B E O B A C H T U N G E N U N D Ü B E R L E G U N G E N Z U R E I S Z E I T L I C H E N D E P R E S S I O N V O N S C H N E E G R E N Z E U N D S T R U K T U R B O D E N G R E N Z E
I N D E N T R O P E N U N D S U B T R O P E N Mit 8 Abbildungen z. T . als Beilage VII, 6 Fotos und 1 Schema
K L A U S H E I N E
Summary: Observations and considerations concerning depression of the snow line and boundary of polygonal soils in the tropics and sub-tropics.
The discussion concerning the convergence or divergence of the snow line and boundary of polygonal soils in the sub-tropics is the result of observing forms rather than processes. The same forms may arise from different pro- cesses.
In the case of the last ice age several depressions of the snow line can be established in the sub-tropics and tropics, although these, however, did not run concurrently.
It is necessary to start out from the assumption that the relationship of the snow line position, the permafrost boundary and the polygonal soil boundary was not con- stant during the late Quaternary, since fluctuations in the hygric climate occurred independently of thermal fluctua- tions. This holds good for the sub-tropics on the one hand and for the tropics on the other.
In this connection attention should be drawn to the Prob- lems arising in large areas from reconstructions - frequently
attempted - of snow lines and polygonal soil boundaries of the last glacial period, since phenomena of unequal age are employed in these reconstructions.
In jüngster Zeit w i r d immer häufiger versucht, die eiszeitlichen Z i r k u l a t i o n s v e r h ä l t n i s s e weltweit z u re- konstruieren (BARRY & WILLIAMS 1975). F ü r der- artige Betrachtungen u n d Simulationen werden ver- schiedene Quellen ausgewertet; dabei spielen die h o r i - zontale u n d vertikale Ausdehnung der p l e i s t o z ä n e n Eismassen, die eiszeitlichen Temperaturen der Meeres- oberfläche, eiszeitliche A l b e d o v e r ä n d e r u n g e n infolge
v e r ä n d e r t e r Vegetationsverteilung, eiszeitliche V e r - schiebungen der K ü s t e n l i n i e n als Folge der Meeres- regression u n d H i n w e i s auf Permafrost sowie auf periglaziale Bedingungen eine besondere R o l l e . D e r V e r l a u f der Strukturbodengrenze u n d der Schnee- grenze w ä h r e n d des M a x i m u m s der letzten Eiszeit ist gerade für die tropischen u n d subtropischen G e - biete, aus denen bisher oft noch wenig Indizien für p l e i s t o z ä n e K l i m a - u n d V e g e t a t i o n s ä n d e r u n g e n v o r - liegen, herangezogen worden, u m globale eiszeitliche Zirkulationsmuster z u rekonstruieren. Bisher w a r es jedoch nur selten möglich, die eiszeitliche Depression der Strukturbodengrenze wie auch der Schneegrenze zeitlich genau z u erfassen; a u ß e r t r o p i s c h e Gletscher- v o r s t ö ß e wurden mit subtropischen M o r ä n e n u n d
„ P l u v i a l " - S e e n u n d diese wieder mit tropischen G l e t - schervorstößen korreliert. Stillschweigend wurde eine Gleichaltrigkeit der V o r g ä n g e u n d Formen angenom- men. Sollte sich jedoch herausstellen, d a ß dieser ver- mutete Synchronismus der Ereignisse nicht immer z u - trifft, so hat das weitreichende Konsequenzen i m be- sonderen für die P a l ä o k l i m a t o l o g i e , P a l ä o g e o g r a p h i e und P a l ä o ö k o l o g i e .
Einige Beobachtungen u n d Ü b e r l e g u n g e n zur Struk- turbodengrenze u n d deren eiszeitliche Absenkung u n d zur p l e i s t o z ä n e n Schneegrenzdepression, die einerseits auf differenziertere Vorstellungen u n d andererseits auf L ö s u n g e n der Probleme hinweisen, sollen i m f o l - genden mitgeteilt werden.
• S t r u k t u r b ö d e n c
ö ö ö ö ö ö ö O ö ö ö ö rr n A"n A hI "n^ : ' ;nn ö ö ö ö O ö ö ö ö ö ö ö q ,
D O O O O O O O O O O O O FrostmusterbodenDOo o o o o o o o o o o c
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Formen: — L G r o ß f o r m e n m
r • • •> • a •
• P e r m a f r o s t - b e d i n g t , z. B . P o l y g o n e , N e t z e , Prozesse-- \ R i n g e . S t r e i f e n
i m i t J b z w . A b s t a n d z w i s c h e n 2 - 2 0 m
B o d e n f r o s t - b e d i n g t , z. B . P o l y g o n e , N e t z e ,
R i n g e , S t r e i f e n m i t J b z w . A b s t a n d
z w i s c h e n 0 , 1 - 2 m
K a m m e i s - b e d i n g t : ( t ä g l i c h e r F r o s t w e c h s e l ) , P o l y g o n e , N e t z e , j
R i n g e , S t r e i f e n m i t . b z w . A b s t a n d i m c m - u n d d m - B e r e i c h ;
» S t r u k t u r b ö d e n ; ' / ) Musterböden'';
G r o ß f o r m e n K l e i n f o r m e
d u r c h A u s t r o c k n u n g ( T r o c k e n r i s s e
e c t . )
d u r c h a n d e r e P r o z e s s e ,
! S a l z - b e d i n g t z. B . A u s d e h n u n g ( S a l z s t r u k t u r - ( N e t z b o d e n ) , A b s p u l u n g ,
b o d e n ) ( R i l l e n b o d e n ) , S e l b s t m u l c h e f f e k t e ( G i l g a i b o d e n ) e t c . j
Schema: Genetische Unterscheidung verschiedener „ S t r u k t u r b ö d e n " Genetic differentiation of various polygonal soils
I. Strukturbodengrenzen
Der Begriff Strukturbodengrenze w i r d i m folgen- den wie bei H Ö L L E R M A N N (1972 b) benutzt, nämlich im Zusammenhang mit S t r u k t u r b ö d e n (Frostmuster- b ö d e n ) , die augenfällig an kaltklimatische Bedingun- gen frostdynamischer A r t gebunden sind; der Begriff
„ S t r u k t u r b o d e n g r e n z e " m i t G ä n s e f ü ß c h e n u m f a ß t alle „ S t r u k t u r b ö d e n " , w i e i m folgenden Schema a n - gegeben.
D i e sogenannte „ p e r i g l a z i a l e H ö h e n s t u f e " t r o p i - scher, subtropischer wie auch a u ß e r t r o p i s c h e r Gebirge w i r d oft i n ein oberes u n d unteres Stockwerk unter- teilt (H Ö L L E R M A N N 1976 a); das obere Stockwerk befindet sich zwischen der klimatischen Schneegrenze und der Strukturbodengrenze; zwischen der Struktur- bodengrenze u n d der unteren „ S o l i f l u k t i o n s g r e n z e "
liegt das untere Stockwerk der „ p e r i g l a z i a l e n H ö h e n - stufe". D i e Strukturbodengrenze verbindet i n einem g r ö ß e r e n Untersuchungsgebiet - oder weltweit - die untersten V o r k o m m e n v o n F r o s t m u s t e r b ö d e n .
Eine umfangreiche Literatur ü ber „ S t r u k t u r b o d e n - v o r k o m m e n " aus allen K o n t i n e n t e n zeigt, d a ß diese P h ä n o m e n e - die zumeist einem periglazialen F o r - menschatz zugeordnet werden - auch weit abseits des rezenten Periglazialbereichs auftreten k ö n n e n (H Ö L - LERMANN 1976 b), wie z u m Beispiel gestreifte A u f - f r i e r b ö d e n bei B o n n i n 125 m N N oder an randtro- pischen zentralmexikanischen V u l k a n e n i n 2750 m N N (die obere Waldgrenze liegt dort i n ca. 4000 m N N ) belegen. Diese „ u n t e r besonderen Bedingungen in A b h ä n g i g k e i t v o m Witterungsgeschehen k u r z f r i - stig entstandenen Frostbodenformen" (H Ö L L E R M A N N
1976 b) haben dazu geführt, d a ß die Strukturboden- grenze unterschiedlich definiert w i r d . Werden alle bisher bekannten „ S t r u k t u r b ö d e n " (Schema) berück- sichtigt, so ist die Strukturbodengrenze i n vielen G e - bieten (wie z. B . i n Europa) ohne Aussagekraft; i n den Subtropen (z. B . Sahara) scheinen Frostboden- formen weit unterhalb der Schneegrenze unter beson- deren Bedingungen gebildet z u werden, weshalb v o n einem Divergieren der Schnee- u n d Strukturboden- grenze i n den Subtropen gesprochen w i r d (H Ö V E R - M A N N 1954, 1962). Werden nur die untersten g r ö ß e - ren V o r k o m m e n v o n rezenten F r o s t m u s t e r b ö d e n - wobei v o n vereinzelten tieferliegenden abgesehen w i r d - bei der Festlegung der Strukturbodengrenze
hinzugezogen, so sieht i h r V e r l a u f i n Bezug z u r Schneegrenze wieder anders aus (vgl. G R A F 1973).
