617-x. ISSN 1476-4687. PMID 32848226. S2CID 221346116. Abgerufen 7. September 2020.
  10. ^ ein b c USGS – Gletscher- und Landschaftsveränderung als Reaktion auf Klimaveränderungen – Gletscher und Meeresspiegel https://pubs.usgs.gov/fs/fs2-00/
  11. ^ Berkeley Earth – Land und Ozean Zusammenfassung http://berkeleyearth.lbl.gov/auto/Global/Land_and_Ocean_summary.txt
  12. ^ ein b Cowen, Robert C. “Staub spielt eine große Rolle im Klimawandel” Christian Science Monitor 3. April 2008 (“Staub spielt eine große Rolle beim Klimawandel”. Christian Science Monitor. 2008-04-03. Archiviert vom Original am 28.09.2013. Abgerufen 2012-09-21.) und Claquin et al., “Radiative Forcing of Climate by Ice-Age Atmospheric Dust”, Climate Dynamics (2003) 20: 193–202. (www.rem.sfu.ca/COPElab/Claquinetal2003_CD_glacialdustRF.pdf)
  13. ^ ein b Mithen 2004
  14. ^ “Gletscher und Meeresspiegel”. U.S. Geologische Befragung. US Geological Survey, US-Innenministerium. 30. Mai 2012. Archiviert von das Original am 4. Januar 2017. Abgerufen 4. Januar 2017.
  15. ^ http://www.qatararchaeology.com/?page_id=39#!marine-geophysics/clwj Archiviert 20.12.2014 an der Wayback-Maschine
  16. ^ ein b Mills, SC; Barrows, TT; Telfer, MW; Fifield, LK (2017). “Die Geomorphologie des kalten Klimas am Ostkap Drakensberg: Eine Neubewertung vergangener klimatischer Bedingungen während des letzten Gletscherzyklus im südlichen Afrika”. Geomorphologie. 278: 184–194. Bibcode:2017Geomo.278..184M. doi:10.1016 / j.geomorph.2016.11.011. hdl:10026,1 / 8086.
  17. ^ Sumner, P (2003). “Ein zeitgemäßes thermisches Profil des Winterbodens im Hochland von Lesotho und Auswirkungen auf aktive und Relikt-Bodenfrost-Phänomene”. Erdoberflächenprozesse und Landformen. 28 (13): 1451–1458. Bibcode:2003ESPL … 28.1451S. doi:10.1002 / esp.1003.
  18. ^ Boelhouwers, Jan (1999). “Relikt periglazialer Hangablagerungen in den Hex River Mountains, Südafrika: Beobachtungen und Auswirkungen auf die Paläoumwelt”. Geomorphologie. 30 (3): 245–258. Bibcode:1999Geomo..30..245B. doi:10.1016 / s0169-555x (99) 00033-1.
  19. ^ Sathiamurthy, E.; Voris, HK (2006). “Pleistozäne Meeresspiegelkarten für das Sunda-Regal”. Chicago IL: Das Feldmuseum. Archiviert vom Original am 17.03.2009.
  20. ^ Kirkpatrick, R. (21999). Bateman zeitgenössischer Atlas von Neuseeland. Auckland: David Bateman Ltd. Tafel 6. ISBN 1-86953-408-5
  21. ^ Mangerud, Jan; Jakobsson, Martin; Alexanderson, Helena; Astakhov, Valery; Clarke, Garry KC; Henriksen, Mona; Hjort, Christian; Krinner, Gerhard; Lunkka, Juha-Pekka; Möller, Per; Murray, Andrew; Nikolskaya, Olga; Saarnisto, Matti; Svendsen, John Inge (2004). “Eisgestaute Seen und Umleitung der Entwässerung Nord-Eurasiens während der letzten Vereisung” (PDF). Quaternary Science Reviews. 23 (11–13): 1313–32. Bibcode:2004QSRv … 23.1313M. doi:10.1016 / j.quascirev.2003.12.009. Archiviert von das Original (PDF) am 13.07.2012.
