عصر یخ یا دوره یخبندان

عصر یخبندان یا عصر یخ (به انگلیسی: An ice age, or more precisely, a glacial age)، دورهٔ دراز مدت کاهش دمای آب و هوای زمین است که در گسترش یخسارهای قاره‌ای، یخسارهای قطبی و یخسارهای آلپی تاثیرگذار است. از دیدگاه یخبندان‌شناسی، عصر یخبندان بیش‌تر به دوره‌ای از یخسارها در نیمکرهٔ شمالی و جنوبی، گفته می‌شود؛ با این تعریف ما هنوز در عصر یخبندان هستیم(چرا که یخسارهای گرینلند و قطب جنوب هنوز وجود دارند). به زبان گفتاری و محاوره‌ای، هنگامی که درباره‌ٔ چند میلیون سال آینده سخن گفته می‌شود، عصر یخبندان برای اشاره به دوره‌های سردتر با یخسارهای پهناور در خُشکاد(قاره)های شمالی آمریکا و اوراسیا گفته می‌شود: با این دید، آخرین عصر یخبندان نزدیک به ۱۱۰۰۰ سال پیش پایان یافت.
بیشتر مردم«عصریخبندان» را چنان می پندارند که گویی هیچ نشانی در زمان ما از آن باقی نمانده است . ولی آیا می دانید که زمینشناسان گفته اند ما هم اکنون تازه به پایان عصر یخبندان رسیده ایم؟
در گرین لند مردمی که در حال حاضر زندگی می کنند هنوز از هر جهت در عصر یخبندان بسر می برند.
تقریباً ۲۵۰۰۰ سال پیش مردمی که در مرکز امریکای شمالی زیست داشتند در سراسر سال با یخ و برف سرو کارشان می بود .
در آنجادیوار کلفتی از یخ وجود داشت که میان دو ساحل شرقی و غربی آمریکا کشیده شده بود . در قسمت شمال نیز یخ بی انتها یی در همه جا گسترده بود.
این آخرین نشانه ی عصر یخبندان در آن سر زمین بود . در عصر یخبندان سرزمین کانادا وهمچنین بیساری از نقاط ایالات متحده و اروپا شمالغربی را ورقه ی کلفتی از یخ به ضخامت هزاران متر می پوشاند.
البته وجود چنین یخ عظیمی سبب آن نبود که در مناطق مزبور سرمای طاقت فرسایی حکمفرما باشد. چه درجه ی هوا در آنجا فقط حدود ده درجه پایین تر از وضع کنونی شمال ایالات متحده ی آمریکا می بود .
آنچه عصر یخبندان را بوجود می آورد تابستان های بسیار سردی بود که نمی گذاشت حرارت کافی یخ و برفهای زمستان را آب کند. از اینرو یخ ها پیوسته روی هم انباشته می شدند تا آنکه سر انجام تمام مناطق شمالی را فرا می گرفتند.
« عصر یخبندان» دارای چهار دوره بود. در طول هر دوره یخهایی تشکیل شده آنگاه گسترش می یافتند. سپس یخها به تدریج آب شده به سوی قطب شمالی سرازیر می گردیدند.
عمل یخبندان و آب شدن یخ ها در چهار دوره انجام گرفته :
نخستین دوره ی یخبندان در آمریکا ی شمالی حدود ۲۰۰۰۰۰۰ سال پیش بود.
دومین دوره ی یخبندان حدود ۱۲۵۰۰۰۰ سال پیش شروع شد.
سومین دوره ی آن نیز حدود پانصد هزار سال پیش بود.
و آخرین دوره ی یخبندان در آمریکای شمالی حدود یکصد هزار سال پیش آغاز شد.
یخها در پایان عصر یخبندان در همه جا به یکسان آب نمی شدند. چون مثلا در جایی که امروزه ویسکانسین نامیده می شود یخچال ها حدود چهل هزار سال پیش رو به ذوب شدن نهادند . ولی در نیوانگلند آب شدن یخ ها حدود بیست و هشت هزار سال پیش آغاز گردید.
یخهایی که بر سطح سرزمین موسوم به «مینزوتا» گسترده بودند تقریباً تا پانزده هزار سال پیش هنوز بر جای خود باقی بودند.
اما چون به اروپا می رسیم می بینیم که آلمان مثلا حدود هفتده هزار سال پیش بود که تازه از زیر یخ بیرون آمد. سوئد نیز تا سیزده هزار سال پیش تقریباً هنوز در زیر یخ پنهان بود.





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منابع [ویرایش]

Wikipedia contributors, "Ice age," Wikipedia, The Free Encyclopedia, http://en.wikipedia.org/w/index.php?title=Ice_age&oldid=201835990
رده‌ها: زمین‌شناسی یخچال‌شناسی

قس عربی

العصر الجلیدی فترة فی تاریخ الأرض غطت فیها طبقات الثلج أقالیم کبیرة من الأرض. ویعتقد بوجود العدید من العصور الجلیدیة الرئیسة التی دام کل منها عدة ملایین من السنین. إنقرضت فی العصر الجلیدى الأخیر الثدییات العظمیة (الفقاریة) عندما غطی الجلید معظم المعمورة. وبهذا العصر ظهر الإنسان العاقل الصانع لأدواته وعاشت فیه فیلة الماستدون والماموث وحیوان الدینوثیرم الذی کان یشبه الفیل لکن أنیابه لأسفل وحیوان الخرتیت وکانوا صوفی الشعر الذی کان یصل للأرض.وهذه الفیلة کانت أذناها صغیرتین حتی لاتتأثرا بالصقیع. کما ظهر القط (سابر) ذات الأنیاب الکبیرة والنمور ذات الأسنان التی تشبه السیف وکانت تغمدها فی أجربة بذقونها للحفاظ علی حدتها. وفیه کثرت الأمطار بمصر رغم عدم وجود الجلید بها. وصخور هذا العصر علیها آثار الجلید.
وقد ترک الإنسان الأول آثاره بعد انحسار الجلید. وقد حدث به انقراض کبیر للثدییات الضخمة وکثیر من أنواع الطیور منذ 10 آلاف سنة بسبب الجلید حیث کانت الأرض مغطاة بالأشجار القصیرة کأشجار الصنوبر والبتولا.
محتویات [اعرض]
[تعدیل]فترات

حدث أول العصور الجلیدیة المعروفة أثناء زمن ماقبل الکمبری منذ حوالی 2,3 ملیار سنة. وکذلک وجد عصر جلیدی مهم منذ 600 ملیون سنة مضت عند نهایة زمن ماقبل الکمبری. وبدأ العصران الجلیدیان التالیان منذ حوالی 450 ملیون سنة أثناء العصر الأوردوفیشی ومنذ حوالی 300ملیون سنة أثناء العصر الکربونی. واستمر کل عصر جلیدی من 20 إلى 50 ملیون سنة.[1] وجمع العلماء الکثیر من الدلائل لیثبتوا حدوث هذه العصور الجلیدیة. فقد درسوا الصخور التی تشکلت أثناء العصور الجلیدیة القدیمة. وفی هذه الصخور، وجدوا رکامًا جلیدیًا (تربة وأحجارًا نحتت بالمثالج) وأسطحًا صخریة صقلها تحرک الطبقات الجلیدیة فوقها. وعلى سبیل المثال، تحتوی الصخور التی تکونت فی العصرین الکربونی المتأخر والبرمی المبکر فی أمریکا الجنوبیة وإفریقیا والهند وأسترالیا على دلائل مثلجیة. ویعتقد معظم العلماء الآن أنه منذ 300 ملیون سنة مضت کانت هذه الأراضی متجمعة مع أنتارکتیکا حول القطب الجنوبی، مشکِّلة قارة واحدة اسمها أرض الجندوانا التی تفککت فی أو من بعد ذلک العصر ، ثم تحرکت أجزاء الأراضی المنفصلة ببطء إلى مواقعها الحالیة.[1]
[تعدیل]العصر البلیستوسینی
أکثر العصور الجلیدیة حداثة کان أثناء العصر البلیستوسینی الذی بدأ منذ ملیونی سنة وانتهى منذ حوالی 10000 سنة. یشیر مصطلح العصر الجلیدی عادة إلى العصر الجلیدی البلیستوسینی.
لم تتأثر الأحافیر ودلائل أخرى من العصر الجلیدی البلیستوسینی بتغیرات فی الأرض مثلما حدث لتلک التی وجدت فی العصور الجلیدیة المبکرة.
[تعدیل]التراجع الجلیدی الأخیر

بدأ التراجع الجلیدی الأخیر منذ أقل من 20,000 سنة. ویتوقع معظم العلماء أن فترات مثلجیة سوف تحدث مرة أخرى، حیث یعتقدون بوجود تغیرات منتظمة فی مدار الأرض حول الشمس وفی زاویة میلها، وقد یتسبب هذا فی برودة تزید بدورها من تشکیل کتل جلیدیة.
أثناء المثلجیة تتکون کتل جلیدیة قاریة تنمو سمیکة وتنساب للخارج من مرکزها. وفی أمریکا الشمالیة کان المرکز الرئیسی حول خلیج هدسون، حیث واصل تراکم الثلج بین 2,400 و3,000م. وتسبب الضغط الناتج عن وزنه فی أن ینساب الثلج للخارج فی کل الاتجاهات. وقد غطى معظم أمریکا الشمالیة حتى ودیان نهری میسوری وأوهایو حالیا.
[تعدیل]حیوانات

یعتقد بعض العلماء أن الجمال والخیول والفیلة الموجودة الآن ظهرت أولاً فی العصر الجلیدی. نشأ الحصان والجمل فی أمریکا الشمالیة، ثم عبرا مضیق بیرنغ إلى آسیا. وتطور الفیل والثور الأمریکی والغزال والدب فی أوروبا وآسیا، ثم أتت إلى أمریکا الشمالیة. وذهبت الخیول واللاما وکسلان الأرض العملاق والمدرعات إلى أمریکا الجنوبیة.
وحینما دفعت الغطاءات الجلیدیة من الشمال نقلت معها الحیوانات جنوبًا. لکن فی أثناء الفترات بین المثلجیة تتبعت الحیوانات الجلید المذاب عائدة فی اتجاه الشمال.
ویظن بعض العلماء أن التغیر فی المناخ تسبب فی موت ثدییات العصر البلیستوسینی، بینما یعتقد آخرون أن الإنسان أبادها جمیعها. وعلى سبیل المثال عاش کسلان الأرض العملاق والماموث وحیوان الماستودون وهو حیوان بائد شبیه بالفیل ودب الکهوف والمغاور وحیوان الکنغورو العملاق وثدییات أخرى کبیرة فی أمریکا الشمالیة حتى وصل الإنسان إلى القارة منذ 20,000 سنة مضت ولکن سرعان مابدأت هذه الحیوانات فی الاختفاء. وعاشت هذه الحیوانات جنبًا إلى جنب مع البشر خلال معظم العصر البلیستوسینی.
یعتقد العلماء بانقراض حوالی 55 نوعا من الحیوانات الکبیرة الحجم فی أمریکا الشمالیة وقد تمکن العلماء بفضل الأبحاث التی أجروها على حیوانات الکسالى العملاقة فی جنوب شرق الولایات المتحدة الأمریکیة من تحدید انقراض هذا النوع من الحیوانات منذ 11 ألف سنة قبل عصرنا الحالی الذی یتوافق مع تاریخ اندثار صیادی ما قبل التاریخ.
[تعدیل]مراجع

↑ أ ب العصر الجلیدی الموسوعة المعرفیة الشاملة
تصنیفان: زمن جیولوجی جیولوجیا


قس عبری

עידני קרח הם תקופות בהיסטוריית כדור הארץ שבהן האטמוספירה התקררה באופן משמעותי ואזורים נרחבים התכסו בים קפוא או בקרחוני ענק.
כדור הארץ קיים כ-4.5 מיליארד שנים. במהלך תקופה זו חווה כדור הארץ מספר עידני קרח, כל אחד מהם ארך עשרות או מאות מיליוני שנים. סך כל השנים מסתכמות בכ-15 עד 20 אחוזים מהיסטוריית הכדור. שכבת הקרח כיסתה ככל הנראה כ-10 עד 30 אחוזים מכלל פני כדור הארץ.
לעתים מכוון המונח עידן הקרח לעידן-הקרח האחרון, שהסתיים, לפי הערכה, לפני כ-10,000 שנה.
[עריכה]גורמים לתקופות הקרח (תופעות גלובליות)