Aus der Diskussion ü b e r den V e r l a u f der Struktur- bodengrenze geht deutlich hervor, d a ß die Betrach- tung der Formen hier nicht w e i t e r f ü h r t . N u r die Berücksichtigung der die „ S t r u k t u r b ö d e n " verur- sachenden Prozesse ermöglicht w e i t e r f ü h r e n d e A u s - sagen, denn gleiche Formen k ö n n e n durch verschie- dene V o r g ä n g e gebildet werden. I n den Subtropen und T r o p e n kann infolge K a m m e i s b i l d u n g ein schein- bar „ p e r i g l a z i a l e r Formenschatz" häufig weit unter-
halb der Schneegrenze entstehen. Werden kammeis- bedingte Formen als rezente periglaziale K l e i n f o r m e n angesehen, dann m u ß heute v o n einem Divergieren der Schnee- u n d Strukturbodengrenze i n den Sub- tropen gesprochen werden; werden die kammeis- bedingten subtropisch-tropischen Strukturbodenfor- men nicht den a u ß e r t r o p i s c h e n Frostbodenformen gleichgesetzt, die durch Bodenfrost (d. h. Temperatu- ren unter dem Gefrierpunkt dringen mehrere D e z i - meter i n den Boden ein) entstanden sind, so zeigt die H ö h e n l a g e der frostbodenbedingten Formen i n den Subtropen ein Konvergieren der Schnee- u n d Struk-
turbodengrenze (H E I N E 1977).
D e r Begriff der Solifluktion ( v g l . BENEDICT 1976) ist i n der deutschsprachigen Literatur nicht eindeutig auf bestimmte Prozesse festgelegt. Strukturbodenfor- men sowohl der gebundenen als auch der halbgebun- denen oder freien Solifluktion k ö n n e n einerseits durch - zumeist jahreszeitlichen - Bodenfrost mit oder ohne Permafrost, andererseits durch wiederholtes tägliches Kammeisauffrieren entstehen. Grundverschiedene P r o - zesse, nämlich Kammeisauffrieren, Frostkriechen u n d Gelisolifluktion, erzeugen S t r u k t u r b ö d e n ( v g l . W A S H - BURN 1973). Sieht man die Literatur hinsichtlich der in Frage kommenden Prozesse durch, so stellt sich her- aus, d a ß die meisten „ p e r i g l a z i a l e n " Formen i n den Subtropen u n d T r o p e n - soweit das anhand der B e - richte u n d Bilder festzustellen möglich ist - kammeis- bedingte Formen darstellen; sie k ö n n e n bei V o r h a n - densein entsprechender Bodenfeuchte ü b e r a l l dort auf- treten, w o gelegentlich noch Temperaturen unter dem Gefrierpunkt erreicht werden. G ü n s t i g f ü r ihre B i l - dung sind allophanreiche vulkanische B ö d e n , da diese die K a m m e i s b i l d u n g infolge bestimmter Werte der Bodenwasserspannung erleichtern. Beispiele für kammeisbedingte „ p e r i g l a z i a l e " Formen i n den T r o - pen und Subtropen finden sich u. a. bei H A S T E N R A T H
(1973 a) u n d F U R R E R & F R E U N D ( 1 9 7 3 ) für den M t .
K e n y a u n d K i l i m a n d j a r o , bei G R A F (1973) für B o l i - vien u n d Peru, bei H Ö L L E R M A N N (1972 a, 1976 a) für die Sierra N e v a d a / U S A u n d Teneriffa, bei H Ö V E R M A N N (1954) für E r i t h r e a u n d N o r d ä t h i o p i e n , bei H A G E D O R N ( 1974 ) für die S i n a i - G e b i r g e , bei L Ö F F L E R (1975) für P a p u a N e u g u i n e a , bei S C H U B E R T (1975) für Venezuela, bei H E I N E (1977) für M e x i k o und bei T R O L L (1944) für S ü d a m e r i k a u n d A f r i k a .
T R O L L hat 1944 als erster auf den planetarischen W a n d e l des P e r i g l a z i a l k l i m a s u n d dessen A u s p r ä g u n g in der unterschiedlichen A u s b i l d u n g der Frostmuster- b ö d e n hingewiesen ( v g l . H Ö L L E R M A N N 1976 a); seit- her werden subtropisch-tropische kammeisbedingte Miniaturstrukturbodenformen m i t a u ß e r t r o p i s c h e n bodenfrostbedingten Formen verglichen; hier sollte aber - um M i ß v e r s t ä n d n i s s e auszuschließen - eine genaue Unterscheidung getroffen werden.
In A b b . 1 sind verschiedene Prozesse, die „ S t r u k - t u r b ö d e n " i m randtropischen M e x i k o bewirken k ö n - nen, schematisch i n ihrer Verbreitung dargestellt. V e r -
Abb. 1: Schematische Darstellung der vertikalen Verbreitung genetisch verschiedener S t r u k t u r b ö d e n im randtropischen Mexiko. D a gleiche Formen durch verschiedene Prozesse gebildet werden k ö n n e n , läßt sich eine einzige „untere Strukturbodengrenze" nicht festlegen.
Schematic presentation of the vertical distribution of genetically different polygonal soils on the fringe of the tropics in Mexico. As different processes may produce the same forms, a single "lower limit of polygonal soils"
cannot be established.
schiedene V o r g ä n g e sind d a f ü r verantwortlich, d a ß
„ S t r u k t u r b ö d e n " i n allen H ö h e n b e r e i c h e n zwischen dem Meeresspiegel und den höchsten eisfreien Berg- flanken (bis ca. 5700 m) vorkommen k ö n n e n . Dauer- frostboden (H E I N E 1975 a) und jahreszeitlicher Boden- frost, der einige Zentimeter bis Dezimeter in den Boden eindringen kann, k ö n n e n S t r u k t u r b ö d e n er- zeugen, die als F r o s t m u s t e r b ö d e n i n die Literatur eingegangen sind (BREMER 1965; W A S H B U R N 1973).
Steinringe, -polygone, -netze und -streifen mit M a - terialsortierung, die einen Durchmesser b z w . A b s t a n d von 2-20 m aufweisen, werden nur i n Gebieten beob- achtet, in denen ein nahezu z u s a m m e n h ä n g e n d e r Dauerfrostboden existiert. Kleinere Formen (unter 1 m) werden häufig dort gebildet, w o alljährlich der Frost 0,1-2 m in den Boden eindringt (vgl. G O L D - THWAIT 1976). M i n i a t u r f o r m e n i m Zentimeter-, höch- stens i m Dezimeterbereich sind an tageszeitliche Frost- wechsel g e k n ü p f t und in der Regel m i t K a m m e i s - bildungen verbunden. A u s den T r o p e n und Subtropen
werden fast ausschließlich M i n i a t u r f o r m e n beschrie- ben. Permafrost- und bodenfrostbedingte Formen sind mir aus den Gebirgen der Feuchttropen nicht bekannt geworden, lediglich i m rand- und subtropischen Be- reich lassen sie sich mitunter finden, so auch in M e x i k o (Foto 1 und 2). Ihre Verbreitung in den Tropen und Subtropen ist an die Gebiete gebunden, die zwischen der Schneegrenze und der unteren Permafrostgrenze bzw. der Untergrenze ± r e g e l m ä ß i g auftretender jahreszeitlicher Bodenfröste liegen (vgl. G R A F 1976).
Gebiete mit diesen klimatischen Eigenschaften treffen wir häufig i n den Randtropen und Subtropen mit winterlicher A r i d i t ä t an; i n den Feuchttropen dagegen liegt die Permafrostgrenze ü b er der Schneegrenze ( H E I N E 1975 a); in den feuchten R a n d - und Sub- tropen verhindert oft eine winterliche Schneedecke das Eindringen des Frostes in den Boden.
In den extrem (winter-)ariden Gebieten fehlen die F r o s t m u s t e r b ö d e n , denn bekanntlich bedarf es zu ihrer B i l d u n g einer gewissen Durchfeuchtung des Materials.
In M e x i k o sind ü b e r a l l dort die Bedingungen für die Entstehung v o n F r o s t m u s t e r b ö d e n i . e. S. günstig, w o auch i m zumeist trockenen Winterhalbjahr genügend Feuchtigkeit vorhanden ist, nämlich beispielsweise un- mittelbar unterhalb rezenter Gletscherzungen. D i e in M e x i k o beobachteten F r o s t m u s t e r b ö d e n (Foto 1 und 2) sind an fossile Dauerfrostboden-Inseln gebunden, die im Bereich der nach ca. 1890 gletscherfrei gewordenen H ä n g e auftreten (H E I N E 1975 a). D a m i t ist auch gleichzeitig das maximale A l t e r dieser Frostmuster- b ö d e n auf rund 80 Jahre festgelegt; viele Frostmuster befinden sich in H ö h e n , die erst vor wenigen Jahr- zehnten v o m abschmelzenden Gletscher freigegeben wurden1).