  22. ^ Stroeven, Arjen P.; Hättestrand, Clas; Kleman, Johan; Heyman, Jakob; Fabel, Derek; Fredin, Ola; Goodfellow, Bradley W.; Harbour, Jonathan M.; Jansen, John D.; Olsen, Lars; Caffee, Marc W.; Fink, David; Lundqvist, Jan; Rosqvist, Gunhild C.; Strömberg, Bo; Jansson, Krister N. (2016). “Enteisung von Fennoscandia”. Quaternary Science Reviews. 147: 91–121. Bibcode:2016QSRv..147 … 91S. doi:10.1016 / j.quascirev.2015.09.016.
  23. ^ “Internet Archaeology 11: Ray & Adams 4.5 Europe”. intarch.ac.uk. Archiviert vom Original am 13.10.2016. Abgerufen 2018-02-05.
  24. ^ Curry, Andrew (30. Januar 2020). “Verlorene Welt durch menschliche Neandertaler-Relikte an den Stränden der Nordsee aufgespült”. Amerikanische Vereinigung zur Förderung der Wissenschaft. Abgerufen 3. Februar 2020.
  25. ^ Perego UA, Angerhofer N., Pala M. et al. (September 2010). “Die anfängliche Bevölkerung Amerikas: eine wachsende Anzahl von mitochondrialen Genomen aus Beringia”. Genom Res. 20 (9): 1174–9. doi:10.1101 / gr.109231.110. PMC 2928495. PMID 20587512.
  26. ^ “Mauna Kea Hawai’is höchster Vulkan”. USGS. Archiviert vom Original am 08.05.2009.
  27. ^ Heusser, CJ (2004). Eiszeit Südliche Anden. S. 25–29.
  28. ^ García, Juan L. (2012). “Spätpleistozäne Eisschwankungen und Gletschergeomorphologie des Archipiélago de Chiloé im Süden Chiles”. Geografiska Annaler: Serie A, Physische Geographie. 94 (4): 459–479. doi:10.1111 / j.1468-0459.2012.00471.x. S2CID 128632559.
  29. ^ ein b Lowell, TV; Heusser, CJ; Andersen, BJ; Moreno, PI; Hauser, A.; Heusser, LE; Schlüchter, C.; Marchant, DR; Denton, GH (1995). “Interhemisphärische Korrelation spätpleistozäner Gletscherereignisse”. Wissenschaft. 269 (5230): 1541–1549. Bibcode:1995Sci … 269.1541L. doi:10.1126 / science.269.5230.1541. PMID 17789444. S2CID 13594891.
  30. ^ ein b c Moreno, Patricio I.; Denton, Geoge H.; Moreno, Hugo; Lowell, Thomas V.; Putnam, Aaron E.; Kaplan, Michael R. (2015). “Radiokohlenstoff-Chronologie des letzten Gletschermaximums und dessen Beendigung im Nordwesten Patagoniens” (PDF). Quaternary Science Reviews. 122: 233–249. Bibcode:2015QSRv..122..233M. doi:10.1016 / j.quascirev.2015.05.027. hdl:10533/148448.
  31. ^ Harrison, Stephan (2004). “Die pleistozänen Vergletscherungen Chiles”. In Ehlers, J.; Gibbard, PL (Hrsg.). Quartäre Vereisungen – Ausmaß und Chronologie: Teil III: Südamerika, Asien, Afrika, Australasien, Antarktis. S. 91–97.
  32. ^ Rabassa, Jorge; Coronato, Andrea; Bujalesky, Gustavo; Salemme, Mónica; Roig, Claudio; Meglioli, Andrés; Heusser, Calvin; Gordillo, Sandra; Roig, Fidel; Borromei, Ana; Quattrocchio, Mirta (Juni 2000). “Quartär von Feuerland, südlichstes Südamerika: eine aktualisierte Bewertung”. Quaternary International. 68–71 (1): 217–240. Bibcode:2000QuInt..68..217R. doi:10.1016 / S1040-6182 (00) 00046-X.

Weiterführende Literatur[edit]

Externe Links[edit]


after-content-x4