ישנם מספר גורמים אפשריים היכולים ליצור ירידת טמפרטורה, אשר תוביל לתקופת קרח:
שינוי במסלול כדור הארץ סביב השמש - מסלולו של כדור הארץ סביב השמש הוא אליפטי אך אינו קבוע. ישנה מחזוריות של התרחקות המסלול מן השמש המתרחשת כל 100,000 שנים לערך. משמעותה של ההתרחקות מהשמש היא שעוצמת הקרינה והחום של השמש, הנקלטים בכדור הארץ, נחלשים, והטמפרטורה בכדור הארץ יורדת.
שינוי בכיוון ציר כדור הארץ - צירו של כדור הארץ נטוי. נטייתו היא ביחס למישור תנועת הכדור סביב השמש, מישור זה נקרא מישור המילקה. לציר זווית נטייה קבועה וזווית פגיעת קרני השמש בקווי רוחב שונים בכדור הארץ מושפעת מזווית הציר. כאשר זווית הציר משתנה, משתנה גם עוצמת קרני השמש ושינוי זה יכול לגרום להתקררות הכדור. זווית הציר הנוכחית היא בערך 23.4°. ככל שזווית הנטייה קרובה יותר ומאונכת למישור המילקה, פחות קרני שמש פוגעות בקווי הגובה הגבוהים. ככל הנראה שינוי זה עשוי לגרום להיווצרות תקופת קרח.
זרם הגולף - זרם הגולף מביא עמו זרמי מים חמים המשפיעים על האקלים בחופי נורבגיה. בתקופות מסוימות התקרר הזרם ולכן לא היה גורם משמעותי שחימם את הטמפרטורות באזור. בנוסף, בתקופות הקרח עצמן האוקיינוס בו עובר הזרם היה קפוא ומנע מן הזרם להגיע לאזור החופים.
כתמים בשמש - ישנן עדויות שבתקופות מסוימות היו כתמים על השמש. כתמים אלו גרמו לעוצמת הקרינה לרדת ובכך לקרר את האקלים בכדור הארץ.
האפקט ההפוך - בתקופות הבין–קרחוניות האקלים היה חם יחסית וקרחונים החלו להתמוסס. המסת הקרחונים משמעותה שהמים, שהיו בעבר קפואים, נשפכים אל תוך האוקיינוסים בכמויות גדולות, מים אלה קרים מאוד ומתוקים בניגוד למי האוקיינוס. תופעה זו גורמת לאפקט הפוך, המים הקרים משפיעים על טמפרטורת האוקיינוס ויכולים להורידה בכמה מעלות. השינוי הדרמטי בטמפרטורת האוקיינוסים משפיע על האקלים בכדור הארץ כולו ויכול לגרום לעלייה גדולה בשיעור הסערות, בהן יורדים משקעים רבים וכך גדלים הקרחונים. אפקט הפוך נוסף אשר נגרם מההתחממות המהירה הוא עלייה בכמות האדים באטמוספירה. ההתחממות גורמת לאידוי יתר היוצר מסך של עננים באטמוספירה החוסם את קרינת השמש וגורם להתקררות האקלים.
שינוי ברצועות האקלים - בכדור הארץ מספר רצועות אקלים, רצועות אלה מוכתבות על ידי עליות וירידות של לחצים ברומטרים. באזור קו המשווה הלחצים הברומטרים עולים ולכן רצועת אקלים זו היא לחה ומרובת משקעים. באזור קו הרוחב 30 לחצים אלה יורדים, ורצועה זו נותרת צחיחה ומדברית (זהו האזור של מדבר סהרה). באזור קו הרוחב 60 ישנה רצועה נוספת בה עולים הלחצים ואף היא רצועה לחה ומרובת משקעים. בתקופה הנוכחית, שהיא תקופה חמה, רצועת האקלים של צפון אירופה (במיוחד נורבגיה) נהפכת ללחה יותר ולכן יורדים בה משקעים רבים יותר. הדבר מוביל לכך שחלק מן הקרחונים גדלים.
פעילות אנושית - בעקבות פעילות אנושית הכוללת זיהום תעשייתי ופליטת גזים ועשן ממכונות חלה התחממות עולמית. התחממות זו מתבטאת בפגיעה באטמוספירה וחדירה מסוכנת של קרני שמש בעלות קרינה חזקה מדי. אולם יש חוקרים (בהם Andersen, 2000) הטוענים כי התחממות האטמוספירה בשנים האחרונות הינה טבעית (שינוי בגזים באטמוספירה וכדומה).
חורף געשי – דומה במהותו לחורף גרעיני, ונגרם כאשר ענן נרחב של אפר געשי הנפלט בהתפרצות געשית בעוצמה גבוהה מחזיר את קרינת השמש בחזרה לחלל ומוריד את הטמפרטורה על פני השטח.
[עריכה]ראו גם

עידן הקרח הקטן
[עריכה]קישורים חיצוניים

עידן הקרח, באנציקלופדיה ynet

קטגוריות: מדעי כדור הארץשינויי אקליםקרח

قس اردو
وہ مدت میں جس میں کوئی تختہ یخ (Ice Sheet) پرورش پاتا اور پھیلتا ہے یخ زدگی (Glaciation)کہلاتی ہے۔ اس دوران خاصی برف باری کا ہونا اور برف کے انبوہ عظیم کا جمع ہو جانا بھی اس اصطلاح میں شامل ہے۔ اس کے برخلاف جو عمل ہوتا ہے جس میں تختہ یخ کی دبازت اور جسامت سکڑنے لگتی ہے۔ برف حاشیوں کے مرکز کی بلندیوں کی جانب پس روی اختیار کرتی ہے۔ یہاں تک کہ تختہ یخ غائب ہو جاتا ہے۔ یہ مدت نایخ زدگی (Deglaciation) کہلاتی ہے۔ نایخ زدگی کے بعد اور اگلے یخ زدگی سے پہلے معتدل آب و ہوا کا زمانہ آتا ہے جسے بین یخ زدگی (Inter Glaciation) کہتے ہیں۔ یکے بعد دیگرے یخ زدگی اور بین یخ زدگی کے تواتر کی مجموعی مدت ایک تا 10 ملین سال یا اس سے زیادہ ہوتی ہے جسے برفانی دور یا برفانی عہد (Ice Age) کہتے ہیں۔
گذشتہ ڈھائی سے تین ملین سالوں میں زمین پر صرف ایک برفانی دور آیا۔ برفانی عہد کا عنوان سب سے پہلے ایک ماہر فطرت لوئس اگاسیز (Louis Agassez) نے انیسویں صدی کی تیسری دہائی میں استعمال کیا۔ فی زمانہ ہم بین یخ زدگی کے دور میں ہیں جو نایخ زدگی کے دور کے بعد آیا جو اب سے تقریباً 15 ہزار سال پہلے شروع ہوا۔
اس سے قبل آنے والا یخ زدگی کے دور کو جدید ترین برفانی عہد (The Pleistocene Ice Age)کہا جا سکتا ہے۔ اس دور کو وسکنسنین یخ زدگی (Wisconsinan Glaciation) کے نام سے موسم کیا جاتا ہے۔ یخ زدگی کے اس دور نے شمالی نصف کرہ کے تقریبا‎ 80 لاکھ مربع میل علاقے کو اپنی لپیٹ میں لیا۔ اس میں سے نصف کے قریب شمالی امریکہ میں تھا۔ شمالی امریکہ کے تختہ کو لورنٹائڈ تختہ یخ (Laurentide Ice Sheet) کہتے ہیں۔ تقریبا‎ 30 لاکھ مربع میل علاقہ جس کا بڑا حصہ یورپ اور ایک چھوٹا حصہ کوہ اورال کے پار شمالی سائبیریا تک چلا گیا تھا۔ یورپ کا تختہ یخ اسکینڈے نیوین تختہ یخ (Scandinavian Ice Sheet) کہلاتا ہے۔ ایک ثانوی کلاہ یخ کوہ الپس سے شروع ہو کر ہمالیہ اور دوسرے سلسلہ ہائے کوہ تک پھیلا ہوا تھا۔
جنوبی نصف کرہ میں آسٹریلیا میں نیو ساؤتھ ویلز، تسمانیہ اور نیوزی لینڈ برف پوش تھے۔ جنوبی امریکہ میں جنوبی چلی اور پیٹاگونیا تک برف موجود تھی۔ انٹارکٹیکا کا تختہ یخ زمانہ حال کے مقابلے میں زیادہ وسیع اور دبیز تھا۔ وسطی افریقہ میں بھی اس کے آثار ملے ہیں۔ اس دور میں زیادہ سے زیادہ برف کا پھیلاؤ اب سے 18 ہزار پہلے تک ہوا۔
زمرہ جات: تاریخ موسمیاتیخ زدگیاتبرفانی عہد

قس انگلیسی
An ice age, or more precisely, a glacial age, is a period of long-term reduction in the temperature of the Earth's surface and atmosphere, resulting in the presence or expansion of continental ice sheets, polar ice sheets and alpine glaciers. Within a long-term ice age, individual pulses of cold climate are termed "glacial periods" (or alternatively "glacials" or "glaciations" or colloquially as "ice age"), and intermittent warm periods are called "interglacials". Glaciologically, ice age implies the presence of extensive ice sheets in the northern and southern hemispheres.[1] By this definition, we are still in the ice age that began 2.6 million years ago at the start of the Pleistocene epoch, because the Greenland and Antarctic ice sheets still exist.[2]
Contents [show]
[edit]Origin of ice age theory

In 1742 Pierre Martel (1706–1767), an engineer and geographer living in Geneva, visited the valley of Chamonix in the Alps of Savoy.[3][4] Two years later he published an account of his journey. He reported that the inhabitants of that valley attributed the dispersal of erratic boulders to the fact that the glaciers had once extended much farther.[5][6] Later similar explanations were reported from other regions of the Alps. In 1815 the carpenter and chamois hunter Jean-Pierre Perraudin (1767–1858) explained erratic boulders in the Val de Bagnes in the Swiss canton of Valais as being due to glaciers previously extending further.[7] An unknown woodcutter from Meiringen in the Bernese Oberland advocated a similar idea in a discussion with the Swiss-German geologist Jean de Charpentier (1786–1855) in 1834.[8] Comparable explanations are also known from the Val de Ferret in the Valais and the Seeland in western Switzerland[9] and in Goethe's Scientific Work.[10] Such explanations could also be found in other parts of the world. When the Bavarian naturalist Ernst von Bibra (1806–1878) visited the Chilean Andes in 1849–1850 the natives attributed fossil moraines to the former action of glaciers.[11]
Meanwhile, European scholars had begun to wonder what had caused the dispersal of erratic material. From the middle of the 18th century some discussed ice as a means of transport. The Swedish mining expert Daniel Tilas (1712–1772) was, in 1742, the first person to suggest drifting sea ice in order to explain the presence of erratic boulders in the Scandinavian and Baltic regions.[12] In 1795, the Scottish philosopher and gentleman naturalist, James Hutton (1726–1797), explained erratic boulders in the Alps with the action of glaciers.[13] Two decades later, in 1818, the Swedish botanist Göran Wahlenberg (1780–1851) published his theory of a glaciation of the Scandinavian peninsula. He regarded glaciation as a regional phenomenon.[14] Only a few years later, the Danish-Norwegian Geologist Jens Esmark (1763–1839) argued a sequence of worldwide ice ages. In a paper published in 1824, Esmark proposed changes in climate as the cause of those glaciations. He attempted to show that they originated from changes in the Earth's orbit.[15] During the following years, Esmark’s ideas were discussed and taken over in parts by Swedish, Scottish and German scientists. At the University of Edinburgh Robert Jameson (1774–1854) seemed to be relatively open towards Esmark's ideas. Jameson's remarks about ancient glaciers in Scotland were most probably prompted by Esmark.[16] In Germany, Albrecht Reinhard Bernhardi (1797–1849), professor of forestry at Dreissigacker, adopted Esmark's theory. In a paper published in 1832, Bernhardi speculated about former polar ice caps reaching as far as the temperate zones of the globe.[17]
Independently of these debates, the Swiss civil engineer Ignaz Venetz (1788–1859) in 1829, explained the dispersal of erratic boulders in the Alps, the nearby Jura Mountains and the North German Plain as being due to huge glaciers. When he read his paper before the Schweizerische Naturforschende Gesellschaft, most scientists remained sceptical.[18] Finally, Venetz managed to convince his friend Jean de Charpentier. De Charpentier transformed Venetz's idea into a theory with a glaciation limited to the Alps. His thoughts resembled Wahlenberg's theory. In fact, both men shared the same volcanistic, or in de Charpentier’s case rather plutonistic assumptions, about earth history. In 1834, de Charpentier presented his paper before the Schweizerische Naturforschende Gesellschaft.[19] In the meantime, the German botanist Karl Friedrich Schimper (1803–1867) was studying mosses which were growing on erratic boulders in the alpine upland of Bavaria. He began to wonder where such masses of stone had come from. During the summer of 1835 he made some excursions to the Bavarian Alps. Schimper came to the conclusion that ice must have been the means of transport for the boulders in the alpine upland. In the winter of 1835 to 1836 he held some lectures in Munich. Schimper then assumed that there must have been global times of obliteration ("Verödungszeiten") with a cold climate and frozen water.[20] Schimper spent the summer months of 1836 at Devens, near Bex, in the Swiss Alps with his former university friend Louis Agassiz (1801–1873) and Jean de Charpentier. Schimper, de Charpentier and possibly Venetz convinced Agassiz that there had been a time of glaciation. During Winter 1836/7 Agassiz and Schimper developed the theory of a sequence of glaciations. They mainly drew upon the preceding works of Goethe,[21] of Venetz, of de Charpentier and on their own fieldwork. There are indications that Agassiz was already familiar with Bernhardi's paper at that time.[22] At the beginning of 1837 Schimper coined the term ice age ("Eiszeit").[23] In July 1837 Agassiz presented their synthesis before the annual meeting of the Schweizerische Naturforschende Gesellschaft at Neuchâtel. The audience was very critical or even opposed the new theory because it contradicted the established opinions on climatic history. Most contemporary scientists thought that the earth had been gradually cooling down since its birth as a molten globe.[24]
In order to overcome this rejection, Agassiz embarked on geological fieldwork. He published his book Study on glaciers ("Études sur les glaciers") in 1840.[25] De Charpentier was put out by this as he had also been preparing a book about the glaciation of the Alps. De Charpentier felt that Agassiz should have given him precedence as it was he who had introduced Agassiz to in depth glacial research.[26] Besides that, Agassiz had, as a result of personal quarrels, omitted any mention of Schimper in his book.[27]
Altogether, it took several decades until the ice age theory was fully accepted. This happened on an international scale in the second half of the 1870s following the work of James Croll including the publication of Climate and Time, in Their Geological Relations in 1875 which provided a credible explanation for the causes of ice ages.[28]
[edit]Evidence for ice ages

There are three main types of evidence for ice ages: geological, chemical, and paleontological.
Geological evidence for ice ages comes in various forms, including rock scouring and scratching, glacial moraines, drumlins, valley cutting, and the deposition of till or tillites and glacial erratics. Successive glaciations tend to distort and erase the geological evidence, making it difficult to interpret. Furthermore, this evidence was difficult to date exactly; early theories assumed that the glacials were short compared to the long interglacials. The advent of sediment and ice cores revealed the true situation: glacials are long, interglacials short. It took some time for the current theory to be worked out.
The chemical evidence mainly consists of variations in the ratios of isotopes in fossils present in sediments and sedimentary rocks and ocean sediment cores. For the most recent glacial periods ice cores provide climate proxies from their ice, and atmospheric samples from included bubbles of air. Because water containing heavier isotopes has a higher heat of evaporation, its proportion decreases with colder conditions.[29] This allows a temperature record to be constructed. However, this evidence can be confounded by other factors recorded by isotope ratios.
The paleontological evidence consists of changes in the geographical distribution of fossils. During a glacial period cold-adapted organisms spread into lower latitudes, and organisms that prefer warmer conditions become extinct or are squeezed into lower latitudes. This evidence is also difficult to interpret because it requires (1) sequences of sediments covering a long period of time, over a wide range of latitudes and which are easily correlated; (2) ancient organisms which survive for several million years without change and whose temperature preferences are easily diagnosed; and (3) the finding of the relevant fossils.
Despite the difficulties, analysis of ice core and ocean sediment cores[citation needed] has shown periods of glacials and interglacials over the past few million years. These also confirm the linkage between ice ages and continental crust phenomena such as glacial moraines, drumlins, and glacial erratics. Hence the continental crust phenomena are accepted as good evidence of earlier ice ages when they are found in layers created much earlier than the time range for which ice cores and ocean sediment cores are available.
[edit]Major ice ages



Ice age map of northern Germany and its northern neighbours. Red: maximum limit of Weichselian glacial; yellow: Saale glacial at maximum (Drenthe stage); blue: Elster glacial maximum glaciation.