M i n i a t u r f r o s t m u s t e r b ö d e n (Foto 2 und 3), die kammeisbedingt sind (H E I N E 1977), k ö n n e n an den H ä n g e n mexikanischer Vulkangebirge sehr häufig bei feuchten Bodenbedingungen und tageszeitlichen Frost- wechseln i n H ö h e n ü b e r 3000 m beobachtet werden;
unter günstigen klimatischen Kammeisbildungsbedin- gungen findet man M i n i a t u r - A u f f r i e r m u s t e r b ö d e n auch in tieferen Lagen. Ihre B i l d u n g ist weder an Permafrost noch jahreszeitlichen Frostwechsel gebun- den, worauf bereits T R O L L (1944) nachdrücklich hin- gewiesen hat. Allerdings kommen gleiche Formen auch in absolut frostfreien Gebieten unter Sonder- bedingungen vor, wie die Beobachtungen v o n S C H U - BERT (1974 c) auf der Insel L a O r c h i l a (Kleine A n - tillen) bezeugen.
Neben den bodenfrost- und kammeisbedingten S t r u k t u r b ö d e n werden M u s t e r b ö d e n i n M e x i k o wie auch anderswo durch Austrocknung (Foto 4) und ver- schiedene andere Prozesse hervorgerufen, auf die hier im einzelnen nicht eingegangen werden soll; G i l g a i -
x) Steinstreifen k ö n n e n auch das Ergebnis von Schmelz- w a s s e r - A u s s p ü l u n g s v o r g ä n g e n sein, nicht jedoch die hori- zontal liegenden Steinnetze.
Foto 1: Steinringe am Nordhang des Pico de Orizaba in rund 4850 m H ö h e . Der Durchmesser der Formen beträgt etwa 1,5 m. Die Steinringe sind über einem fossilen Dauerfrostboden ausgebildet. Aufnahme: H E I N E , 1. I I I . 1975.
Stone rings on the northern slope of the Pico de Orizaba at an altitude of about 4850 m. The diameter of the forms measures about 1.5 m. The stone rings are formed over fossil permafrost soil.
Foto 2: Steinstreifen am Pico de Orizaba in rund 4850 m H ö h e (Nordhang). Die Steinstreifen - im linken und rechten Bildteil werden die Streifen vom Büßerschnee be-
deckt - sind über einem fossilen Dauerfrostboden ausge- bildet. Im feuchten Feinmaterial zwischen den Steinstrei- fen sind kammeisbedingte Ost-West-gerichtete ( = senk- recht zu den h a n g a b w ä r t s verlaufenden Steinstreifen) Miniaturstreifenböden zu sehen. Aufnahme: H E I N E , 1. III. 1975.
Stone stripes on the Pico de Orizaba at an altitude of about 4850 m. (north slope). The stone stripes are formed over a fossil permafrost soil - in the righthand and left- hand parts of the picture the stripes are covered by Büsserschnee. In the damp, fine material between the stone stripes miniature stripe soils are to be seen, which are due to needle ice and lie in an east-west direction
b ö d e n ( B E C K M A N N et a l . 1 9 7 3 ; B R E M E R 1965) u n d S a l z s t r u k t u r b ö d e n (H Ö L L E R M A N N 1972 b ; W A S H B U R N 1973) k ö n n e n i n den T r o p e n und Subtropen auch in d e n H ö h e n l a g e n gebildet werden, w o man Struktur- b ö d e n für die Festlegung der periglazialen Struktur- bodengrenze sucht ( v g l . H A S T E N R A T H 1976).
E i n Schema des planetarischen Wandels der die Frost- m u s t e r b ö d e n bewirkenden Prozesse ist i n A b b . 2 dar- gestellt. A u s ihr geht hervor, d a ß die Gebiete mit einem sehr häufigen Auftreten v o n kammeisbedingten M i n i a t u r s t r u k t u r b ö d e n i n den Feuchttropen z u su- chen sind; dieser U m s t a n d resultiert daraus, d a ß die A n z a h l der Frostwechseltage bei gleichzeitig feuchten B o d e n v e r h ä l t n i s s e n mit günstigen kammeisbedingen- den bodenphysikalischen Eigenschaften (z. B . v u l k a - nische B ö d e n ) unterhalb der Schneegrenze i n den Feuchttropen am g r ö ß t e n ist. N ä h e r t man sich den wintertrockenen Randtropen, so sind durch die zeit- lich bedingten trockenen B o d e n v e r h ä l t n i s s e die V o r - aussetzungen für Kammeisbildungen nur noch zeit- weise gegeben, weshalb M i n i a t u r s t r u k t u r b ö d e n w e n i - ger häufig beobachtet werden k ö n n e n (MESSERLI 1973).
In extrem ariden Gebieten k ö n n e n - selbst bei häufi- gen Frostwechseltagen - M i n i a t u r s t r u k t u r b ö d e n nur nach gelegentlichen N i e d e r s c h l ä g e n auftreten. A l l e r - dings zeigen die Befunde aus extrem ariden Gebieten, d a ß Frostwechsel auch i n relativ niedrigen H ö h e n v o r k o m m t (J A N N S E N 1972), was bei g ü n s t i g e n B o d e n - w a s s e r v e r h ä l t n i s s e n i n entsprechenden Substraten z u
kurzlebigen M i n i a t u r s t r u k t u r b ö d e n führen k a n n .
In den p o l w ä r t i g e n Gebieten der Subtropen, die i n entsprechenden H ö h e n l a g e n r e g e l m ä ß i g jahreszeitliche Frostwechsel mit z. T . tiefreichendem Bodenfrost auf- weisen, treten neben die M i n i a t u r s t r u k t u r b ö d e n auch bodenfrostbedingte F r o s t m u s t e r b ö d e n mit g r ö ß e r e n Mustern ( v g l . H Ö L L E R M A N N 1972 b). Diese P h ä n o - mene sind es, die aus den g e m ä ß i g t e n u n d polaren Breiten in der Regel als F r o s t m u s t e r b ö d e n beschrieben werden (TROLLS a u ß e r t r o p i s c h e G r o ß f o r m e n ) . V e r e i n - zelt kommen diese G r o ß f o r m e n aber auch i n den Subtropen u n d Randtropen v o r , so d a ß eine Ü b e r - lappung beider auf unterschiedliche Bildungsbedingun- gen z u r ü c k g e h e n d e F r o s t m u s t e r b ö d e n (Foto 2 u n d 3) v o r k o m m e n k a n n (H E I N E 1 9 7 7 ; G R A F 1976).
W ä h r e n d bodenfrost- u n d kammeisbedingte r e - z e n t e Formen gleichermaßen gut beobachtet wer- den k ö n n e n (kammeisbedingte Formen bilden sich und vergehen oft i n Stunden oder Tagen; sie kommen aber häufig vor), werden f o s s i l e Strukturboden- formen i n der Regel nur aus der G r u p p e der boden- frostbedingten Formen noch erkannt, da die k a m m - eisbedingten ( M i n i a t u r - ) F o r m e n zumeist keine lange Lebensdauer haben u n d auch als fossile Formen - z. B . unter einer j ü n g e r e n Sedimentdecke i m Profil - meines Wissens bisher nirgends in den Tropen u n d Subtropen beobachtet wurden.
Daraus folgt, d a ß die Rekonstruktionen der eiszeit- lichen Depression der Strukturbodengrenze stets die bodenfrostbedingten Formen berücksichtigen u n d nicht die kammeisbedingten. Werden daher i n den Sub-
(= vertical to the downslope direction of the stone stripes).
Foto 3: H a n g a b w ä r t s gerichtete, sortierte Miniaturstreifen.
Die Formen sind kammeisbed'mgt und befinden sich in rund 4850 m H ö h e am Pico de Orizaba. Der Abstand der Streifen beträgt maximal 0,15 m. Aufnahme: H E I N E , 1. III. 1975.
Sorted miniature stripes, directed downslope. The forms are due to needle ice and are found on the Pico de Orizaba at an altitude of about 4850 m. The interval between stripes amounts to a maximum of 0.15 m.
Foto 4: Miniaturstrukturboden am Paso de Cortes (Sierra Nevada, Mexiko) in rund 4000 m H ö h e . In den Trocken- rissen des Andosols werden die vom Wind transportier- ten Bimslapilli z. T . festgehalten, so d a ß eine Material- sortierung vorgetäuscht wird. Die Streifung von links oben im Bild nach rechts unten ist windbedingt. Kanten- länge des H ö h e n m e s s e r s : 6 cm. Aufnahme: H E I N E , 20. II.
1975.
Miniature polygonal soil on the Paso de Cortes (Sierra Nevada, Mexico) at about 4000 m. altitude. Some of the pumice lapilli transported there by the wind are re- tained in the mud cracks of the andosol, so that sorting of materials is feigned. The striping which runs from the top lefthand to the bottom righthand corner of the Illu-
stration is due to wind. The edge of the altimeter meas- ures 6 cm.
