Зледеніння Ллянкіуе

У Вікіпедії є статті про інші значення цього терміна: Ллянкіуе (значення).
Мапа Чилійського озерного краю[en], де було виявлено зледеніння Ллянкіуе.

Зледеніння Ллянкіуе — зледеніння останнього льодовикового періоду на півдні Чилі.[1]

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

Попередній інтергляціал відомий як Вальдивійський інтергляціал має назву за містом Вальдивія.[3]

Загальна характеристика

[ред. | ред. код]

Характеристики зледеніння відрізняються залежно від широти. У Центральному Чилі, на південь від пустелі Атакама, ступінь заледеніння Ллянкіуе 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 Ллянкіуе 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[en] 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 Ллянкіуе, розташовані між моренами Ллянкіуе і моренами старішого зледеніння Санта-Марія.[8][9] В даний час ці морени містять характерний ґрунт і рослинність типу ньяді[en].[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[en] особливості, такі як крижані клини[en], полігональний грунт[en], гідролаколіти, кам'яні річки, пальзи, кріотурбація[en] ґрунту, відкладення соліфлюкції під час зледеніння Ллянкіуе[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[en]) 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 вальдивійських помірних дощових лісів.[12][13]

Розвиток зледеніння

[ред. | ред. код]

Палінологічний аналіз у Чилое показує існування принаймні трьох інтерстадіалів, під час зледеніння Ллянкіуе. 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. років тому.[4] У порівнянні з районами Ллянкіуе і Чилое максимальне просування льодовика було досягнуто набагато раніше у Кордильєра-дель-Пайне та протоці Ултіма-Есперанса[en] (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

[ред. | ред. код]

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 Ллянкіуе, 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 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 Ллянкіуе 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[en] 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[en] 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

[ред. | ред. код]

Швидке потепління почалося за 17 800 років до сьогодення, що супроводжувалося відступом льодовиків і швидкою колонізацією[en] Nothofagus dombeyi і подальшим розвитком вальдивійських 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 момент льодовиковий 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 Ллянкіуе 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[en] у Торрес-дель-Пайне (51° S).[19][20]

Примітки

[ред. | ред. код]
  1. ↑ Heusser, C.J. (1974). Vegetation and climate of the southern Chilean Lake District during and since the last interglaciation. Quaternary Research (англ.). 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 (англ.). 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 (англ.). 9 (1): 45—54. Архів оригіналу за 2 грудня 2016. Процитовано 26 листопада 2021.
  4. ↑ а б в г 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 (англ.). 23 (6–7): 635—647. Bibcode:2008JQS....23..635Z. doi:10.1002/jqs.1200.
  5. ↑ а б в г д е ж и 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 (англ.). 122: 233—249. Bibcode:2015QSRv..122..233M. doi:10.1016/j.quascirev.2015.05.027. hdl:10533/148448.
  6. ↑ а б в г Heusser, C.J. (2004). Ice Age Southern Andes. Developments in Quaternary Science (англ.). Elsevier. с. 25—29.
  7. ↑ а б García, Juan L. (2012). Late Pleistocene ice fluctuations and glacial geomorphology of the Archipiélago de Chiloé, southern Chile. Geografiska Annaler: Series A, Physical Geography (англ.). 94 (4): 459—479. doi:10.1111/j.1468-0459.2012.00471.x. hdl:10533/134803.
  8. ↑ а б 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 (PDF). Ambiente y Desarrollo (ісп.). XII (1): 82—88. Архів оригіналу (PDF) за 3 грудня 2013. 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 (англ.). 81 (2): 231—284. doi:10.1111/j.0435-3676.1999.00058.x.
  10. ↑ а б Harrison, Stephan (2004). The Pleistocene glaciations of Chile. У Ehlers, J.; Gibbard, P.L. (ред.). Quaternary Glaciations - Extent and Chronology: Part III: South America, Asia, Africa, Australasia, Antarctica (англ.). с. 91–97.
  11. ↑ Trombotto Liaudat, Darío (2008). Geocryology of Southern South America. У Rabassa, J. (ред.). The Late Cenozoic of Patagonia and Tierra del Fuego (англ.). с. 255–268. ISBN 978-0-444-52954-1.
  12. ↑ а б Villagrán, Carolina; Hinojosa, Luis Felipe (2005). Esquema biogeográfico de Chile. У Llorente Bousquests, Jorge; Morrone, Juan J. (ред.). Regionalización Biogeográfica en Iberoámeríca y tópicos afines (ісп.). Mexico: Ediciones de la Universidad Nacional Autónoma de México, Jiménez Editores.
  13. ↑ а б 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 (ред.). Ecología de los bosques nativos de Chile. Santiago de Chile: Editorial Universitaria. с. 29—49. ISBN 978-9561112841.
  14. ↑ а б 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. Архів оригіналу за 26 листопада 2021. Процитовано 26 листопада 2021.
  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 (англ.). 185: 9—26. Bibcode:2018QSRv..185....9G. doi:10.1016/j.quascirev.2018.01.013. hdl:20.500.11820/d73c13fd-aeb3-4417-9158-4618d8263360.
  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 (англ.). 26 (7): 665—674. Bibcode:2011JQS....26..665H. doi:10.1002/jqs.1491.
  17. ↑ а б в г д Lowell, T.V.; Heusser, C.J.; Andersen, B.J.; Moreno, P.I.; Hauser, A.; Heusser, L.E.; Schlüchter, C.; Marchant, D.R.; Denton, G.H. (1995). Interhemispheric Correlation of Late Pleistocene Glacial Events. Science (англ.). 269 (5230): 1541—1549. Bibcode:1995Sci...269.1541L. doi:10.1126/science.269.5230.1541. PMID 17789444.
  18. ↑ Pfanzelt, S.; Albach, D.; von Hagen, K.B. (2017). Tabula rasa in the Patagonian Channels? The phylogeography of Oreobolus obtusangulus (Cyperaceae). Molecular Ecology (англ.). 26 (15): 4027—4044. doi:10.1111/mec.14156. PMID 28437593.
  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. hdl:10533/129777.
  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 (англ.). 39 (1): 1—21. doi:10.5027/andgeoV39N1-a01. Архів оригіналу за 16 вересня 2018. Процитовано 26 листопада 2021.