Timeline of glaciations, shown in blue.
There have been at least five major ice ages in the Earth's past (the Huronian, Cryogenian, Andean-Saharan, Karoo Ice Age and the Quaternary glaciation). Outside these ages, the Earth seems to have been ice-free even in high latitudes.[30][31]
Rocks from the earliest well established ice age, called the Huronian, formed around 2.4 to 2.1 Ga (billion years) ago during the early Proterozoic Eon. Several hundreds of km of the Huronian Supergroup are exposed 10–100 km north the North Shore of Lake Huron extending from near Sault Ste. Marie to Sudbury NE of Lake Huron, with giant layers of now-lithified till beds, dropstones, varves, outwash, and scoured basement rocks. Correlative Huronian deposits have been found near Marquette, Michigan, and correlation has been made with Paleoproterozic glacial deposits from Western Australia.
The next well-documented ice age, and probably the most severe of the last billion years, occurred from 850 to 630 million years ago (the Cryogenian period) and may have produced a Snowball Earth in which glacial ice sheets reached the equator,[32] possibly being ended by the accumulation of greenhouse gases such as CO2 produced by volcanoes. "The presence of ice on the continents and pack ice on the oceans would inhibit both silicate weathering and photosynthesis, which are the two major sinks for CO2 at present."[33] It has been suggested that the end of this ice age was responsible for the subsequent Ediacaran and Cambrian Explosion, though this model is recent and controversial.
The Andean-Saharan, occurred from 460 to 420 million years ago, during the Late Ordovician and the Silurian period.
The evolution of land plants at the onset of the Devonian period caused a long term increase in planetary oxygen levels and reduction of CO2 levels, which resulted in the Karoo Ice Age. It is named after the glacial tills found in the Karoo region of South Africa, where evidence for this ice age was first clearly identified. There were extensive polar ice caps at intervals from 360 to 260 million years ago in South Africa during the Carboniferous and early Permian Periods. Correlatives are known from Argentina, also in the center of the ancient supercontinent Gondwanaland.


Sediment records showing the fluctuating sequences of glacials and interglacials during the last several million years.
The current ice age, the Pliocene-Quaternary glaciation, started about 2.58 million years ago during the late Pliocene, when the spread of ice sheets in the Northern Hemisphere began. Since then, the world has seen cycles of glaciation with ice sheets advancing and retreating on 40,000- and 100,000-year time scales called glacial periods, glacials or glacial advances, and interglacial periods, interglacials or glacial retreats. The earth is currently in an interglacial, and the last glacial period ended about 10,000 years ago. All that remains of the continental ice sheets are the Greenland and Antarctic ice sheets and smaller glaciers such as on Baffin Island.
Ice ages can be further divided by location and time; for example, the names Riss (180,000–130,000 years bp) and Würm (70,000–10,000 years bp) refer specifically to glaciation in the Alpine region. Note that the maximum extent of the ice is not maintained for the full interval. Unfortunately, the scouring action of each glaciation tends to remove most of the evidence of prior ice sheets almost completely, except in regions where the later sheet does not achieve full coverage.
[edit]Glacials and interglacials

See also: Glacial period and Interglacial


Shows the pattern of temperature and ice volume changes associated with recent glacials and interglacials


Minimum (interglacial, black) and maximum (glacial, grey) glaciation of the northern hemisphere


Minimum (interglacial, black) and maximum (glacial, grey) glaciation of the southern hemisphere
Within the ice ages (or at least within the current one), more temperate and more severe periods occur. The colder periods are called glacial periods, the warmer periods interglacials, such as the Eemian Stage.
Glacials are characterized by cooler and drier climates over most of the Earth and large land and sea ice masses extending outward from the poles. Mountain glaciers in otherwise unglaciated areas extend to lower elevations due to a lower snow line. Sea levels drop due to the removal of large volumes of water above sea level in the icecaps. There is evidence that ocean circulation patterns are disrupted by glaciations. Since the Earth has significant continental glaciation in the Arctic and Antarctic, we are currently in a glacial minimum of a glaciation. Such a period between glacial maxima is known as an interglacial.
The Earth has been in an interglacial period known as the Holocene for more than 11,000 years. It was conventional wisdom that the typical interglacial period lasts about 12,000 years, but this has been called into question recently. For example, an article in Nature[34] argues that the current interglacial might be most analogous to a previous interglacial that lasted 28,000 years. Predicted changes in orbital forcing suggest that the next glacial period would begin at least 50,000 years from now, even in absence of human-made global warming[35] (see Milankovitch cycles). Moreover, anthropogenic forcing from increased greenhouse gases might outweigh orbital forcing for as long as intensive use of fossil fuels continues.[36]
[edit]Positive and negative feedbacks in glacial periods

Each glacial period is subject to positive feedback which makes it more severe and negative feedback which mitigates and (in all cases so far) eventually ends it.
[edit]Positive feedback processes
Ice and snow increase the Earth's albedo, i.e. they make it reflect more of the sun's energy and absorb less. Hence, when the air temperature decreases, ice and snow fields grow, and this continues until competition with a negative feedback mechanism forces the system to an equilibrium. Also, the reduction in forests caused by the ice's expansion increases albedo.
Another theory proposed by Ewing and Donn in 1956[37] hypothesized that an ice-free Arctic Ocean leads to increased snowfall at high latitudes. When low-temperature ice covers the Arctic Ocean there is little evaporation or sublimation and the polar regions are quite dry in terms of precipitation, comparable to the amount found in mid-latitude deserts. This low precipitation allows high-latitude snowfalls to melt during the summer. An ice-free Arctic Ocean absorbs solar radiation during the long summer days, and evaporates more water into the Arctic atmosphere. With higher precipitation, portions of this snow may not melt during the summer and so glacial ice can form at lower altitudes and more southerly latitudes, reducing the temperatures over land by increased albedo as noted above. Furthermore, under this hypothesis the lack of oceanic pack ice allows increased exchange of waters between the Arctic and the North Atlantic Oceans, warming the Arctic and cooling the North Atlantic. (Current projected consequences of global warming include a largely ice-free Arctic Ocean within 5–20 years, see Arctic shrinkage.) Additional fresh water flowing into the North Atlantic during a warming cycle may also reduce the global ocean water circulation (see Shutdown of thermohaline circulation). Such a reduction (by reducing the effects of the Gulf Stream) would have a cooling effect on northern Europe, which in turn would lead to increased low-latitude snow retention during the summer. It has also been suggested that during an extensive glacial, glaciers may move through the Gulf of Saint Lawrence, extending into the North Atlantic ocean far enough to block the Gulf Stream.
[edit]Negative feedback processes
Ice sheets that form during glaciations cause erosion of the land beneath them. After some time, this will reduce land above sea level and thus diminish the amount of space on which ice sheets can form. This mitigates the albedo feedback, as does the lowering in sea level that accompanies the formation of ice sheets[citation needed].
Another factor is the increased aridity occurring with glacial maxima, which reduces the precipitation available to maintain glaciation. The glacial retreat induced by this or any other process can be amplified by similar inverse positive feedbacks as for glacial advances[citation needed].
According to research published in Nature Geoscience, human emissions of carbon dioxide will defer the next ice age. Researchers used data on the Earth's orbit to find the historical warm interglacial period that looks most like the current one and from this have predicted that the next ice age would usually begin within 1,500 years. They go on to say that emissions have been so high that it will not.[38]
[edit]Causes of ice ages

The causes of ice ages are not fully understood for both the large-scale ice age periods and the smaller ebb and flow of glacial–interglacial periods within an ice age. The consensus is that several factors are important: atmospheric composition, such as the concentrations of carbon dioxide and methane (the specific levels of the previously mentioned gases are now able to be seen with the new ice core samples from EPICA Dome C in Antarctica over the past 800,000 years[39] ); changes in the Earth's orbit around the Sun known as Milankovitch cycles (and possibly the Sun's orbit around the galaxy); the motion of tectonic plates resulting in changes in the relative location and amount of continental and oceanic crust on the Earth's surface, which affect wind and ocean currents; variations in solar output; the orbital dynamics of the Earth-Moon system; and the impact of relatively large meteorites, and volcanism including eruptions of supervolcanoes.[citation needed]
Some of these factors influence each other. For example, changes in Earth's atmospheric composition (especially the concentrations of greenhouse gases) may alter the climate, while climate change itself can change the atmospheric composition (for example by changing the rate at which weathering removes CO2).
Maureen Raymo, William Ruddiman and others propose that the Tibetan and Colorado Plateaus are immense CO2 "scrubbers" with a capacity to remove enough CO2 from the global atmosphere to be a significant causal factor of the 40 million year Cenozoic Cooling trend. They further claim that approximately half of their uplift (and CO2 "scrubbing" capacity) occurred in the past 10 million years.[40][41]
[edit]Changes in Earth's atmosphere
There is considerable evidence that over the very recent period of the last 100–1000 years, the sharp increases in human activity, especially the burning of fossil fuels, has caused the parallel sharp and accelerating increase in atmospheric greenhouse gases which trap the sun's heat. The consensus theory of the scientific community is that the resulting greenhouse effect is a principal cause of the increase in global warming which has occurred over the same period, and a chief contributor to the accelerated melting of the remaining glaciers and polar ice. A 2012 investigation finds that dinosaurs released methane through digestion in a similar amount to humanity's current methane release, which "could have been a key factor" to the very warm climate 150 million years ago.[42]
There is evidence that greenhouse gas levels fell at the start of ice ages and rose during the retreat of the ice sheets, but it is difficult to establish cause and effect (see the notes above on the role of weathering). Greenhouse gas levels may also have been affected by other factors which have been proposed as causes of ice ages, such as the movement of continents and volcanism.
The Snowball Earth hypothesis maintains that the severe freezing in the late Proterozoic was ended by an increase in CO2 levels in the atmosphere, and some supporters of Snowball Earth argue that it was caused by a reduction in atmospheric CO2. The hypothesis also warns of future Snowball Earths.
In 2009, further evidence was provided that changes in solar insolation provide the initial trigger for the Earth to warm after an Ice Age, with secondary factors like increases in greenhouse gases accounting for the magnitude of the change.[43]
William Ruddiman has proposed the early anthropocene hypothesis, according to which the anthropocene era, as some people call the most recent period in the Earth's history when the activities of the human species first began to have a significant global impact on the Earth's climate and ecosystems, did not begin in the 18th century with the advent of the Industrial Era, but dates back to 8,000 years ago, due to intense farming activities of our early agrarian ancestors. It was at that time that atmospheric greenhouse gas concentrations stopped following the periodic pattern of the Milankovitch cycles. In his overdue-glaciation hypothesis Ruddiman states that an incipient glacial would probably have begun several thousand years ago, but the arrival of that scheduled glacial was forestalled by the activities of early farmers.[44]
At a meeting of the American Geophysical Union (December 17, 2008), scientists detailed evidence in support of the controversial idea that the introduction of large-scale rice agriculture in Asia, coupled with extensive deforestation in Europe began to alter world climate by pumping significant amounts of greenhouse gases into the atmosphere over the last 1,000 years. In turn, a warmer atmosphere heated the oceans making them much less efficient storehouses of carbon dioxide and reinforcing global warming, possibly forestalling the onset of a new glacial age.[45]
[edit]Position of the continents
The geological record appears to show that ice ages start when the continents are in positions which block or reduce the flow of warm water from the equator to the poles and thus allow ice sheets to form. The ice sheets increase the Earth's reflectivity and thus reduce the absorption of solar radiation. With less radiation absorbed the atmosphere cools; the cooling allows the ice sheets to grow, which further increases reflectivity in a positive feedback loop. The ice age continues until the reduction in weathering causes an increase in the greenhouse effect.
There are three known configurations of the continents which block or reduce the flow of warm water from the equator to the poles:[citation needed]
A continent sits on top of a pole, as Antarctica does today.
A polar sea is almost land-locked, as the Arctic Ocean is today.
A supercontinent covers most of the equator, as Rodinia did during the Cryogenian period.
Since today's Earth has a continent over the South Pole and an almost land-locked ocean over the North Pole, geologists believe that Earth will continue to experience glacial periods in the geologically near future.
Some scientists believe that the Himalayas are a major factor in the current ice age, because these mountains have increased Earth's total rainfall and therefore the rate at which CO2 is washed out of the atmosphere, decreasing the greenhouse effect.[41] The Himalayas' formation started about 70 million years ago when the Indo-Australian Plate collided with the Eurasian Plate, and the Himalayas are still rising by about 5 mm per year because the Indo-Australian plate is still moving at 67 mm/year. The history of the Himalayas broadly fits the long-term decrease in Earth's average temperature since the mid-Eocene, 40 million years ago.
[edit]Fluctuations in ocean currents
Another important contribution to ancient climate regimes is the variation of ocean currents, which are modified by continent position, sea levels and salinity, as well as other factors. They have the ability to cool (e.g. aiding the creation of Antarctic ice) and the ability to warm (e.g. giving the British Isles a temperate as opposed to a boreal climate). The closing of the Isthmus of Panama about 3 million years ago may have ushered in the present period of strong glaciation over North America by ending the exchange of water between the tropical Atlantic and Pacific Oceans.[46]
Analyses suggest that ocean current fluctuations can adequately account for recent glacial oscillations. During the last glacial period the sea-level has fluctuated 20–30 m as water was sequestered, primarily in the northern hemisphere ice sheets. When ice collected and the sea level dropped sufficiently, flow through the Bering Strait (the narrow strait between Siberia and Alaska is ~50 m deep today) was reduced, resulting in increased flow from the North Atlantic. This realigned the thermohaline circulation in the Atlantic, increasing heat transport into the Arctic, which melted the polar ice accumulation and reduced other continental ice sheets. The release of water raised sea levels again, restoring the ingress of colder water from the Pacific with an accompanying shift to northern hemisphere ice accumulation.[47]
[edit]Uplift of the Tibetan plateau and surrounding mountain areas above the snowline
Matthias Kuhle's geological theory of Ice Age development was suggested by the existence of an ice sheet covering the Tibetan plateau during the Ice Ages (Last Glacial Maximum?). According to Kuhle, the plate-tectonic uplift of Tibet past the snow-line has led to a c. 2.4 million km² ice surface with a 70% greater albedo than the bare land surface. The reflection of energy into space resulted in a global cooling, triggering the Pleistocene Ice Age. Because this highland is at a subtropical latitude, with 4 to 5 times the insolation of high-latitude areas, what would be Earth's strongest heating surface has turned into a cooling surface.
Kuhle explains the interglacial periods by the 100,000-year cycle of radiation changes due to variations of the Earth's orbit. This comparatively insignificant warming, when combined with the lowering of the Nordic inland ice areas and Tibet due to the weight of the superimposed ice-load, has led to the repeated complete thawing of the inland ice areas.[48][49][50][51]
[edit]Variations in Earth's orbit (Milankovitch cycles)
The Milankovitch cycles are a set of cyclic variations in characteristics of the Earth's orbit around the Sun. Each cycle has a different length, so at some times their effects reinforce each other and at other times they (partially) cancel each other.