Foto 5: Nivationsnische am S ü d h a n g des Nevado de Toluca in rund 4200 m H ö h e . Die größte relative H ö h e des sichelförmigen Walles beträgt 15 m. Die Nivationsnische wurde vermutlich in der „Kleinen Eiszeit" gebildet. Auf- nahme: H E I N E , 16. III. 1975.
Nivation niche on the southern slope of the Nevado de Toluca at an altitude of about 4200 m. The greatest rela- tive height of the sickle-shaped mound is 15 m. The niva- tion niche was presumably formed in the "Little Ice Age".
Foto 6: Eisbesatz am kantigen Blockschutt des Malinche- Gipfels in ca. 4450 m H ö h e . Die E i s - Z ä h n e haben eine Länge von 15-20 cm; sie wurden w ä h r e n d einer Nacht (12./13.XI. 1971) gebildet, als ein ,Norte'-Einbruch den Vulkangipfel in Nebel hüllte, ansonsten aber keine Nie- derschläge zu verzeichnen waren. Aufnahme: H E I N E , 13. X I . 1971.
Ice edging on the angular block rubble of the Malinche Peak at an altitude of about 4450 m. The ice teeth are about 15-20 cm. long; they formed during the course of one night (12/13. xi. 1971) when a "Norte" broke in, shrouding the peak of the volcano in mist, but no other precipitation was recorded.
T - 3 0 ° - - 20°
- 10°
- 0°
m NN 6000 -
- -10°
- -20°
5000 4000 - 3000 - 2000
1000 -
0 -80°N 70" 60° 50J 40 Vorkommen von Strukturböden
Kammeis- Bodenfrost
bedingt bedingt
cm N 250 200 150 [ 100
50
70 S
sehr häufig häufig selten
sehr selten 200
untere Strukturbodengrenze nach GRAF (1973) untere (absolute) Kammeis- bedingte
Strukturbodengrenze
Anzahl der Frostwechseltage
(nach TROLL 1943, 1944, LAUER 1976 u. a.) Abb. 2: Schematische Darstellung der horizontalen und vertikalen Verbreitung der Frostmusterböden
Schematic presentation of the horizontal and vertical distribution of frost patterned soils
tropen und T r o p e n eiszeitliche und rezente Struktur- bodengrenzen gegenübergestellt, so werden heute oft z w e i auf verschiedene Prozesse z u r ü c k g e h e n d e F o r - mengruppen verglichen, sofern nicht ausdrücklich nur bodenfrostbedingte rezente Formen herangezogen wer- den. D i e Ergebnisse derartiger Vergleiche sind daher stets problematisch, zumal häufig nicht einmal das A l t e r der fossilen F r o s t m u s t e r b ö d e n genau bekannt ist, woraus sich weitere Probleme ergeben, die im Zusammenhang mit der p l e i s t o z ä n e n Schneegrenz- rekonstruktion diskutiert werden sollen.
II. Eiszeitliche Schneegrenzen
Ü b e r eiszeitliche Schneegrenzdepressionen in den Subtropen und T r o p e n liegen zahlreiche Berichte vor.
Ü b e r die genaue Datierung der Vergletscherungsspu- ren, die zur R e k o n s t r u k t i o n der eiszeitlichen Schnee- grenzen f ü h r t e n , gibt es so gut wie gar keine M i t - teilungen. A u s den wenigen Arbeiten jedoch, die abso- lute Altersangaben - zumeist l 4C - D a t i e r u n g e n - nen- nen, ist ersichtlich, d a ß die Annahme, die H a u p t - g l e t s c h e r v o r s t ö ß e fielen in den Subtropen und Tropen mit den H o c h s t ä n d e n der I n l a n d - und Gebirgsver- gletscherungen der g e m ä ß i g t e n Zonen zeitlich zusam- men, ü b e r p r ü f t werden m u ß . Ich möchte dazu einige Beispiele a n f ü h r e n .
(1) In M e x i k o sind die Voraussetzungen für eine genaue Datierung der Vergletscherungen günstig.
A n vielen V u l k a n e n wurden i m J u n g q u a r t ä r M o r ä - nen, j u n g q u a r t ä r e B ö d e n , äolische, k o l l u v i a l e , soliflui- dale und fluviale Sedimente i m Wechsel mit v u l k a n i - schen Locker- und Festgesteinen gebildet b z w . abge- lagert. Tephra-Schichten enthalten häufig Vegetations- reste, so d a ß 1 4C - D a t i e r u n g e n vorgenommen werden k ö n n e n . Eine Chronostratigraphie konnte erarbeitet werden, in der die einzelnen j u n g q u a r t ä r e n Verglet- scherungen und deren Ablagerungen eingeordnet wer- den k ö n n e n . Das A l t e r , mitunter auch die Dauer eines G l e t s c h e r v o r s t o ß e s lassen sich bestimmen (H E I N E 1975 b, 1976 a). Chronostratigraphien für verschie- dene Vulkangebirge (Sra. N e v a d a mit Popocatepetl und Iztaccihuatl, Malinche, N e v a d o de Toluca) erge- ben ü b e r e i n s t i m m e n d e Ergebnisse. A b b . 3 zeigt die Schneegrenzdepressionen i m J u n g q u a r t ä r für M e x i k o (vgl. H E I N E 1976 a). W ä h r e n d des M a x i m u m s der letzten K a l t z e i t (ca. 21 0 0 0 - 1 3 500 B P ) gab es in M e x i k o keine starken Vergletscherungen. D i e eiszeit- lichen Schneegrenzrekonstruktionen v o n W I L H E L M Y (1957), W H I T E (1962), H A S T E N R A T H (1968) und H E U - BERGER (1974) sind daher für den Bereich der trocke- nen mexikanischen Randtropen nicht zutreffend, denn einerseits gibt es für trockene letzteiszeitliche V e r h ä l t - nisse, die g r ö ß e r e Vergletscherungen ausschließen, i m mexikanischen R a u m viele H i n w e i s e (SEARS & CLISBY 1955; H E I N E 1975 b ; K L A U S 1973) und andererseits zeichnet sich die P l e i s t o z ä n / H o l o z ä n - G r e n z e k l i m a - tisch wie vegetationsgeschichtlich erst nach 9000 B P
H ö h eH in m 5500 H
5000-
4 5 0 0 -
4000-
3500
3 0 0 0 -
2500-
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Rückzugsstadie'n nac M V (Kleine Eiszeit) 17z_19;Jh; / H5 0_ >xo
M IV ca. 2 0 0 0 - 3000 a B.P /
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K l i m a t i s c h e Schneegrenzen m i t t l e r e Höhenlage der Gletscherzungen 7 y B l o c k z u n g e n und S t i r n m o r ä n e n
* k ö n n e n sich w e c h s e l s e i t i g v e r t r e t e n
Abb. 3: Rekonstruktion klimatischer Schneegrenzen für verschiedene Vergletscherungen des Jungquartärs für Zentralmexiko Reconstruction of climatic snow lines for several different glaciations during the early Quaternary in Central Mexico
ab ( H E I N E & O H N G E M A C H 1976; B E A R D 1973). D i e
maximale Vergletscherung der letzten Eiszeit i . e. S.
(ca. 22 0 0 0 - 1 0 000 B P ) fällt i n M e x i k o in die Zeit zwischen 12 500 und 9 0 0 0 B P .
(2) V e n e z u e l a . E x a k t e Angaben über G l e t - schervorstöße i m A n d e n r a u m des tropischen S ü d a m e - r i k a sind selten und zudem nicht immer eindeutig in ihrer Aussage. Aus Venezuela nennt SCHUBERT (1972, 1974 a + b, 1975) einen spätwisconsinzeitlichen H a u p t g l e t s c h e r v o r s t o ß , der von einem jüngsten (letz- ten) W i s c o n s i n - G l e t s c h e r v o r s t o ß gefolgt wurde, der die H a u p t e n d m o r ä n e n i n 3 0 0 0 - 3 5 0 0 m N N bildete.
Das A l t e r der H a u p t e n d m o r ä n e n w i r d auf ca. 11 000 bis 10 000 B P geschätzt und das ä l t e r e M o r ä n e n - stadium w i r d allein deshalb mit dem Wisconsinmaxi- mum parallelisiert, weil „keine M o r ä n e n in tieferer Lage gefunden w u r d e n " .
(3) A u s P e r u gibt C L A P P E R T O N (1972) Angaben für verschiedene G l e t s c h e r v o r s t ö ß e , die vermutlich alle in das S p ä t w i s c o n s i n und H o l o z ä n fallen. Wegen
fehlender älterer M o r ä n e n vermutet C L A P P E R T O N, d a ß die A n d e n Perus i m P l e i s t o z ä n noch nicht die H ö h e hatten, um über die stark abgesenkte Schneegrenze (700 m nach H A S T E N R A T H , 1971; 1 5 0 0 - 2 0 0 0 m allein für das S p ä t w i s c o n s i n nach C L A P P E R T O N , 1972) hinaus- zuragen. - A u s dem Ayacucho-Tal - zwischen L i m a und C u z c o in Peru gelegen - nennt M A C N E I S H (1971) verschiedene s p ä t q u a r t ä r e Klimaschwankungen ther- mischer und hygrischer A r t , die mit möglichen V e r -
gletscherungsphasen korreliert werden; gleichzeitig w i r d schematisch hervorgehoben, d a ß sich die G l e t - schervorstöße des Ayacucho-Tales entgegengesetzt zu den nordamerikanischen V o r s t ö ß e n verhielten.
(4) C h i l e u n d A r g e n t i n i e n . Im a u ß e r - tropischen S ü d a m e r i k a (Chile und Argentinien) zeich- net sich ein gleicher zeitlicher A b l a u f der Gletscher- v o r s t ö ß e ab wie in N o r d a m e r i k a (HEUSSER 1973;
M E R C E R 1972, 1973, 1976; C A V I E D E S & PASKOFF
1975) ( A b b . 4). Im winterfeucht-sommertrockenen C h i l e zwischen 29 und 34 ° S ist ebenfalls mit der
2 5 0 0 0 B P
5 0 0 0
4 5 0 0
4 0 0 0
3 5 0 0
m
5 0 0 0
4 5 0 0
2. 4 0 0 0 2 0 0 0 0
M e x i k o
1 5 0 0 0
' | S c h n e e g r e n z e
| ( HEINE 1976 a i
m V e n e z u e l a 4 0 0 0 s I
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C o l o r a d o F r o n t R a n g e f ^ j ( R e l a t i v e G l e t s c h e r l a n g e ] / \ /
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S n o w y M o u n t a i n s / ^ A u s t r a l i e n ( C O S T I N 1 9 7 2
Q- 3 0 0 0
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S c h n e e g r e n z e I R I C H M O N D 1 9 7 2 )
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5 1 5 0 0 A l p e n g 1000 I S c h n e e g r e n z e ., A • °F \ ' ( P A T Z E L T 1 9 7 5 ) C h i l e / A r g e n t i n i e n ;
G l e t s c h e r v o r s t o ß e N ^ ( MERCER 1 9 7 6 ) !
I n l a n d e i s / N o r d a m e r i k a _ „
I n l a n d e i s / S k a n d i n a v i e n N e u s e e l a n d | G l e t s c h e r -i T s c h a d - S e e
D A i f eī < B U T Z E R et al ) i ->
R u d o l f - S e e A h o c h
n i e d r i g S e e s p i e g e l ' " • — i L a g u n a d e F u q u e n e / K o l u m b i e n
V A N DER H A M M E N 1 9 7 4 i
I ° 3
n i e d r i g e S e e s t ä n d e ( b z w . A u s t r o c k n u n g ) m i t t l e r e S e e s t ä n d e m a x i m a l e S e e s t ä n d e
2 5 0 0 0 B P 1 5 0 0 0
Wisconsin
1 0 0 0 0
— H o I o z ä n
Abb. 4: Schwankungen von Schneegrenzen, Gletscherenden und Seespiegelständen für a u s g e w ä h l t e Gebiete w ä h r e n d des S p ä t g l a z i a l s und H o l o z ä n s
Fluctuations of snow lines, glacier ends and lake levels in selected areas during the late glacial and holocene periods
Maximalvergletscherung w ä h r e n d des M a x i m u m s der letzten Eiszeit z u rechnen ( C A V I E D E S & PASKOFF 1975;
M E R C E R 1976).
(5) N o r d a m e r i k a . Es fehlt nicht an K o r r e l a - tionsversuchen der verschiedenen Vergletscherungspha- sen N o r d a m e r i k a s ( v g l . B I R K E L A N D et a l . 1971; M E R - CER 1976; H E I N E 1975 b). H i e r sollen lediglich einige
neuere, v o r allem durch eine absolute Datierung abge- sicherte Ergebnisse genannt werden. M E R C E R (1976) gibt einen zusammenfassenden, auf neuesten Daten beruhenden vergleichenden Überblick. BENEDICT (1973,
1975) zeichnet ein B i l d der V e r h ä l t n i s s e aus der C o l o - rado Front Range, R I C H M O N D (1972) für das Y e l l o w - stone-National-Parkgebiet ( v g l . A b b . 4). Wisconsin- zeitlich sind die zwischen 17 000 u n d 12 000 B P datierten terrigenen Sedimente v o r der s ü d k a l i f o r - nischen K ü s t e , die einen g r ö ß e r e n A b f l u ß u n d h ö h e r e Sedimentfracht v o m L a n d ins Meer bezeugen, d. h.
pluviale Bedingungen w ä h r e n d des Wisconsinmaxi- mums (G O R S L I N E & PRENSKY 1975).
(6) A f r i k a . Mitteilungen aus dem tropischen A f r i k a ü b e r Datierungen v o n G l e t s c h e r v o r s t ö ß e n l i e -
gen nicht v o r ; nur v o m R u w e n z o r i ist bekannt, d a ß das Gletscherabschmelzen der maximalen letzteiszeit- lichen Vergletscherung bereits v o r über 14 700 B P begonnen hat ( L I V I N G S T O N E 1 9 6 2 ; H E I N E 1 9 7 4 ; M E R - CER 1976). D i e Befunde ü b e r thermische u n d h y g r i - sche Klimaschwankungen aus vielen anderen Beobach- tungen zeigen jedoch auch für A f r i k a ein sehr diffe- renziertes B i l d ( H E I N E 1974), weshalb man dort nicht verschiedene M o r ä n e n a p r i o r i als altersgleich anspre- chen darf.
(7) H i m a 1 a y a. E i n Z u r ü c k w e i c h e n der G l e t - scher i m nordwestlichen H i m a l a y a w i r d v o n SINGH &
A G R A W A L ( 1 9 7 6 ) schon ab 14 0 0 0 - 1 5 0 0 0 B P nach- gewiesen.
(8) N e u g u i n e a . D i e maximale Vergletscherung hat i n Neuguinea ebenfalls w i e am R u w e n z o r i u n d im N W - H i m a l a y a v o r ü b e r 14 0 0 0 B P , d . h . w ä h - rend des Wisconsinmaximums, gelegen ( G A L L O W A Y et a l . 1 9 7 3 ; H O P E & P E T E R S O N 1 9 7 5 ; B O W L E R et a l . 1976).
(9) A u s t r a l i e n . C O S T I N ( 1 9 7 2 ; v g l . B O W L E R 1975, 1976; B O W L E R et a l . 1976) nennt für die S n o w y Mountains die Zeit um 15 0 0 0 - 1 4 000 B P i n V e r b i n - dung mit bereits abgeschmolzenen letzteiszeitlichen Gletschern. A l s M i n i m u m a l t e r des e n d g ü l t i g e n Eis- abschmelzens werden 1 4C- A l t e r u m 9 0 0 0 B P ange- geben ( A b b . 4).
D i e bereits vorliegenden, oben zitierten spärlichen Angaben lassen erkennen, w i e f r a g w ü r d i g R e k o n - struktionen der letzteiszeitlichen Schneegrenzdepres- sion sein müssen, da sicherlich oftmals nicht zeitgleiche Bildungen miteinander korreliert u n d interpretiert werden. Z u d e m werden oft Vermutungen g e ä u ß e r t , die allein aus der A n n a h m e resultieren, die Gletscher- spuren i n tropischen u n d subtropischen w i e a u ß e r - tropischen Gebieten seien altersgleiche Bildungen. A l s Beispiel sei auf die postulierte junge H e b u n g der A n d e n wegen der i n Peru fehlenden p l e i s t o z ä n e n M o r ä n e n verwiesen; hier zeigt sich eine L ö s u n g des Problems, wenn man - w i e i n M e x i k o - nicht v o n einer hochglazialen wisconsinzeitlichen M a x i m a l v e r - gletscherung ausgeht, sondern die g r o ß e n Gletscher- v o r s t ö ß e (wie ja auch bei verschiedenen A u t o r e n nach- zulesen ist) i n das S p ä t g l a z i a l / F r ü h h o l o z ä n datiert.
D a ß es i n den A n d e n auch ä l t e r e Vergletscherungen gegeben hat, zeigt - neben vielen ä l t e r e n Beobach- tungen - die absolute D a t i e r u n g einer M o r ä n e i n den kolumbianischen A n d e n auf ü b e r 100 000 B P durch H E R D & N A E S E R ( 1 9 7 4 ) ; auch die p l e i s t o z ä n e Vege- tationsgeschichte der N o r d a n d e n ( v g l . V A N DER H A M - MEN 1974) stellt die a l l z u junge Heraushebung der A n d e n i n Frage. D i e tektonischen E r k l ä r u n g e n der voreilig datierten morphologischen Beobachtungen er- ü b r i g e n sich nämlich, wenn man v o n einem differen- zierten zeitlichen A b l a u f der Schneegrenzdepressionen ausgeht. K H O B Z I & U S S E L M A N N ( 1 9 7 3 ) belegen für K o l u m b i e n ein trockenes G l a z i a l k l i m a u n d haben das Problem, diese Erkenntnis m i t den feuchten Verglet-
scherungsphasen i n E i n k l a n g z u bringen; die Annahme einer spätwisconsinzeitlichen Vergletscherung nach dem relativ trockenen G l a z i a l i . e. S. weist auch hier auf eine L ö s u n g des Problems.