Past and future of daily average insolation at top of the atmosphere on the day of the summer solstice, at 65 N latitude.
There is strong evidence that the Milankovitch cycles affect the occurrence of glacial and interglacial periods within an ice age. The present ice age is the most studied and best understood, particularly the last 400,000 years, since this is the period covered by ice cores that record atmospheric composition and proxies for temperature and ice volume. Within this period, the match of glacial/interglacial frequencies to the Milanković orbital forcing periods is so close that orbital forcing is generally accepted. The combined effects of the changing distance to the Sun, the precession of the Earth's axis, and the changing tilt of the Earth's axis redistribute the sunlight received by the Earth. Of particular importance are changes in the tilt of the Earth's axis, which affect the intensity of seasons. For example, the amount of solar influx in July at 65 degrees north latitude varies by as much as 25% (from 450 W/m² to 550 W/m²). It is widely believed that ice sheets advance when summers become too cool to melt all of the accumulated snowfall from the previous winter. Some workers believe that the strength of the orbital forcing is too small to trigger glaciations, but feedback mechanisms like CO2 may explain this mismatch.
While Milankovitch forcing predicts that cyclic changes in the Earth's orbital elements can be expressed in the glaciation record, additional explanations are necessary to explain which cycles are observed to be most important in the timing of glacial–interglacial periods. In particular, during the last 800,000 years, the dominant period of glacial–interglacial oscillation has been 100,000 years, which corresponds to changes in Earth's orbital eccentricity and orbital inclination. Yet this is by far the weakest of the three frequencies predicted by Milankovitch. During the period 3.0–0.8 million years ago, the dominant pattern of glaciation corresponded to the 41,000-year period of changes in Earth's obliquity (tilt of the axis). The reasons for dominance of one frequency versus another are poorly understood and an active area of current research, but the answer probably relates to some form of resonance in the Earth's climate system.
The "traditional" Milankovitch explanation struggles to explain the dominance of the 100,000-year cycle over the last 8 cycles. Richard A. Muller, Gordon J. F. MacDonald,[52][53][54] and others have pointed out that those calculations are for a two-dimensional orbit of Earth but the three-dimensional orbit also has a 100,000-year cycle of orbital inclination. They proposed that these variations in orbital inclination lead to variations in insolation, as the Earth moves in and out of known dust bands in the solar system. Although this is a different mechanism to the traditional view, the "predicted" periods over the last 400,000 years are nearly the same. The Muller and MacDonald theory, in turn, has been challenged by Jose Antonio Rial.[55]
Another worker, William Ruddiman, has suggested a model that explains the 100,000-year cycle by the modulating effect of eccentricity (weak 100,000-year cycle) on precession (26,000-year cycle) combined with greenhouse gas feedbacks in the 41,000- and 26,000-year cycles. Yet another theory has been advanced by Peter Huybers who argued that the 41,000-year cycle has always been dominant, but that the Earth has entered a mode of climate behavior where only the second or third cycle triggers an ice age. This would imply that the 100,000-year periodicity is really an illusion created by averaging together cycles lasting 80,000 and 120,000 years.[56] This theory is consistent with a simple empirical multi-state model proposed by Didier Paillard.[57] Paillard suggests that the late Pleistocene glacial cycles can be seen as jumps between three quasi-stable climate states. The jumps are induced by the orbital forcing, while in the early Pleistocene the 41,000-year glacial cycles resulted from jumps between only two climate states. A dynamical model explaining this behavior was proposed by Peter Ditlevsen.[58] This is in support of the suggestion that the late Pleistocene glacial cycles are not due to the weak 100,000-year eccentricity cycle, but a non-linear response to mainly the 41,000-year obliquity cycle.
[edit]Variations in the Sun's energy output
This section does not cite any references or sources. (January 2012)
There are at least two types of variation in the Sun's energy output
In the very long term, astrophysicists believe that the Sun's output increases by about 7% every one billion (109) years.
Shorter-term variations such as sunspot cycles, and longer episodes such as the Maunder minimum, which occurred during the coldest part of the Little Ice Age.
The long-term increase in the Sun's output cannot be a cause of ice ages.
[edit]Volcanism
Volcanic eruptions may have contributed to the inception and/or the end of ice age periods. One suggested explanation of the Paleocene-Eocene Thermal Maximum is that undersea volcanoes released methane from clathrates and thus caused a large and rapid increase in the greenhouse effect.[citation needed] There appears to be no geological evidence for such eruptions at the right time, but this does not prove they did not happen.
[edit]Recent glacial and interglacial phases



Northern hemisphere glaciation during the last ice ages. The set up of 3 to 4 km thick ice sheets caused a sea level lowering of about 120 m.
Main article: Timeline of glaciation
This section requires expansion with: Recent glacial and interglacial phases in other areas outside North America. (March 2008)
[edit]Glacial stages in North America
The major glacial stages of the current ice age in North America are the Illinoian, Sangamonian and Wisconsin stages. The use of the Nebraskan, Afton, Kansan, and Yarmouthian (Yarmouth) stages to subdivide the ice age in North America have been discontinued by Quaternary geologists and geomorphologists. These stages have all been merged into the Pre-Illinoian Stage in the 1980s.[59][60][61]
During the most recent North American glaciation, during the latter part of the Wisconsin Stage (26,000 to 13,300 years ago), ice sheets extended to about 45 degrees north latitude. These sheets were 3 to 4 km thick.[60]
This Wisconsin glaciation left widespread impacts on the North American landscape. The Great Lakes and the Finger Lakes were carved by ice deepening old valleys. Most of the lakes in Minnesota and Wisconsin were gouged out by glaciers and later filled with glacial meltwaters. The old Teays River drainage system was radically altered and largely reshaped into the Ohio River drainage system. Other rivers were dammed and diverted to new channels, such as the Niagara, which formed a dramatic waterfall and gorge, when the waterflow encountered a limestone escarpment. Another similar waterfall, at the present Clark Reservation State Park near Syracuse, New York, is now dry.
The area from Long Island to Nantucket was formed from glacial till, and the plethora of lakes on the Canadian Shield in northern Canada can be almost entirely attributed to the action of the ice. As the ice retreated and the rock dust dried, winds carried the material hundreds of miles, forming beds of loess many dozens of feet thick in the Missouri Valley. Isostatic rebound continues to reshape the Great Lakes and other areas formerly under the weight of the ice sheets.
The Driftless Zone, a portion of western and southwestern Wisconsin along with parts of adjacent Minnesota, Iowa, and Illinois, was not covered by glaciers.
See also: Glacial history of Minnesota
[edit]Last Glacial Period in the semiarid Andes around Aconcagua and Tupungato
A specially interesting climatic change during glacial times has taken place in the semi-arid Andes. Beside the expected cooling down in comparison with the current climate, a significant precipitation is concerned here. So, researches in the presently semiarid subtropic Aconcagua-massif (6962 m) have shown an unexpectedly extensive glacial glaciation of the type "ice stream network".[62][63][64][65][66] The connected valley glaciers exceeding 100 km in length, flowed down on the East-side of this section of the Andes at 32–34°S and 69–71°W as far as a height of 2060 m and on the western luff-side still clearly deeper. [66][67] Where current glaciers scarcely reach 10 km in length, the snowline (ELA) runs at a height of 4600 m and at that time was lowered to 3200 m asl, i.e. about 1400 m. From this follows that—beside of an annual depression of temperature about c. 8.4°C— there was an increase in precipitation. Accordingly, at glacial times the humid climatic belt that today is situated several latitude degrees further to the S, was shifted much further to the N.[65][66]
[edit]Effects of glaciation



Scandinavia exhibits some of the typical effects of ice age glaciation such as fjords and lakes.
See also: Glacial landforms
Although the last glacial period ended more than 8,000 years ago, its effects can still be felt today. For example, the moving ice carved out the landscape in Canada (See Canadian Arctic Archipelago), Greenland, northern Eurasia and Antarctica. The erratic boulders, till, drumlins, eskers, fjords, kettle lakes, moraines, cirques, horns, etc., are typical features left behind by the glaciers.
The weight of the ice sheets was so great that they deformed the Earth's crust and mantle. After the ice sheets melted, the ice-covered land rebounded. Due to the high viscosity of the Earth's mantle, the flow of mantle rocks which controls the rebound process is very slow—at a rate of about 1 cm/year near the center of rebound area today.
During glaciation, water was taken from the oceans to form the ice at high latitudes, thus global sea level dropped by about 110 meters, exposing the continental shelves and forming land-bridges between land-masses for animals to migrate. During deglaciation, the melted ice-water returned to the oceans, causing sea level to rise. This process can cause sudden shifts in coastlines and hydration systems resulting in newly submerged lands, emerging lands, collapsed ice dams resulting in salination of lakes, new ice dams creating vast areas of freshwater, and a general alteration in regional weather patterns on a large but temporary scale. It can even cause temporary reglaciation. This type of chaotic pattern of rapidly changing land, ice, saltwater and freshwater has been proposed as the likely model for the Baltic and Scandinavian regions, as well as much of central North America at the end of the last glacial maximum, with the present-day coastlines only being achieved in the last few millennia of prehistory. Also, the effect of elevation on Scandinavia submerged a vast continental plain that had existed under much of what is now the North Sea, connecting the British Isles to Continental Europe.
The redistribution of ice-water on the surface of the Earth and the flow of mantle rocks causes changes in the gravitational field as well as changes to the distribution of the moment of inertia of the Earth. These changes to the moment of inertia result in a change in the angular velocity, axis, and wobble of the Earth's rotation.
The weight of the redistributed surface mass loaded the lithosphere, caused it to flexure and also induced stress within the Earth. The presence of the glaciers generally suppressed the movement of faults below.[68][69][70] However, during deglaciation, the faults experience accelerated slip triggering earthquakes. Earthquakes triggered near the ice margin may in turn accelerate ice calving and may account for the Heinrich events.[71] As more ice is removed near the ice margin, more intraplate earthquakes are induced and this positive feedback may explain the fast collapse of ice sheets.
In Europe, glacial erosion and isostatic sinking from weight of ice made the Baltic Sea, which before the Ice Age was all land drained by the Eridanos River.
[edit]See also

Global cooling
International Union for Quaternary Research
Irish Sea Glacier
Late Glacial Maximum
Little Ice Age
Post-glacial rebound
Timeline of glaciation
[edit]References

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Cracking the Ice Age from PBS
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[hide] v t e
Ice ages
Quaternary glaciation
Current glaciation
Antarctica Greenland
Pleistocene glaciation
1st 2nd 3rd–5th 7th
Pre-Quaternary glaciations
Huronian Cryogenian Andean-Saharan Karoo
Timeline of glaciation
[hide] v t e
Greenhouse and Icehouse Earth
Greenhouse Earth
(Tropical temperatures may reach poles)
Icehouse Earth
(Global climate when ice ages are possible)
Snowball Earth
(Earth's surface became nearly or entirely frozen over)
Warm period Interglacial Stadial (cooler period in an Interglacial, like the Little Ice Age) and Interstadials (warmer period within a Glacial) Glacial Cold period
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Continental Glaciations
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قس آلمانی

Eiszeitalter, kurz auch Eiszeiten, sind Perioden der Erdgeschichte, in denen mindestens ein Pol der Erde vergletschert ist.[1] Nach einer anderen Definition ist von einem Eiszeitalter erst dann zu reden, wenn es in beiden Hemisphären der Erde große Vergletscherungen gibt.[2]
Nach der ersten Definition befindet sich die Erde seit etwa 30 Millionen Jahren im aktuellen Känozoischen Eiszeitalter; seit dieser Zeit ist die Antarktis vergletschert. Nach der zweiten Definition begann die derzeitige Eiszeit erst vor etwa 2,7 Millionen Jahren, als auch die Arktis vergletscherte. Sie entspricht damit dem geologischen Zeitabschnitt Quartär.
Inhaltsverzeichnis [Anzeigen]
Verwendung der Begriffe Eiszeit und Eiszeitalter [Bearbeiten]

Der Begriff Eiszeit wird in der Umgangssprache oft synonym für Kaltzeit (Glazial) verwendet. Er wurde in diesem Sinn 1837 von Karl Friedrich Schimper eingeführt und später gleichbedeutend mit Eiszeitalter verwendet. Während der Begriff Eiszeit heute als Synonym für Kaltzeit verwendet wird, umfasst ein Eiszeitalter sowohl die Kaltzeiten als auch die dazwischen liegenden Warmzeiten (Interglaziale). Das jüngste, bis in die Gegenwart reichende känozoische Eiszeitalter umfasst das gesamte Quartär, während die letzte Eiszeit, die Würmeiszeit bzw. Weichseleiszeit, seit etwa 11.700 Jahren abgeschlossen ist. Erdgeschichtlich ist dieses jüngste Eiszeitalter noch nicht beendet, da das Holozän nur eine weitere Warmzeit innerhalb des känozoischen Eiszeitalters ist, das durch fortdauernde Polare Eiskappen definiert ist. In der geologischen Terminologie wird das Pleistozän jedoch oft synonym für das jüngste Eiszeitalter verwendet, während das Holozän als „nacheiszeitlich“ bezeichnet wird.