Sehr problematisch sind aufgrund des Gesagten Rekonstruktionen des W ü r m / W i s c o n s i n - K l i m a s u . a.
anhand der oft sicherlich nicht altersgleichen M o r ä n e n bzw. der Schneegrenzdepressionen, w i e sie z. B . v o n H A S T E N R A T H ( 1 9 7 1 ) u n d SUZUKI (1973) für S ü d - a m e r i k a u n d v o n B A R R Y & WILLIAMS (1975) für die S ü d h e m i s p h ä r e vorgenommen wurden.
///. Folgerungen
F ü r die letzte Eiszeit lassen sich anhand der relativ detaillierten V e r g l e t s c h e r u n g s a b l ä u f e mehrere Schnee- grenzdepressionen i n den Subtropen u n d Tropen nach- weisen, die jedoch nicht synchron verliefen ( A b b . 4 und 5). Folgender T r e n d l ä ß t sich erkennen: In den immerfeuchten T r o p e n , die auch w ä h r e n d des M a x i - mums der letzten K a l t z e i t i m Bereich der innertro- pischen Zone i . S. FAIRBRIDGES (1972) lagen, u n d den g e m ä ß i g t e n Breiten sowie den winterfeucht-sommer- trockenen subtropischen (Mediterran-)Gebieten sind G l e t s c h e r v o r s t ö ß e alpinen T y p s gleichzeitig u n d i n enger V e r b i n d u n g m i t Temperaturschwankungen er- folgt; die maximale Vergletscherung fällt i n das W i s c o n s i n - H o c h g l a z i a l . A u c h die beiden g r o ß e n I n - landeise, das nordamerikanische u n d skandinavische, fügen sich i m wesentlichen i n dieses Schema ein, wenn auch bisher keine befriedigende K o r r e l i e r u n g der ein- zelnen E i s v o r s t ö ß e erzielt werden konnte. Das mag aber i n lokalen Ursachen z u suchen sein. So m u ß man sicherlich einzelne E i s v o r s t ö ß e als sogenannte E i s - ausbrüche (surges) deuten, w i e dies EMILIANI et a l . (1975) beispielsweise für den V a l d e r s - V o r s t o ß des Michigan-See-Lobus tun, der sich nicht mit anderen Beobachtungen korrelieren l ä ß t . Auch scheint das Verhalten der Gletscher i n weit voneinander entfern- ten Gebieten (z. B . C h i l e u n d A l p e n r a u m ) i m einzel- nen durch lokale Faktoren unterschiedlich z u sein (Abb. 4). A l l e i n aus dem Unterschied der letzteiszeit- lichen Temperaturerniedrigung v o n ca. 1 0 - 1 2 ° C auf der N o r d h e m i s p h ä r e u n d v o n nur ca. 4 - 6 ° C auf der S ü d h e m i s p h ä r e (SERGIN & C H I Z H O V 1976) m ü s - sen sich i n der Zeit des weltweiten Temperaturanstiegs (ca. 15 0 0 0 - 8 0 0 0 B P ) unterschiedliche Bedingungen für kleinere Gletscherschwankungen ergeben ( v g l . K a p . V ; .
Im Bereich der Wechsel feuchten T r o p e n k l i m a t e wie auch der tropischen T r o c k e n - H a l b w ü s t e n k l i m a t e ( v g l . T R O L L & P A F F E N 1964) zeichnen sich mehrere k r ä f t i g e G l e t s c h e r v o r s t ö ß e erst am Ende der letzten Eiszeit ab, als die Temperaturen z w a r noch k ü h l e r als heute, die N i e d e r s c h l ä g e aber zeitweilig recht hoch waren.
Leider liegen aus diesen Gebieten nur einige wenige detaillierte Chronostratigraphien v o r , die Verglet- scherungen genau erfassen. D a s B i l d l ä ß t sich aber
§ 5 o
1 0 0 0 i- 50 N Lat 4 0
Abb. 5: Hochglaziale, s p ä t g l a z i a l e und rezente Schneegrenze in den östlichen Anden und den Rocky Mountains (oben) und den westlichen Anden und den Küstengebieten Nordamerikas (unten). Der Verlauf der rezenten Schneegrenze und die tiefste Lage der p l e i s t o z ä n e n Schneegrenzen sind von H E U B E R G E R (1974) ü b e r n o m m e n und geringfügig korrigiert.
1 Rezente Schneegrenze; 2 tiefste Lage der p l e i s t o z ä n e n (Wisconsin) Schneegrenze mit hochglazialem Alter (ca. 20 000 bis 15 000 BP); 3 tiefste Lage der pl e i s to z ä n e n (Wisconsin) Schneegrenze mit s p ä t g l a z i a l e m Alter (ca. 13 000-9000 BP);
4 hochglaziale letzteiszeitliche Schneegrenze oberhalb der späteiszeitlichen Maximal-Vergletscherung; 5 spätglaziale letzteiszeitliche Schneegrenze oberhalb der hochglazialen Maximal-Vergletscherung; 6 rezente Schneegrenze der Zentral- cordillere
High glacial, late glacial and recent snow line in the eastern Andes and the Rocky Mountains (above), and the western Andes and the coastal mountains of North America (below). The course of the recent snow line and the lowest position of the Pleistocene snow lines are taken from H E U B E R G E R (1974), with slight corrections.
1 Recent snow line; 2 Lowest position of Pleistocene (Wisconsin) snow line of high glacial age (ca. 20,000-15,000 B.P.);
3 Lowest position of Pleistocene (Wisconsin) snow line of late glacial age (ca. 13,000-9,000 B.P.); 4 High glacial snow line of the last Ice Age snow line above the late Ice Age maximum glaciation; 5 Late glacial snow line of the last Ice Age above the high glacial maximum glaciation; 6 Recent snow line of the Central Cordilleras
v e r v o l l s t ä n d i g e n , wenn andere p a l ä o k l i m a t i s c h e Beob- achtungen hinzugezogen werden.
F ü r M e x i k o konnte an verschiedenen Stellen aufge- zeigt werden, d a ß das H o c h g l a z i a l v o n trocken-kalten K l i m a v e r h ä l t n i s s e n g e p r ä g t w u r d e (zuletzt H E I N E 1975 b). F ü r K u b a nennen S H A N Z E R et a l . (1975) aride u n d k ü h l e Bedingungen w ä h r e n d der letzteis- zeitlichen Meeresregression ( = H o c h g l a z i a l ) u n d h u - mide und warme V e r h ä l t n i s s e bei Transgressionen;
für den westlichen G o l f v o n M e x i k o werden a n t i -
z y k l o n a l bestimmte S t r ö m u n g s v e r h ä l t n i s s e für das H o c h g l a z i a l belegt (B R U N N E R & C O O L E Y 1976); das K l i m a der Galapagos-Inseln w i r d als a r i d zwischen 34 000 u n d 10 0 0 0 B P bezeichnet ( H O U V E N A G H E L 1974); für das tropische S ü d a m e r i k a wurde bereits eine Zusammenstellung gegeben (H E I N E 1974); sie k a n n e r g ä n z t werden durch die neueren Ergebnisse v o n V A N DER H A M M E N (1974) u n d V A N G E E L &
V A N DER H A M M E N (1973), aus denen hervorgeht, d a ß im Bereich der kolumbianischen A n d e n u n d dem n ö r d -
liehen tropischen S ü d a m e r i k a zwischen 21 000 und 13 000 B P aridere V e r h ä l t n i s s e geherrscht haben und d a ß i m S p ä t g l a z i a l und H o l o z ä n mehrere hygrische Klimaschwankungen auftraten. W ä h r e n d W A R R E N (1970) für den Sudan ( 1 0 - 1 8 ° N ) für die Zeit z w i - schen 21 000 und 9000 B P noch humidere Bedingun- gen vermutet, obgleich er auch die mögliche K o r r e - lierung der humiden Phase mit einer zwischen 11 000 und 8000 B P datierten Periode des W e i ß e n Nil-Sees nennt, ergeben sich aus den gesammelten 1 4C - D a t e n für das innertropische A f r i k a (S T R E E T & G R O V E 1976;
A b b . 6) recht gute Ubereinstimmungen zu den Befun- den aus dem tropischen A m e r i k a . D a ß die zentrale Sahara zwischen 19 000 und 13 000 B P aride K l i m a - verhältnisse aufwies, ergibt sich u. a. auch aus den R e - g e n e r a t i o n s m ö g l i c h k e i t e n des Grundwassers ( K L I T Z S C H
et a l . 1976); die A l t e r der untersuchten G r u n d w ä s s e r stimmen mit den v o n G E Y H & J Ä K E L (1974) statistisch ermittelten ariden und humiden Phasen der Sahara
überein. Diese Ergebnisse bestätigen die früheren S c h l u ß f o l g e r u n g e n v o n m i r (H E I N E 1974) (vgl. A b b . 4).