Klima

„Normalklima“ (Erdpole unvergletschert)

Eiszeitalter

Warmzeit (Interglazial)

Kaltzeit (Glazial)

Interstadial


Stadial




Eiszeitalter in der Erdgeschichte [Bearbeiten]



Temperaturrekonstruktion und Eiszeiten der letzten 500 Millionen Jahre
Eiszeitalter traten im Lauf der Erdgeschichte mehrfach auf. Die Erde ist, betrachtet man ihre gesamte Geschichte, ein normalerweise weitgehend eisfreier Planet, auf dem es jedoch in größeren Abständen Kältephasen gibt. Während dieser Phasen kam es zur Eisbedeckung an Polen und in Gebirgen sowie oft zu Gletschervorstößen bis in mittlere Breiten.
Die frühesten Vereisungsphasen gab es im älteren Präkambrium vor etwa 2,2 Milliarden Jahren und an seinem Ende vor etwa 750 bis 600 Millionen Jahren (Cryogenium). Nach der „Schneeball Erde“ genannten Hypothese war die Erde in der jüngeren dieser beiden Vereisungsperioden mehrmals fast komplett von Eis bedeckt.[3] Die Entwicklung des Lebens wurde demnach durch die großflächige Vergletscherung stark gefährdet. Eventuell wurde aber dadurch die Evolution der Vielzeller, die kurz nach dem Ende dieser Vereisungsphase einsetzte, deutlich beschleunigt. Klimamodelle der frühen Erde unterstützen diese Hypothese; sie ist allerdings weiterhin umstritten.[4]
Weitere Vereisungen sind aus dem Ordovizium und Silur sowie dem permo-karbonischen Eiszeitalter bekannt. Vor allem die Südkontinente (Gondwana) wurden von den Eisvorstößen dieser Epoche überprägt. Mitteleuropa lag zu dieser Zeit in Äquatornähe und hatte tropisches Klima. Die Verteilungen der Ablagerungen dieser Eiszeit auf verschiedene Kontinente war eines der Argumente für Alfred Wegeners Kontinentaldrift-Hypothese.[5] Eine kalte Periode in Jura und Kreide, die sich unter anderem aus Temperaturrekonstruktionen ergibt (hellblauer Balken in der Abbildung), hat möglicherweise aufgrund der Konfiguration der Kontinente nicht zu einer Eiszeit geführt.
Name Beginn vor Mio. J. Dauer in Mio. J. Äon Ära Periode Kontinente
Huronische Eiszeit 2400 300 Proterozoikum Paläoproterozoikum Siderium, Rhyacium
Sturtische Eiszeit 735 35 Proterozoikum Neoproterozoikum Cryogenium
Marinoische Eiszeit 735 75 Proterozoikum Neoproterozoikum Cryogenium
Gaskiers Eiszeit[6] 582 2 Proterozoikum Neoproterozoikum Ediacarium
Anden-Sahara Eiszeit 450 30 Phanerozoikum Paleozoikum Ordovizium, Silur
Karoo-Eiszeit 360 100 Phanerozoikum Paleozoikum Karbon, Perm
Känozoisches Eiszeitalter[7] 33,5 bisher 33,5 Phanerozoikum Känozoikum Paläogen, Neogen, Quartär
Summe Eiszeit seit 2400: 540,5
Ursachen [Bearbeiten]

Die Ursachen für die Eiszeitalter der Erdgeschichte sind noch nicht restlos aufgeklärt. Vor allem bei den älteren Vereisungsperioden im Präkambrium und Paläozoikum sind aufgrund der vergleichbar spärlichen Überlieferung kaum direkte Beobachtungen möglich. Es ist jedoch anzunehmen, dass die im Folgenden anhand der gut bekannten und intensiv studierten Zeugnisse des derzeitigen Eiszeitalters geschilderten Vorgänge und Abläufe in ähnlichem Maße auch auf die anderen Eiszeitalter der Erdgeschichte anzuwenden sind.
Als Ursachen der allgemeinen Abkühlung seit dem Paläogen werden derzeit vor allem Änderungen auf der Erde selbst diskutiert, während die kurzfristigen Klimaschwankungen sich am besten mit periodischen Änderungen der Erdbahnparameter oder mit periodischen Schwankungen der Sonnenaktivität erklären lassen.
Die Suche nach den Ursachen für die zyklisch auftretenden Kalt- und Warmzeiten gehört auch heute noch zu den Herausforderungen für die Paläoklimatologie. Sie ist eng mit den Namen James Croll und Milutin Milanković verbunden. Beide hatten Ideen des Franzosen Joseph-Alphonse Adhémar weiterentwickelt, wonach Veränderungen der Erdbahngeometrie für wiederkehrende Kaltzeiten verantwortlich seien.
Generell muss man festhalten, dass nach heutigem Forschungsstand nicht eine einzige Ursache für das wechselhafte und beinahe regelmäßige Auftreten von Glazial- und Interglazialstadien im Pleistozän verantwortlich gemacht werden kann. Die von Milanković nachgewiesenen Zyklen sind zwar für Temperaturdepressionen verantwortlich, doch bedingen diese nur eine Abnahme von wenigen Zehntelgrad, erfassen nur eine Hemisphäre und waren darüber hinaus auch schon im Präkambrium präsent, wo es aus heutiger Sicht nicht zu einem solch markanten Wechsel von Warm- und Kaltzeiten kam. Daher müssen mehrere Ursachen für die pleistozänen Wechsel verantwortlich gemacht werden, die sowohl exogenen als auch endogenen Ursprungs sind. Das Zusammenspiel von tektonischen, astronomischen, ozeanischen und klimatischen Prozessen muss dabei unbedingt beachtet werden, da jeder einzelne Prozess nicht in der Lage ist, globale Eiszeiten hervorzurufen.
Irdische Ursachen [Bearbeiten]
Hauptantrieb für die allgemeine Abkühlung im Paläogen und Neogen waren Prozesse der Plattentektonik, das heißt die Verschiebungen der kontinentalen Platten.
Öffnung und Schließung von Meeresstraßen [Bearbeiten]
Durch das Schließen oder Öffnen von Meeresstraßen veränderten sich entscheidend die Meeresströmungen (und damit der Wärmetransport) auf der Erde. So öffnete das Wegdriften Australiens und später Südamerikas von der Antarktis im Oligozän zwei Meeresstraßen (Tasmanische Passage und Drake-Passage). Dadurch konnte sich ein Strömungssystem rund um die Antarktis etablieren. Dieser kalte zirkumantarktische Strom isolierte Antarktika vollständig von warmen Oberflächenwassern. Antarktika kühlte ab und die Bildung einer Eiskappe über dem Kontinent am Südpol wurde vor rund 35 Millionen Jahren eingeleitet. Zuvor waren die Meeresströmungen um die Antarktis stark zum Äquator hin abgelenkt, so dass wärmere Wassermassen den Kontinent erreichen und aufheizen konnten.
Die Bildung einer Landbrücke zwischen Nord- und Südamerika vor 4,2 bis 2,4 Millionen Jahren sorgte für die Umlenkung warmer Meeresströmungen nach Norden und damit auch für die Entstehung des Golfstroms. Der Transport von warmem Wasser in den hohen Norden bewirkte zwar zunächst eine Erwärmung der Nordhalbkugel, stellte aber auch die notwendige Feuchtigkeit bereit, um in Grönland, Nordamerika und Nordeuropa mit der weiteren Abkühlung Gletscher entstehen zu lassen.
Bildung von Hochgebirgen [Bearbeiten]
Durch den Zusammenstoß von Platten kam es ab dem jüngeren Tertiär (Neogen) zu verstärkter Gebirgsbildung. Die Heraushebung von Festland in bedeutende Höhen verändert in erster Linie groß- und kleinräumig die Luftströmungen. Die Entstehung der Faltengebirge, wie etwa der Alpen, der Rocky Mountains oder des Himalaya, die für die Änderung der Zirkulationsmuster in der Atmosphäre sorgte, brachte ebenfalls die notwendige Feuchtigkeit auf die Kontinente, die zur Vergletscherung weiter Teile der Nordhalbkugel beitrugen. Gleichzeitig sind Hochgebirge auch bevorzugte Gebiete der Gletscherentstehung.
Eine Theorie sieht das Hochland von Tibet dabei in einer zentralen Position, da sie von einer nahezu vollständigen Vergletscherung des Hochlandes ausgeht.[8][9] Die deutliche Vergrößerung der Albedo (Weißheit) im Bereich des Tibetplateaus (etwa 30-40° nördlicher Breite) führte aufgrund der strahlungsgünstigen Lage zu einer Abkühlung der Atmosphäre und damit zu einem globalen Temperaturrückgang von etwa -5 °C. Dies begünstigte die Bildung von Flachlandgletschern in skandinavischen und nordamerikanischen Regionen, was zu einem Selbstverstärkungseffekt führt, wodurch Tibets Eisfläche weiter anwuchs und seine Auslassgletscherzungen durch die Randgebirge des Plateaus hindurch bis auf ca. 1000–2000 m über dem Meer hinabgeflossen sind (Glazial). Aufgrund des Milanković-Zyklus erhöhte sich die Temperatur und führte zu einem Anstieg der Schneegrenze von knapp 500 m – dies und die glazialisostatische Absenkung des Plateaus leitete nach Matthias Kuhle das Abschmelzen der Flachlandgletscher und der Auslassgletscherzungen des Tibeteises ein und bedingte eine Verringerung der globalen Albedo und damit eine Wiedererwärmung (Interglazial). Allerdings wird die geschlossene Vergletscherung Tibets teilweise abgelehnt, da sich, wie ein Autor meint, die glazialen Erosions- und Akkumulationsformen nur auf höhere Gebiete Tibets erstrecken.[10] Änderungen der Albedo über Änderungen in der Dauer der Schneebedeckung des Hochlandes sind allerdings unstrittig.
Weitere irdische Ursachen [Bearbeiten]


Große Vulkanausbrüche können das Erdklima stark beeinflussen.
In der Kreidezeit und im Paläogen gab es deutlich stärkeren Vulkanismus als im Neogen und Quartär. Da mit jedem Vulkanausbruch eine umfangreiche Freisetzung von Kohlendioxid verbunden ist, war der CO2-Gehalt der Atmosphäre zu dieser Zeit höher. Dementsprechend stärker wirkte in der Kreide und im Paläogen auch der natürliche Treibhauseffekt der Erde.
Astronomische Ursachen [Bearbeiten]
Erdbahngeometrie [Bearbeiten]


Wissenschaftler entnehmen Eisproben.
Die Veränderung der Erdbahngeometrie wird durch wechselseitige Gravitationskräfte im System Sonne, Planeten, Mond hervorgerufen. Sie ändern die Form der elliptischen Erdbahn (Exzentrizität) um die Sonne mit einer Periode von etwa 100.000 Jahren, die Neigung der Erdachse zur Umlaufbahn mit einer Periode von etwa 40.000 Jahren (Schiefe der Ekliptik), während die Tag-und-Nacht-Gleiche auf der elliptischen Umlaufbahn etwa nach 20.930 Jahren wieder dieselbe Position auf der Ellipse einnimmt (Tropische Apsidendrehung). Durch diese sogenannten Milanković-Zyklen verändert sich periodisch die Verteilung der Sonnenenergie auf der Erde.
Angeregt durch den deutschen Meteorologen Wladimir Peter Köppen formulierte Milutin Milanković 1941 in seiner Arbeit „Der Kanon der Erdbestrahlung und seine Anwendung auf das Eiszeitproblem“ die Hypothese, dass eine Kaltzeit immer dann auftritt, wenn die Sommersonneneinstrahlung in hohen nördlichen Breiten minimal wird. Kühle Sommer sind nach Köppen für den Eisaufbau entscheidender als kalte Winter. Milanković suchte also dort nach den Ursachen für Eiszeiten, wo sie am offensichtlichsten sind, in den hohen nördlichen Breiten.
Die Variationen der Erdbahnparameter (Milanković-Zyklen) waren Auslöser und geeignete Randbedingungen, deren Wirkung aber noch durch andere Faktoren verstärkt wurde. So werden als eine Ursache für den Beginn sowohl der antarktischen wie der nordhemisphärischen Vereisung tektonische Vorgänge und deren Einfluss auf die ozeanische Zirkulation angenommen.[11] Außerdem spielte der CO2-Gehalt der Atmosphäre eine wesentliche Rolle, der mit den Temperaturschwankungen eine enge Kopplung aufweist, wie verschiedene Untersuchungen von Eisbohrkernen der Antarktis und Grönlands belegen.[12] Danach soll die Konzentrationsabnahme des Treibhausgases Kohlendioxid (zusammen mit Methan und Distickstoffoxid) für ca. ein Drittel der Temperaturveränderung zwischen Warm- und Kaltzeit stehen,[13] nach einer jüngeren Veröffentlichung sogar für die Hälfte.[14] Andere positive Feedbackprozesse wie die Eis-Albedo-Rückkopplung, die Vegetationsbedeckung und die Variabilität des Wasserdampfgehaltes in der Atmosphäre spielten eine zusätzliche Rolle. Für die Schwankungen innerhalb der Kaltzeiten zwischen sogenannten Stadialen und Interstadialen werden Rückkopplungseffekte im Zusammenhang mit der thermohalinen Zirkulation angenommen.
Aktivitätszyklen der Sonne [Bearbeiten]
In der letzten Kaltzeit (Weichsel-Kaltzeit) gab es zwei Dutzend erhebliche Klima-Umschwünge, bei denen innerhalb nur eines Jahrzehnts die Lufttemperatur über dem Nordatlantik um bis zu zwölf Grad Celsius anstieg. Diese Dansgaard-Oeschger-Ereignisse traten meistens alle 1470 Jahre auf. Diese Periodizität wird mit einer Überlagerung von zwei bekannten Aktivitätszyklen der Sonne von 87 und 210 Jahren zu erklären versucht. Nach 1470 Jahren ist der 210er-Zyklus siebenmal und der 86,5er-Zyklus siebzehnmal abgelaufen.[15] In der heutigen Warmzeit (Holozän) traten diese Dansgaard-Oeschger-Ereignisse nicht mehr auf, da die schwachen Sonnenschwankungen die stabilen Atlantikströmungen der letzten 10.000 Jahre nicht mehr stören konnten.
Das aktuelle Eiszeitalter [Bearbeiten]

→ Hauptartikel: Känozoisches Eiszeitalter
Vergletscherungen [Bearbeiten]


Minimale (Warmzeit, schwarz) und maximale (Kaltzeit, grau) Vereisung der Nordhemisphäre


Minimale (Warmzeit, schwarz) und maximale (Kaltzeit, grau) Vereisung der Südhemisphäre
Während der Kaltzeiten des aktuellen Eiszeitalters breiteten sich die Inlandeisschilde und die Gebirgsgletscher stark aus und bedeckten schließlich etwa 32 % der festen Erdoberfläche. Heute werden nur etwa 10 % der Landoberflächen von Gletschern bedeckt. Vor allem auf der Nordhalbkugel der Erde waren große Teile Europas, Asiens und Nordamerikas vergletschert. Die Spuren der Vereisungen (z. B. Trogtäler, Moränen, Gletscherschliffe, die Glaziale Serie) sind dort bis heute allgegenwärtig.
Die Veränderung des Inlandeises der Antarktis war während des Eiszeitalters im Vergleich zur Arktis nicht so dramatisch. Einerseits wird angenommen, dass dieses darauf zurückzuführen ist, dass der Eisaufbau auf dem Land und flachen Schelfen der Nordhemisphäre effektiver ist als in zirkumantarktischen Ozeangebieten. Andererseits ist auch heute die Antarktis nahezu vollständig vergletschert. Eine Vergrößerung des Eisschildes war also dort nur begrenzt möglich. Eine Ausdehnung des Eisschildes wird im Wesentlichen auf die Absenkung des Meeresspiegels zurückgeführt.
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Dass die heutigen Gletscher der Alpen oder Skandinaviens Reste der letzten Vereisung sind, wird vielfach angenommen, ist aber falsch. Vielmehr war Europa auf dem Höhepunkt der Nacheiszeit (Holozän) vor ungefähr 7000 Jahren völlig eisfrei. Die meisten europäischen Gletscher sind erst danach wieder entstanden und demnach ziemlich jung und höchstens 6000 Jahre alt. Ihr Umfang schwankte in den letzten Jahrtausenden zudem stark.
Der Meeresspiegel [Bearbeiten]
Durch die Bildung kontinentaler Eismassen wurde den Meeren massiv Wasser entzogen. Während des Höhepunktes der jüngsten Eiszeit lag der Meeresspiegel um 120 bis 130 m tiefer als heute. Dadurch entstanden zahlreiche Landbrücken. Nebenmeere und Flachmeere wie die Nordsee fielen teilweise oder vollständig trocken. Große Bedeutung erlangte die Landbrücke über die heutige Beringstraße, die Nordasien mit Nordamerika verband. Der Austausch zahlreicher Tier- und Pflanzenarten sowie älteren Theorien nach die menschliche Besiedlung des amerikanischen Kontinentes erfolgte über diese Landbrücke.
Klima und Atmosphäre [Bearbeiten]
Während der Eiszeiten fiel, global gesehen, auf Grund der gesunkenen Temperaturen deutlich weniger Niederschlag als während der Warmzeiten. Die Niederschlagsänderungen während der Kaltzeiten fielen regional und zonal jedoch sehr unterschiedlich aus. Während es in den hohen und mittleren Breiten eher trockener wurde, gab es in den Subtropen deutliche Feuchtphasen. Die randtropischen Wüsten waren auch zu dieser Zeit extrem trocken, während die Fläche der feuchten Tropen zu dieser Zeit deutlich geringer war. Das verfügbare Wasserangebot in den hohen und den Mittelbreiten war aber während der Eiszeiten zum Teil höher als heute, da auf Grund der gesunkenen Temperaturen und des deshalb fehlenden Waldes die Verdunstung deutlich geringer war.
Das Letzte Glaziale Maximum (LGM) war vor etwa 21.000 Jahren. Die globale Durchschnittstemperatur lag etwa 5 bis 6 K niedriger als heute. Aufgrund der Gaseinschlüsse in polarem Eis weiß man, dass die atmosphärische Konzentration der Treibhausgase Kohlendioxid (CO2) nur 70 % und Methan (CH4) nur 50 % des vorindustriellen Wertes betrug (CO2 im LGM: 200 ppmv, vorindustriell: 288 ppmv, heute (2005): 381 ppmv; CH4 im LGM: 350 ppbv, vorindustriell: 750 ppbv, heute: 1750 ppbv).
Während der Endphasen der einzelnen Eiszeiten stieg auf Grund der natürlichen Zunahme der Sonneneinstrahlung zuerst die globale Temperatur an und danach folgte, als Reaktion auf diesen initialen Anstieg, der Gehalt der Treibhausgase CO2 und Methan. Der zeitliche Versatz beträgt einige hundert Jahre. Das gleiche gilt auch für Abkühlungsphasen, bei denen jede Abkühlung ein Absinken der Gaskonzentration nach sich zieht. Dabei steuert die Temperaturentwicklung die Konzentrationen in einer eindeutig proportionalen Abhängigkeit: die Kurvenverläufe von CO2 und Methan folgen der Temperaturkurve mit dem genannten zeitlichen Versatz fast kongruent[16]. Diese Kongruenz der Verläufe über der Zeit ist eindeutig und weist keine Unstetigkeiten oder Kipp-Situationen auf, so dass im betrachteten Zeitraum der Zusammenhang: Sonne – Erdtemperatur als dominierend erscheint.
Es wird jedoch auch über eine von diesem Zusammenhang abweichende Theorie diskutiert: Die Freisetzung der Treibhausgase führte über Rückkopplungsprozesse zu einer Beschleunigung der Erwärmung und einer weiteren Freisetzung der Treibhausgase, bis sich schließlich Gleichgewichtszustände einstellten und sowohl das Klima als auch die Treibhausgaskonzentrationen in den Warmzeiten relativ stabil blieben. Dieser Mechanismus einer natürlichen Erwärmung könnte auch bei der aktuellen globalen Erwärmung eine Rolle spielen, da ein Ansteigen des Gehaltes an Treibhausgasen auf Grund der menschlichen Aktivität durch diesen Effekt möglicherweise verstärkt wird und die globale Temperatur weiter ansteigt. Die Einstrahlung der Sonne spielt nach Ansicht vieler Wissenschaftler bei der aktuellen Erwärmung nur eine untergeordnete Rolle.[17]
Lebenswelt [Bearbeiten]


Das Wollhaarmammut (Mammuthus primigenius) ist eines der Charaktertiere der Eiszeit auf der Nordhalbkugel der Erde.
Die Klimaschwankungen des Eiszeitalters hatten erhebliche Auswirkungen auf die Fauna und Flora ihrer Zeit. Mit den Abkühlungen und Wiedererwärmungen wurden die dem entsprechenden Klima angepassten Lebewesen zu einer Verlagerung ihrer Lebensräume gezwungen. Zahlreiche Tier- und Pflanzenarten konnten deshalb große Räume nicht wieder besiedeln oder starben ganz aus. Dieser Effekt war in Afrika und Europa, wo das Mittelmeer und die von Ost nach West verlaufenden Gebirgszüge Hindernisse für die Wanderung der Arten darstellten, deutlich größer als in Nordamerika und Ostasien.
Charakteristisch für das Eiszeitalter waren Tiere wie Mammuts, Mastodonten, Saigas, Säbelzahnkatzen, Höhlenlöwen, Höhlenbären und weitere Formen. Auch lebten Homo heidelbergensis, der aus ihm hervorgegangene Neandertaler und der vor rund 40.000 Jahren aus Afrika zugewanderte moderne Mensch (Homo sapiens) während der Kaltzeiten in Europa.
Siehe auch [Bearbeiten]

Klimageschichte
Kleine Eiszeit
Periglazial
Glaziologie
Globales Förderband
Literatur [Bearbeiten]

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Jürgen Ehlers, Philip Gibbard: The extent and chronology of Cenozoic global glaciation. Quaternary International, 164-165, 6-20. 2007. doi:10.1016/j.quaint.2006.10.008
Wolfgang Fraedrich: Spuren der Eiszeit – Landschaftsformen in Europa. Springer, Berlin 2006. ISBN 3-540-61110-X
Hansjürgen Müller-Beck: Die Eiszeiten. Naturgeschichte und Menschheitsgeschichte. Beck, München 2005. ISBN 3-406-50863-4 (Knappe Einführung)
Josef Klostermann: Das Klima im Eiszeitalter. Schweizerbart, Stuttgart 1999. ISBN 3-510-65189-8
Matthias Kuhle: The Pleistocene Glaciation of Tibet and the onset of Ice Ages- An Autocycle Hypothesis. GeoJournal 17, No. 4, 581-596, 1988. DOI: 10.1007/BF00209444
William Ruddiman: Earth’s climate, past and future. New York 2002. ISBN 0-7167-3741-8 (englisch)
Christian-Dietrich Schönwiese: Klima im Wandel. Tatsachen, Irrtümer, Risiken. Deutsche Verlagsanstalt, Stuttgart 1992. ISBN 3-421-02764-1
Roland Walter: Erdgeschichte – Die Entstehung der Kontinente und Ozeane. 5. Auflage. Walter de Gruyter, Berlin/New York 2003. ISBN 3-11-017697-1
Weblinks [Bearbeiten]

Commons: Eiszeitalter – Sammlung von Bildern, Videos und Audiodateien
NASA Earth Observatory Paleoclimatology – allgemeine Informationen zum Paläoklima
Paläoklima-Programm der NOAA
Subcommission on Quaternary Stratigraphy – globale Korrelationstabelle für das Quartär
Deuqua – Deutsche Quartärvereinigung e. V.
Eiszeit – Gletscherzeit – Zur Fernsehsendung planet-wissen des WDR (Artikel inzwischen depubliziert)
Einzelnachweise [Bearbeiten]

↑ Murawski, H., Meyer, W. (2004): Geologisches Wörterbuch. Spektrum Akademischer Verlag, 11. Auflage, 262 S. ISBN 3-8274-1445-8
↑ Imbrie, J.; Imbrie, K.P: Ice ages: solving the mystery. Short Hills NJ: Enslow Publishers 1979, ISBN 978-0-89490-015-0
↑ Paul F. Hoffman, u. a.: A Neoproterozoic Snowball Earth. In: Science. Bd. 281. 1998, Nr. 5381, S. 1342–1346. ISSN 0036-8075
↑ N. Eyles, N. Januszczak: Zipper-rift’ – A tectonic model for Neoproterozoic glaciations during the breakup of Rodinia after 750 Ma (Archivversion vom 28. November 2007). In: Earth-Science Reviews. Amsterdam 65.2004, 1–2, 1–73. ISSN 0012-8252
↑ Alfred Wegener: Die Entstehung der Kontinente und Ozeane Braunschweig 1929, S. 135 f. (4. Aufl., online)
↑ The Gaskiers glaciation as a significant divide in Ediacaran history and stratigraphy
↑ New data illuminates Antarctic ice cap formation
↑ Kuhle, M. (1998): Reconstruction of the 2.4 Million qkm Late Pleistocene Ice Sheet on the Tibetan Plateau and its Impact on the Global Climate. Quaternary International 45/46, 71–108 (Erratum: Vol. 47/48:173–182 (1998) included)
↑ Kuhle, M. (2004): The High Glacial (Last Ice Age and LGM) ice cover in High and Central Asia. Development in Quaternary Science 2c (Quaternary Glaciation – Extent and Chronology, Part III: South America, Asia, Africa, Australia, Antarctica, Eds: Ehlers, J.; Gibbard, P. L.), 175–199
↑ Lehmkuhl, F. (1998): Extent and spatial distribution of Pleistocene glaciations in Eastern Tibet – Quaternary International 45/46:123–134.
↑ Haug, G., R. Tiedemann und R. Zahn (2002): Vom Panama-Isthmus zum Grönlandeis, Spektrum der Wissenschaft Dossier 1/2002, 50–52
↑ neuerdings über die letzten 800.000 Jahre: Dieter Lüthi, Martine Le Floch, Bernhard Bereiter, Thomas Blunier, Jean-Marc Barnola, Urs Siegenthaler, Dominique Raynaud, Jean Jouzel, Hubertus Fischer, Kenji Kawamura und Thomas F. Stocker (2008): High-resolution carbon dioxide concentration record 650,000–800,000 years before present, in: Nature, Vol. 453, S. 379–382, online
↑ IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group I: The Science of Climate Change, 6.4.1 und Figure 6.5
↑ Hansen, J. et al. (2008): Target Atmospheric CO2: Where Should Humanity Aim?
↑ Holger Braun, Marcus Christl, Stefan Rahmstorf u. a.: Possible solar origin of the 1,470-year glacial climate cycle demonstrated in a coupled model. in: Nature. Vol. 438. 2005, S. 208–211. doi:10.1038/nature04121 ISSN 0028-0836
↑ Monnin, Petit und andere
↑ Ruddiman 2002, s. Literatur
Kategorien: KälteanomalieErdzeitalterZeitraum

قس آلمانی

Eiszeitalter, kurz auch Eiszeiten, sind Perioden der Erdgeschichte, in denen mindestens ein Pol der Erde vergletschert ist.[1] Nach einer anderen Definition ist von einem Eiszeitalter erst dann zu reden, wenn es in beiden Hemisphären der Erde große Vergletscherungen gibt.[2]
Nach der ersten Definition befindet sich die Erde seit etwa 30 Millionen Jahren im aktuellen Känozoischen Eiszeitalter; seit dieser Zeit ist die Antarktis vergletschert. Nach der zweiten Definition begann die derzeitige Eiszeit erst vor etwa 2,7 Millionen Jahren, als auch die Arktis vergletscherte. Sie entspricht damit dem geologischen Zeitabschnitt Quartär.
Inhaltsverzeichnis [Anzeigen]
Verwendung der Begriffe Eiszeit und Eiszeitalter [Bearbeiten]

Der Begriff Eiszeit wird in der Umgangssprache oft synonym für Kaltzeit (Glazial) verwendet. Er wurde in diesem Sinn 1837 von Karl Friedrich Schimper eingeführt und später gleichbedeutend mit Eiszeitalter verwendet. Während der Begriff Eiszeit heute als Synonym für Kaltzeit verwendet wird, umfasst ein Eiszeitalter sowohl die Kaltzeiten als auch die dazwischen liegenden Warmzeiten (Interglaziale). Das jüngste, bis in die Gegenwart reichende känozoische Eiszeitalter umfasst das gesamte Quartär, während die letzte Eiszeit, die Würmeiszeit bzw. Weichseleiszeit, seit etwa 11.700 Jahren abgeschlossen ist. Erdgeschichtlich ist dieses jüngste Eiszeitalter noch nicht beendet, da das Holozän nur eine weitere Warmzeit innerhalb des känozoischen Eiszeitalters ist, das durch fortdauernde Polare Eiskappen definiert ist. In der geologischen Terminologie wird das Pleistozän jedoch oft synonym für das jüngste Eiszeitalter verwendet, während das Holozän als „nacheiszeitlich“ bezeichnet wird.