A u c h aufgrund biogeographischer Forschungen w i r d für das W i s c o n s i n - M a x i m u m eine aridere Zeit für das tropische S ü d a m e r i k a angenommen ( M Ü L L E R 1974).
W e n n SCHUBERT (1974 a + b, 1975) einerseits die H a u p t e n d m o r ä n e n w ä l l e der venezolanischen A n d e n auf ca. 11 0 0 0 - 1 0 0 0 0 B P datieren kann und anderer- seits aus M e x i k o ebenfalls spätwisconsinzeitliche
H a u p t e n d m o r ä n e n genannt werden (H E I N E 1975 b), dann ist man geneigt, die H a u p t e n d m o r ä n e n in den Cuchumatanes (Guatemala) ( H A S T E N R A T H 1974 a) und i n der C o r d i l l e r a de Talamanca (Costa Rica) ( W E Y L 1956; H A S T E N R A T H 1973 b) nicht ohne aus- reichende Beweise i n das Wisconsin-Hochglazial zu stellen, wie es bisher von den Bearbeitern mit V o r - behalt getan wurde, zumal viele neue Befunde aus dem mittelamerikanischen R a u m und dem angrenzen- den nordwestlichen S ü d a m e r i k a auf eine mögliche chronostratigraphische E i n o r d n u n g der genannten H a u p t e n d m o r ä n e n in das ausgehende Wisconsin w e i - sen. Schneegrenzdepressionen, die für den Gesamt- bereich der N-S-verlaufenden amerikanischen K e t t e n - gebirgsgürtel rekonstruiert werden, müssen daher den F a k t o r ,Zeitf unbedingt berücksichtigen ( A b b . 5).
Gleiches gilt auch für die j u n g q u a r t ä r e n Schneegrenz- rekonstruktionen i n A f r i k a , Asien und Australien (vgl. u. a. für Australien, Tasmanien und Neuguinea:
B O W L E R et a l . 1976).
IV. Ausblick
Abschließend soll der Versuch unternommen wer- den ( A b b . 7, B e i l . V I I ) , die derzeitigen relevanten Be- funde hypothetisch z u einem Gesamtbild zusammen- zufassen. W ä h r e n d die Befunde ü b e r die Vergletsche- rungen und die A r i d i t ä t i m H o c h g l a z i a l auf neueren
^ T i b e s t i u n d B e c k e n , d i e v o m T i b e s t i m i t W a s s e r g e s p e i s t w e r d e n T s c h a d , M e g a - T s c h a d . N i g e r - O a s e n
[ X ] M a u r e t a n i s c h e S e b k h a s
[TT] A h a g g a r
^ O s t a f r i k a
f i ^ Ä t h i o p i e n u n d T . F. A . I.
[ Ä ] D j e b e l A u h a , S u d a n
15
14 c-Jahre BP
2 5
Abb. 6: Histogramm von 238 1 4C - D a t e n aus dem tropischen Afrika, die hohe und mittlere Seespiegelstände anzeigen. Laku- strische Sedimente (= pluviale Phasen) vor 21 000 BP sind unterrepräsentiert, da die Sedimente erodiert oder unter jün- geren Ablagerungen begraben sind. Nach S T R E E T & G R O V E 1976
Histogram of 238 C1 4 data from tropical Africa, indicating high and medium lake levels. Lacustrine Sediments (= pluvial phases) before 2 1 , 0 0 0 B.P. are under-represented since the Sediments are eroded or buried under more recent deposits. (after S T R E E T & G R O V E , 1976)
Untersuchungsergebnissen fußen, sind die Zonen mit unterschiedlichen Zeiten der Maximal-Vergletscherun- gen teilweise noch sehr spekulativ, so z. B . i n Z e n t r a l - amerika u n d i n Teilen der s ü d a m e r i k a n i s c h e n A n d e n , ebenso i n O s t a f r i k a u n d Ä t h i o p i e n ; aus S ü d o s t - A s i e n liegen keine Angaben ü b er Datierungen v o n Verglet- scherungen vor.
R e l a t i v gut wissenschaftlich erarbeitet sind die ame- rikanischen Gebiete hinsichtlich absoluter Datierungen der Vergletscherungen. Daher l ä ß t sich der A b l a u f der Vergletscherungen i n den nordamerikanischen R o c k y Mountains m i t C h i l e i m wesentlichen korre- lieren. D i e mexikanische und venezolanische M a x i m a l - vergletscherung w i r d ebenfalls e r f a ß t . N i c h t g e k l ä r t ist die zeitliche Stellung der H a u p t g l e t s c h e r v o r s t ö ß e in den A n d e n Ecuadors und Nordperus. H i e r nämlich k ö n n t e - analog z u den V e r h ä l t n i s s e n am R u w e n z o r i und i n Neuguinea — eine Maximalvergletscherung auch v o r ca. 14 000 B P vermutet werden, dann n ä m - lich, wenn i m H o c h g l a z i a l die N i e d e r s c h l ä g e z w a r vermindert waren, diese jedoch eine g r o ß e Verglet- scherung infolge der Temperaturerniedrigung noch z u - ließen.
Der scheinbar problematische V e r l a u f der rezenten und p l e i s t o z ä n e n Schneegrenzen i m Andenbereich S ü d a m e r i k a s ( A b b . 5) zwischen 13 ° u n d 29 ° S - beide Grenzen divergieren hier - w a r wiederholt A n l a ß z u Spekulationen (H E U B E R G E R 1974); W I L - HELMY (1957) glaubt, d a ß diese „ A n o m a l i e " auf eine A b s c h w ä c h u n g der Trockenklimate w ä h r e n d der letzten Eiszeit z u r ü c k z u f ü h r e n ist; SUZUKI (1971) schließt aus der „ A n o m a l i e " auf eine n o r d w ä r t i g e Verlagerung der a u ß e r t r o p i s c h e n Westwindzone; H E U - BERGER (1974) macht darauf aufmerksam, d a ß die K u l m i n a t i o n der eiszeitlichen Schneegrenze verglichen mit derjenigen v o n heute jedoch nicht n o r d w ä r t s ver- schoben ist, was sich zweifellos aus einer eiszeitlichen Verlagerung der Westerlies ergeben m ü ß t e ; i n den Westanden ist die eiszeitliche K u l m i n a t i o n sogar nach S ü d e n (zwischen 25 ° u n d 29 ° S) verlagert (H E U -
BERGER 1974).
U n t e r der A n n a h m e , d a ß verschieden alte M o r ä n e n die j u n g p l e i s t o z ä n e Maximalvergletscherung der A n - den anzeigen, lassen sich eventuell die strittigen F r a - gen lösen, dann nämlich, wenn die „ p l e i s t o z ä n e "
Schneegrenze aus mehreren Schneegrenzen verschie- denen Alters rekonstruiert w i r d ( A b b . 5). D i e K u l m i - nation der „ p l e i s t o z ä n e n " Schneegrenze, die aus der Uberschneidung mehrerer Schneegrenzen resultiert, zeigt nur scheinbar eine K u l m i n a t i o n a n ; sie liegt i n dem Bereich der A n d e n , der weder i m H o c h g l a z i a l noch i m S p ä t g l a z i a l besonders starke N i e d e r s c h l ä g e erhielt; die hochglazialen ariden Bereiche jedoch waren möglicherweise ä q u a t o r w ä r t s verschoben, w i e das für den neuweltlichen n o r d h e m i s p h ä r i s c h e n T r o c k e n g ü r t e l nachgewiesen werden konnte. Ä h n l i c h e V e r h ä l t n i s s e sind aufgrund biogeographischer Beobachtungen für die zentrale N a m i b i n S ü d w e s t a f r i k a (VAN Z I N D E R E N
B A K K E R 1975) b z w . für die nordwestafrikanische K ü s t e bei 1 8 ° bis 20 ° N (D I E S T E R - H A A S 1 9 7 6 ; EINSELE & H E R M 1976) z u vermuten. Vielleicht darf man auch unter diesen Gesichtspunkten morpholo- gische Befunde aus C h i l e interpretieren; dort l ä ß t sich bei 2 9 c S die Grenze zwischen dem Bereich mit G l a t t - hang-Bildung u n d - E r h a l t u n g i m S ü d e n u n d der endoreischen Zone mit T a l v e r s c h ü t t u n g u n d Glacis- B i l d u n g als dominierende Formungsmerkmale i m N o r d e n festlegen (WEISCHET 1969).