Klima

„Normalklima“ (Erdpole unvergletschert)

Eiszeitalter

Warmzeit (Interglazial)

Kaltzeit (Glazial)

Interstadial


Stadial




Eiszeitalter in der Erdgeschichte [Bearbeiten]



Temperaturrekonstruktion und Eiszeiten der letzten 500 Millionen Jahre
Eiszeitalter traten im Lauf der Erdgeschichte mehrfach auf. Die Erde ist, betrachtet man ihre gesamte Geschichte, ein normalerweise weitgehend eisfreier Planet, auf dem es jedoch in größeren Abständen Kältephasen gibt. Während dieser Phasen kam es zur Eisbedeckung an Polen und in Gebirgen sowie oft zu Gletschervorstößen bis in mittlere Breiten.
Die frühesten Vereisungsphasen gab es im älteren Präkambrium vor etwa 2,2 Milliarden Jahren und an seinem Ende vor etwa 750 bis 600 Millionen Jahren (Cryogenium). Nach der „Schneeball Erde“ genannten Hypothese war die Erde in der jüngeren dieser beiden Vereisungsperioden mehrmals fast komplett von Eis bedeckt.[3] Die Entwicklung des Lebens wurde demnach durch die großflächige Vergletscherung stark gefährdet. Eventuell wurde aber dadurch die Evolution der Vielzeller, die kurz nach dem Ende dieser Vereisungsphase einsetzte, deutlich beschleunigt. Klimamodelle der frühen Erde unterstützen diese Hypothese; sie ist allerdings weiterhin umstritten.[4]
Weitere Vereisungen sind aus dem Ordovizium und Silur sowie dem permo-karbonischen Eiszeitalter bekannt. Vor allem die Südkontinente (Gondwana) wurden von den Eisvorstößen dieser Epoche überprägt. Mitteleuropa lag zu dieser Zeit in Äquatornähe und hatte tropisches Klima. Die Verteilungen der Ablagerungen dieser Eiszeit auf verschiedene Kontinente war eines der Argumente für Alfred Wegeners Kontinentaldrift-Hypothese.[5] Eine kalte Periode in Jura und Kreide, die sich unter anderem aus Temperaturrekonstruktionen ergibt (hellblauer Balken in der Abbildung), hat möglicherweise aufgrund der Konfiguration der Kontinente nicht zu einer Eiszeit geführt.
Name Beginn vor Mio. J. Dauer in Mio. J. Äon Ära Periode Kontinente
Huronische Eiszeit 2400 300 Proterozoikum Paläoproterozoikum Siderium, Rhyacium
Sturtische Eiszeit 735 35 Proterozoikum Neoproterozoikum Cryogenium
Marinoische Eiszeit 735 75 Proterozoikum Neoproterozoikum Cryogenium
Gaskiers Eiszeit[6] 582 2 Proterozoikum Neoproterozoikum Ediacarium
Anden-Sahara Eiszeit 450 30 Phanerozoikum Paleozoikum Ordovizium, Silur
Karoo-Eiszeit 360 100 Phanerozoikum Paleozoikum Karbon, Perm
Känozoisches Eiszeitalter[7] 33,5 bisher 33,5 Phanerozoikum Känozoikum Paläogen, Neogen, Quartär
Summe Eiszeit seit 2400: 540,5
Ursachen [Bearbeiten]

Die Ursachen für die Eiszeitalter der Erdgeschichte sind noch nicht restlos aufgeklärt. Vor allem bei den älteren Vereisungsperioden im Präkambrium und Paläozoikum sind aufgrund der vergleichbar spärlichen Überlieferung kaum direkte Beobachtungen möglich. Es ist jedoch anzunehmen, dass die im Folgenden anhand der gut bekannten und intensiv studierten Zeugnisse des derzeitigen Eiszeitalters geschilderten Vorgänge und Abläufe in ähnlichem Maße auch auf die anderen Eiszeitalter der Erdgeschichte anzuwenden sind.
Als Ursachen der allgemeinen Abkühlung seit dem Paläogen werden derzeit vor allem Änderungen auf der Erde selbst diskutiert, während die kurzfristigen Klimaschwankungen sich am besten mit periodischen Änderungen der Erdbahnparameter oder mit periodischen Schwankungen der Sonnenaktivität erklären lassen.
Die Suche nach den Ursachen für die zyklisch auftretenden Kalt- und Warmzeiten gehört auch heute noch zu den Herausforderungen für die Paläoklimatologie. Sie ist eng mit den Namen James Croll und Milutin Milanković verbunden. Beide hatten Ideen des Franzosen Joseph-Alphonse Adhémar weiterentwickelt, wonach Veränderungen der Erdbahngeometrie für wiederkehrende Kaltzeiten verantwortlich seien.
Generell muss man festhalten, dass nach heutigem Forschungsstand nicht eine einzige Ursache für das wechselhafte und beinahe regelmäßige Auftreten von Glazial- und Interglazialstadien im Pleistozän verantwortlich gemacht werden kann. Die von Milanković nachgewiesenen Zyklen sind zwar für Temperaturdepressionen verantwortlich, doch bedingen diese nur eine Abnahme von wenigen Zehntelgrad, erfassen nur eine Hemisphäre und waren darüber hinaus auch schon im Präkambrium präsent, wo es aus heutiger Sicht nicht zu einem solch markanten Wechsel von Warm- und Kaltzeiten kam. Daher müssen mehrere Ursachen für die pleistozänen Wechsel verantwortlich gemacht werden, die sowohl exogenen als auch endogenen Ursprungs sind. Das Zusammenspiel von tektonischen, astronomischen, ozeanischen und klimatischen Prozessen muss dabei unbedingt beachtet werden, da jeder einzelne Prozess nicht in der Lage ist, globale Eiszeiten hervorzurufen.
Irdische Ursachen [Bearbeiten]
Hauptantrieb für die allgemeine Abkühlung im Paläogen und Neogen waren Prozesse der Plattentektonik, das heißt die Verschiebungen der kontinentalen Platten.
Öffnung und Schließung von Meeresstraßen [Bearbeiten]
Durch das Schließen oder Öffnen von Meeresstraßen veränderten sich entscheidend die Meeresströmungen (und damit der Wärmetransport) auf der Erde. So öffnete das Wegdriften Australiens und später Südamerikas von der Antarktis im Oligozän zwei Meeresstraßen (Tasmanische Passage und Drake-Passage). Dadurch konnte sich ein Strömungssystem rund um die Antarktis etablieren. Dieser kalte zirkumantarktische Strom isolierte Antarktika vollständig von warmen Oberflächenwassern. Antarktika kühlte ab und die Bildung einer Eiskappe über dem Kontinent am Südpol wurde vor rund 35 Millionen Jahren eingeleitet. Zuvor waren die Meeresströmungen um die Antarktis stark zum Äquator hin abgelenkt, so dass wärmere Wassermassen den Kontinent erreichen und aufheizen konnten.
Die Bildung einer Landbrücke zwischen Nord- und Südamerika vor 4,2 bis 2,4 Millionen Jahren sorgte für die Umlenkung warmer Meeresströmungen nach Norden und damit auch für die Entstehung des Golfstroms. Der Transport von warmem Wasser in den hohen Norden bewirkte zwar zunächst eine Erwärmung der Nordhalbkugel, stellte aber auch die notwendige Feuchtigkeit bereit, um in Grönland, Nordamerika und Nordeuropa mit der weiteren Abkühlung Gletscher entstehen zu lassen.
Bildung von Hochgebirgen [Bearbeiten]
Durch den Zusammenstoß von Platten kam es ab dem jüngeren Tertiär (Neogen) zu verstärkter Gebirgsbildung. Die Heraushebung von Festland in bedeutende Höhen verändert in erster Linie groß- und kleinräumig die Luftströmungen. Die Entstehung der Faltengebirge, wie etwa der Alpen, der Rocky Mountains oder des Himalaya, die für die Änderung der Zirkulationsmuster in der Atmosphäre sorgte, brachte ebenfalls die notwendige Feuchtigkeit auf die Kontinente, die zur Vergletscherung weiter Teile der Nordhalbkugel beitrugen. Gleichzeitig sind Hochgebirge auch bevorzugte Gebiete der Gletscherentstehung.
Eine Theorie sieht das Hochland von Tibet dabei in einer zentralen Position, da sie von einer nahezu vollständigen Vergletscherung des Hochlandes ausgeht.[8][9] Die deutliche Vergrößerung der Albedo (Weißheit) im Bereich des Tibetplateaus (etwa 30-40° nördlicher Breite) führte aufgrund der strahlungsgünstigen Lage zu einer Abkühlung der Atmosphäre und damit zu einem globalen Temperaturrückgang von etwa -5 °C. Dies begünstigte die Bildung von Flachlandgletschern in skandinavischen und nordamerikanischen Regionen, was zu einem Selbstverstärkungseffekt führt, wodurch Tibets Eisfläche weiter anwuchs und seine Auslassgletscherzungen durch die Randgebirge des Plateaus hindurch bis auf ca. 1000–2000 m über dem Meer hinabgeflossen sind (Glazial). Aufgrund des Milanković-Zyklus erhöhte sich die Temperatur und führte zu einem Anstieg der Schneegrenze von knapp 500 m – dies und die glazialisostatische Absenkung des Plateaus leitete nach Matthias Kuhle das Abschmelzen der Flachlandgletscher und der Auslassgletscherzungen des Tibeteises ein und bedingte eine Verringerung der globalen Albedo und damit eine Wiedererwärmung (Interglazial). Allerdings wird die geschlossene Vergletscherung Tibets teilweise abgelehnt, da sich, wie ein Autor meint, die glazialen Erosions- und Akkumulationsformen nur auf höhere Gebiete Tibets erstrecken.[10] Änderungen der Albedo über Änderungen in der Dauer der Schneebedeckung des Hochlandes sind allerdings unstrittig.
Weitere irdische Ursachen [Bearbeiten]


Große Vulkanausbrüche können das Erdklima stark beeinflussen.
In der Kreidezeit und im Paläogen gab es deutlich stärkeren Vulkanismus als im Neogen und Quartär. Da mit jedem Vulkanausbruch eine umfangreiche Freisetzung von Kohlendioxid verbunden ist, war der CO2-Gehalt der Atmosphäre zu dieser Zeit höher. Dementsprechend stärker wirkte in der Kreide und im Paläogen auch der natürliche Treibhauseffekt der Erde.
Astronomische Ursachen [Bearbeiten]
Erdbahngeometrie [Bearbeiten]


Wissenschaftler entnehmen Eisproben.
Die Veränderung der Erdbahngeometrie wird durch wechselseitige Gravitationskräfte im System Sonne, Planeten, Mond hervorgerufen. Sie ändern die Form der elliptischen Erdbahn (Exzentrizität) um die Sonne mit einer Periode von etwa 100.000 Jahren, die Neigung der Erdachse zur Umlaufbahn mit einer Periode von etwa 40.000 Jahren (Schiefe der Ekliptik), während die Tag-und-Nacht-Gleiche auf der elliptischen Umlaufbahn etwa nach 20.930 Jahren wieder dieselbe Position auf der Ellipse einnimmt (Tropische Apsidendrehung). Durch diese sogenannten Milanković-Zyklen verändert sich periodisch die Verteilung der Sonnenenergie auf der Erde.
Angeregt durch den deutschen Meteorologen Wladimir Peter Köppen formulierte Milutin Milanković 1941 in seiner Arbeit „Der Kanon der Erdbestrahlung und seine Anwendung auf das Eiszeitproblem“ die Hypothese, dass eine Kaltzeit immer dann auftritt, wenn die Sommersonneneinstrahlung in hohen nördlichen Breiten minimal wird. Kühle Sommer sind nach Köppen für den Eisaufbau entscheidender als kalte Winter. Milanković suchte also dort nach den Ursachen für Eiszeiten, wo sie am offensichtlichsten sind, in den hohen nördlichen Breiten.
Die Variationen der Erdbahnparameter (Milanković-Zyklen) waren Auslöser und geeignete Randbedingungen, deren Wirkung aber noch durch andere Faktoren verstärkt wurde. So werden als eine Ursache für den Beginn sowohl der antarktischen wie der nordhemisphärischen Vereisung tektonische Vorgänge und deren Einfluss auf die ozeanische Zirkulation angenommen.[11] Außerdem spielte der CO2-Gehalt der Atmosphäre eine wesentliche Rolle, der mit den Temperaturschwankungen eine enge Kopplung aufweist, wie verschiedene Untersuchungen von Eisbohrkernen der Antarktis und Grönlands belegen.[12] Danach soll die Konzentrationsabnahme des Treibhausgases Kohlendioxid (zusammen mit Methan und Distickstoffoxid) für ca. ein Drittel der Temperaturveränderung zwischen Warm- und Kaltzeit stehen,[13] nach einer jüngeren Veröffentlichung sogar für die Hälfte.[14] Andere positive Feedbackprozesse wie die Eis-Albedo-Rückkopplung, die Vegetationsbedeckung und die Variabilität des Wasserdampfgehaltes in der Atmosphäre spielten eine zusätzliche Rolle. Für die Schwankungen innerhalb der Kaltzeiten zwischen sogenannten Stadialen und Interstadialen werden Rückkopplungseffekte im Zusammenhang mit der thermohalinen Zirkulation angenommen.
Aktivitätszyklen der Sonne [Bearbeiten]
In der letzten Kaltzeit (Weichsel-Kaltzeit) gab es zwei Dutzend erhebliche Klima-Umschwünge, bei denen innerhalb nur eines Jahrzehnts die Lufttemperatur über dem Nordatlantik um bis zu zwölf Grad Celsius anstieg. Diese Dansgaard-Oeschger-Ereignisse traten meistens alle 1470 Jahre auf. Diese Periodizität wird mit einer Überlagerung von zwei bekannten Aktivitätszyklen der Sonne von 87 und 210 Jahren zu erklären versucht. Nach 1470 Jahren ist der 210er-Zyklus siebenmal und der 86,5er-Zyklus siebzehnmal abgelaufen.[15] In der heutigen Warmzeit (Holozän) traten diese Dansgaard-Oeschger-Ereignisse nicht mehr auf, da die schwachen Sonnenschwankungen die stabilen Atlantikströmungen der letzten 10.000 Jahre nicht mehr stören konnten.
Das aktuelle Eiszeitalter [Bearbeiten]