A u f g r u n d der bisher vorliegenden Erkenntnisse m u ß auch für A f r i k a eine s t ä r k e r e raum-zeitliche Differenzierung der j u n g q u a r t ä r e n Temperatur- u n d vor allem der Niederschlagsentwicklung (STREET &
G R O V E 1976) vorgenommen werden. U n t e r der A n - nahme, d a ß bedeutende Temperaturschwankungen auf der Erde ü b e r a l l ± gleichzeitig auftraten (vgl.
H E I N E 1974), gewinnen die hygrischen Schwankungen besondere Bedeutung. Eine p l e i s t o z ä n e Absenkung der Schneegrenze, die zeitlich mit dem a u ß e r t r o p i s c h e n H o c h g l a z i a l i . e. S. zusammenfiel, scheint für N W - A f r i k a belegt z u sein; sie fällt mit K l i m a v e r h ä l t n i s s e n in N W - A f r i k a zusammen, die einerseits als p l u v i a l ( D I E S T E R - H A A S 1976), andererseits als recht trocken
( R O H D E N B U R G & SABELBERG 1 9 7 3 ; B o s 1 9 7 1 ; B R U N N - ACKER 1 9 7 3 ; EINSELE & H E R M 1976) bezeichnet wer-
den. Obgleich es i n j ü n g e r e r Zeit vermehrte A n - zeichen d a f ü r gibt, d a ß auch i m Mittelmeerbereich w ä h r e n d des letzten G l a z i a l s aridere K l i m a b e d i n g u n - gen geherrscht haben, sollte man auch dort eine s t ä r - kere raum-zeitliche Unterscheidung treffen. So k ö n n e n im n ö r d l i c h e n Mediterrangebiet infolge kalter u n d relativ trockener V e r h ä l t n i s s e z w a r i n tieferen Lagen aridere Bedingungen auftreten, i n den Gebirgen je- doch kann die starke Temperaturabsenkung Gletscher- v o r s t ö ß e bewirken. Auch für den Vorderen Orient mag die Reliefgestaltung für differenzierte K l i m a - ä n d e r u n g e n hygrischer A r t verantwortlich sein. N o r d - west-Syrien u n d das nördliche K ü s t e n g e b i e t des L i b a - non waren vermutlich relativ a r i d w ä h r e n d des H o c h - glazials, w ä h r e n d für das Damaskus-Becken (KAISER et a l . 1973) gleichzeitig pluviale V e r h ä l t n i s s e belegt werden und i m Gegensatz dazu für das Tote Meer ein Austrocknen des p l u v i a l e n Lisan-Sees ab ca. 20 000 B P
angenommen w i r d ( H U C K R I E D E 1 9 7 2 ; F A R R A N D 1973).
Arides K l i m a herrschte i m H o c h g l a z i a l auch i m Roten Meer u n d i m G o l f v o n A d e n (DEUSER et a l . 1976).
Gehen w i r davon aus, d a ß kalte u n d trockene L u f t - massen i m H o c h g l a z i a l (ca. 20 0 0 0 bis 13 0 0 0 B P ) von M i t t e l e u r o p a bis ins nördliche Mittelmeergebiet reichten u n d d a ß die pluvialen Bedingungen i m öst- lichen Mittelmeergebiet v o n den aus Westen heran- ziehenden Z y k l o n e n bei recht k ü h l e n Temperaturen
verursacht wurden, die f ü r die K ü s t e der Levante und die Gebirge mehr N i e d e r s c h l ä g e brachten als für die i m Regenschatten liegenden Grabengebiete u m das Tote Meer, dann erscheinen die W i d e r s p r ü c h e der p a l ä o k l i m a t i s c h e n Befunde aus dem Vorderen O r i e n t
z u n e h m e n d e r N i e d e r s c h l a g ( N ) z u n e h m e n d e T e m p e r a t u r e n ( T )
9 0 N 8 0 7 0 " 6 0 S p i t z b e r g e n N o r w e g e n A l a s k a S i b i r i e n
( F e r n e r O s t e n )
5 0 4 0 3 0 A l p e n A t l a s R o c k y M o u n t a i n s H i m a l a y a
2 0 1 0 ' 0 1 0 S A h a g g a r Ä t h i o p i e n R u w e n z o r i
T i b e s t i V e n e z u e l a N e u g u i n e a M e x i k o K o l u m b i e n E c u a d o r
s p a t g l a z i a l (-1 3 0 0 0 9 0 0 0 B P )
>... . 77 . r ^ r r r^ ^ T T j h o c h g l a z i a l ( - 2 0 0 0 0 1 5 0 0 0 B P )
z u n e h m e n d e r N i e d e r s c h l a g ( N ) z u n e h m e n d e T e m p e r a t u r e n ( T )
N h e u t e N s p ä t g l a z i a l
N h o c h g l a z i a l . . . T h e u t e
T s p ä t g l a z i a l T h o c h g l a z i a l
7 0 6 0 5 0 4 0 3 0 2 0 1 0 0 1 0 S S k a n d i n a v i e n M i t t e l e u r o p a S u d e u r o p a S a h a r a S a h e l Z e n t r a l a f r i k a L u n d a s c h w e l l e
K a n a d a U S A U S A M e x i k o Z e n t r a l a m e r i k a A m a z o n a s
\ \ \ \ \ x
h e u t e s p ä t g l a z i a l H 3 0 0 0 - 9 0 0 0 B P ) h o c h g l a z i a l ( - 2 0 0 0 0 - 1 5 0 0 0 B P )
! ^ I 1 r e z e n t e ["•""•'""""I ° Ptima,e B e d i n g u n g e n f ü r e i n e m a x i m a l e ' ' 1 J ) L^-iLJ V e r g l e t s c h e r u n g
h - " 1 s p a t q l a z i a l e i s e m i a n d e b i s a r i d e _ o p t i m a l e B e d i n g u n g e n f ü r ' p l u v i a l e ' V e r h ä l t n i s s e
1 - J ' B e d i n g u n g e n L • \ J * i n » \
Y A ^ ^ - ^ J ( o f t v o n n u r k u r z e r D a u e r )
\A yA h o c h g l a z i a l e optima|e B e d i n g u n g e n f ü r a r i d e V e r h ä l t n i s s e '-'-^ b z w . a r i d e r e ( i m V e r g l e i c h z u h e u t e ) B e d i n g u n g e n
\7///Z\ o p t i m a l e B e d i n g u n g e n f ü r s t a r k e h y g r i s c h e
^ ^ z J S c h w a n k u n g e n
Abb. 8: Versuch einer schematischen Darstellung humider und arider Klimabedingungen zwischen Nordpol und Ä q u a t o r für das letzteiszeitliche Hochglazial (ca. 20 000-15 000 BP), das Spätglazial (ca. 13 000-9000 BP) und die Gegenwart für Gebirge (A) und Tiefländer (B). Der Hauptabschnitt der letzten Kaltzeit zeigt eine maximale Temperaturdepression bei allgemein reduzierten Niederschlägen. A m Ausgang der letzten Kaltzeit bringen vor allem hygrische Klimaschwan- kungen - synchron (?) oder zeitlich entgegengesetzt (?) - pluviale Phasen für die meisten Gebiete der heutigen ariden und wechselfeuchten Tropen und Subtropen. Pluviale Erscheinungen werden z. T . insbesondere als Fernwirkungen der Vorgänge vorgetäuscht, die sich in Bergländern bei herabgedrückten, relativ humideren H ö h e n s t u f e n abspielten (vgl.
B R U N N A C K E R 1973)
Attempt at a schematic presentation of humid and arid climatic conditions between the North Pole and Equator at the high glacial stage of the last Ice Age (c. 20,000-15,000 B.P.), the late glacial period (c. 13,000-9,000 B.P.) and the present for mountains (A) and lowlands (B). The main section of the last glacial period shows a maximum temperature depression, together with an overall reduction in precipitation. Towards the end of the last glacial epoch predominantly hygric climatic fluctuations produce - synchronically? or periodically opposed? - pluvial phases for most areas of the at present arid and savanna climates of the tropics and sub-tropics. In parts pluvial phenomena are simulated, partic- ularly as long ränge effects of those processes which took place in mountainous uplands, under depressed, relatively more humid altitudes (cf. B R U N N A C K E R , 1973)
nicht mehr so gravierend ( v g l . A b b . 8). A u c h ist daran zu denken, d a ß die g r ö ß e r e n Gebirge der zentralen Sahara (Ahaggar- und Tibesti-Massiv) ebenfalls i m Flochglazial i . e. S. v o n den a u ß e r t r o p i s c h e n Z y k l o n e n N i e d e r s c h l ä g e empfingen, w ä h r e n d die tiefer gelegenen
Gebiete ringsum noch aride V e r h ä l t n i s s e aufwiesen.
Eine Absenkung der Schneegrenze (MESSERLI 1973) b z w . der Untergrenze der N i v a t i o n s f o r m e n w ä r e dann dort ± synchron z u den a u ß e r t r o p i s c h e n M a x i - mal vergletscherungen erfolgt ( v g l . dazu B U T Z E R 1973;