→ Hauptartikel: Känozoisches Eiszeitalter
Vergletscherungen [Bearbeiten]


Minimale (Warmzeit, schwarz) und maximale (Kaltzeit, grau) Vereisung der Nordhemisphäre


Minimale (Warmzeit, schwarz) und maximale (Kaltzeit, grau) Vereisung der Südhemisphäre
Während der Kaltzeiten des aktuellen Eiszeitalters breiteten sich die Inlandeisschilde und die Gebirgsgletscher stark aus und bedeckten schließlich etwa 32 % der festen Erdoberfläche. Heute werden nur etwa 10 % der Landoberflächen von Gletschern bedeckt. Vor allem auf der Nordhalbkugel der Erde waren große Teile Europas, Asiens und Nordamerikas vergletschert. Die Spuren der Vereisungen (z. B. Trogtäler, Moränen, Gletscherschliffe, die Glaziale Serie) sind dort bis heute allgegenwärtig.
Die Veränderung des Inlandeises der Antarktis war während des Eiszeitalters im Vergleich zur Arktis nicht so dramatisch. Einerseits wird angenommen, dass dieses darauf zurückzuführen ist, dass der Eisaufbau auf dem Land und flachen Schelfen der Nordhemisphäre effektiver ist als in zirkumantarktischen Ozeangebieten. Andererseits ist auch heute die Antarktis nahezu vollständig vergletschert. Eine Vergrößerung des Eisschildes war also dort nur begrenzt möglich. Eine Ausdehnung des Eisschildes wird im Wesentlichen auf die Absenkung des Meeresspiegels zurückgeführt.
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Dass die heutigen Gletscher der Alpen oder Skandinaviens Reste der letzten Vereisung sind, wird vielfach angenommen, ist aber falsch. Vielmehr war Europa auf dem Höhepunkt der Nacheiszeit (Holozän) vor ungefähr 7000 Jahren völlig eisfrei. Die meisten europäischen Gletscher sind erst danach wieder entstanden und demnach ziemlich jung und höchstens 6000 Jahre alt. Ihr Umfang schwankte in den letzten Jahrtausenden zudem stark.
Der Meeresspiegel [Bearbeiten]
Durch die Bildung kontinentaler Eismassen wurde den Meeren massiv Wasser entzogen. Während des Höhepunktes der jüngsten Eiszeit lag der Meeresspiegel um 120 bis 130 m tiefer als heute. Dadurch entstanden zahlreiche Landbrücken. Nebenmeere und Flachmeere wie die Nordsee fielen teilweise oder vollständig trocken. Große Bedeutung erlangte die Landbrücke über die heutige Beringstraße, die Nordasien mit Nordamerika verband. Der Austausch zahlreicher Tier- und Pflanzenarten sowie älteren Theorien nach die menschliche Besiedlung des amerikanischen Kontinentes erfolgte über diese Landbrücke.
Klima und Atmosphäre [Bearbeiten]
Während der Eiszeiten fiel, global gesehen, auf Grund der gesunkenen Temperaturen deutlich weniger Niederschlag als während der Warmzeiten. Die Niederschlagsänderungen während der Kaltzeiten fielen regional und zonal jedoch sehr unterschiedlich aus. Während es in den hohen und mittleren Breiten eher trockener wurde, gab es in den Subtropen deutliche Feuchtphasen. Die randtropischen Wüsten waren auch zu dieser Zeit extrem trocken, während die Fläche der feuchten Tropen zu dieser Zeit deutlich geringer war. Das verfügbare Wasserangebot in den hohen und den Mittelbreiten war aber während der Eiszeiten zum Teil höher als heute, da auf Grund der gesunkenen Temperaturen und des deshalb fehlenden Waldes die Verdunstung deutlich geringer war.
Das Letzte Glaziale Maximum (LGM) war vor etwa 21.000 Jahren. Die globale Durchschnittstemperatur lag etwa 5 bis 6 K niedriger als heute. Aufgrund der Gaseinschlüsse in polarem Eis weiß man, dass die atmosphärische Konzentration der Treibhausgase Kohlendioxid (CO2) nur 70 % und Methan (CH4) nur 50 % des vorindustriellen Wertes betrug (CO2 im LGM: 200 ppmv, vorindustriell: 288 ppmv, heute (2005): 381 ppmv; CH4 im LGM: 350 ppbv, vorindustriell: 750 ppbv, heute: 1750 ppbv).
Während der Endphasen der einzelnen Eiszeiten stieg auf Grund der natürlichen Zunahme der Sonneneinstrahlung zuerst die globale Temperatur an und danach folgte, als Reaktion auf diesen initialen Anstieg, der Gehalt der Treibhausgase CO2 und Methan. Der zeitliche Versatz beträgt einige hundert Jahre. Das gleiche gilt auch für Abkühlungsphasen, bei denen jede Abkühlung ein Absinken der Gaskonzentration nach sich zieht. Dabei steuert die Temperaturentwicklung die Konzentrationen in einer eindeutig proportionalen Abhängigkeit: die Kurvenverläufe von CO2 und Methan folgen der Temperaturkurve mit dem genannten zeitlichen Versatz fast kongruent[16]. Diese Kongruenz der Verläufe über der Zeit ist eindeutig und weist keine Unstetigkeiten oder Kipp-Situationen auf, so dass im betrachteten Zeitraum der Zusammenhang: Sonne – Erdtemperatur als dominierend erscheint.
Es wird jedoch auch über eine von diesem Zusammenhang abweichende Theorie diskutiert: Die Freisetzung der Treibhausgase führte über Rückkopplungsprozesse zu einer Beschleunigung der Erwärmung und einer weiteren Freisetzung der Treibhausgase, bis sich schließlich Gleichgewichtszustände einstellten und sowohl das Klima als auch die Treibhausgaskonzentrationen in den Warmzeiten relativ stabil blieben. Dieser Mechanismus einer natürlichen Erwärmung könnte auch bei der aktuellen globalen Erwärmung eine Rolle spielen, da ein Ansteigen des Gehaltes an Treibhausgasen auf Grund der menschlichen Aktivität durch diesen Effekt möglicherweise verstärkt wird und die globale Temperatur weiter ansteigt. Die Einstrahlung der Sonne spielt nach Ansicht vieler Wissenschaftler bei der aktuellen Erwärmung nur eine untergeordnete Rolle.[17]
Lebenswelt [Bearbeiten]


Das Wollhaarmammut (Mammuthus primigenius) ist eines der Charaktertiere der Eiszeit auf der Nordhalbkugel der Erde.
Die Klimaschwankungen des Eiszeitalters hatten erhebliche Auswirkungen auf die Fauna und Flora ihrer Zeit. Mit den Abkühlungen und Wiedererwärmungen wurden die dem entsprechenden Klima angepassten Lebewesen zu einer Verlagerung ihrer Lebensräume gezwungen. Zahlreiche Tier- und Pflanzenarten konnten deshalb große Räume nicht wieder besiedeln oder starben ganz aus. Dieser Effekt war in Afrika und Europa, wo das Mittelmeer und die von Ost nach West verlaufenden Gebirgszüge Hindernisse für die Wanderung der Arten darstellten, deutlich größer als in Nordamerika und Ostasien.
Charakteristisch für das Eiszeitalter waren Tiere wie Mammuts, Mastodonten, Saigas, Säbelzahnkatzen, Höhlenlöwen, Höhlenbären und weitere Formen. Auch lebten Homo heidelbergensis, der aus ihm hervorgegangene Neandertaler und der vor rund 40.000 Jahren aus Afrika zugewanderte moderne Mensch (Homo sapiens) während der Kaltzeiten in Europa.
Siehe auch [Bearbeiten]

Klimageschichte
Kleine Eiszeit
Periglazial
Glaziologie
Globales Förderband
Literatur [Bearbeiten]

Edmund Blair Bolles: Eiszeit. Wie ein Professor, ein Politiker und ein Dichter das ewige Eis entdeckten. Argon, Berlin 2000. ISBN 3-87024-522-0 (Zur Forschungsgeschichte, insb. Louis Agassiz, Charles Lyell und Elisha Kent Kane)
Jürgen Ehlers Das Eiszeitalter, Spektrum Akademischer Verlag 2011
Jürgen Ehlers Allgemeine und historische Quartärgeologie, Enke Verlag, Stuttgart 1994, ISBN 3-432-25911-5
Jürgen Ehlers, Philip Gibbard: The extent and chronology of Cenozoic global glaciation. Quaternary International, 164-165, 6-20. 2007. doi:10.1016/j.quaint.2006.10.008
Wolfgang Fraedrich: Spuren der Eiszeit – Landschaftsformen in Europa. Springer, Berlin 2006. ISBN 3-540-61110-X
Hansjürgen Müller-Beck: Die Eiszeiten. Naturgeschichte und Menschheitsgeschichte. Beck, München 2005. ISBN 3-406-50863-4 (Knappe Einführung)
Josef Klostermann: Das Klima im Eiszeitalter. Schweizerbart, Stuttgart 1999. ISBN 3-510-65189-8
Matthias Kuhle: The Pleistocene Glaciation of Tibet and the onset of Ice Ages- An Autocycle Hypothesis. GeoJournal 17, No. 4, 581-596, 1988. DOI: 10.1007/BF00209444
William Ruddiman: Earth’s climate, past and future. New York 2002. ISBN 0-7167-3741-8 (englisch)
Christian-Dietrich Schönwiese: Klima im Wandel. Tatsachen, Irrtümer, Risiken. Deutsche Verlagsanstalt, Stuttgart 1992. ISBN 3-421-02764-1
Roland Walter: Erdgeschichte – Die Entstehung der Kontinente und Ozeane. 5. Auflage. Walter de Gruyter, Berlin/New York 2003. ISBN 3-11-017697-1
Weblinks [Bearbeiten]

Commons: Eiszeitalter – Sammlung von Bildern, Videos und Audiodateien
NASA Earth Observatory Paleoclimatology – allgemeine Informationen zum Paläoklima
Paläoklima-Programm der NOAA
Subcommission on Quaternary Stratigraphy – globale Korrelationstabelle für das Quartär
Deuqua – Deutsche Quartärvereinigung e. V.
Eiszeit – Gletscherzeit – Zur Fernsehsendung planet-wissen des WDR (Artikel inzwischen depubliziert)
Einzelnachweise [Bearbeiten]

↑ Murawski, H., Meyer, W. (2004): Geologisches Wörterbuch. Spektrum Akademischer Verlag, 11. Auflage, 262 S. ISBN 3-8274-1445-8
↑ Imbrie, J.; Imbrie, K.P: Ice ages: solving the mystery. Short Hills NJ: Enslow Publishers 1979, ISBN 978-0-89490-015-0
↑ Paul F. Hoffman, u. a.: A Neoproterozoic Snowball Earth. In: Science. Bd. 281. 1998, Nr. 5381, S. 1342–1346. ISSN 0036-8075
↑ N. Eyles, N. Januszczak: Zipper-rift’ – A tectonic model for Neoproterozoic glaciations during the breakup of Rodinia after 750 Ma (Archivversion vom 28. November 2007). In: Earth-Science Reviews. Amsterdam 65.2004, 1–2, 1–73. ISSN 0012-8252
↑ Alfred Wegener: Die Entstehung der Kontinente und Ozeane Braunschweig 1929, S. 135 f. (4. Aufl., online)
↑ The Gaskiers glaciation as a significant divide in Ediacaran history and stratigraphy
↑ New data illuminates Antarctic ice cap formation
↑ Kuhle, M. (1998): Reconstruction of the 2.4 Million qkm Late Pleistocene Ice Sheet on the Tibetan Plateau and its Impact on the Global Climate. Quaternary International 45/46, 71–108 (Erratum: Vol. 47/48:173–182 (1998) included)
↑ Kuhle, M. (2004): The High Glacial (Last Ice Age and LGM) ice cover in High and Central Asia. Development in Quaternary Science 2c (Quaternary Glaciation – Extent and Chronology, Part III: South America, Asia, Africa, Australia, Antarctica, Eds: Ehlers, J.; Gibbard, P. L.), 175–199
↑ Lehmkuhl, F. (1998): Extent and spatial distribution of Pleistocene glaciations in Eastern Tibet – Quaternary International 45/46:123–134.
↑ Haug, G., R. Tiedemann und R. Zahn (2002): Vom Panama-Isthmus zum Grönlandeis, Spektrum der Wissenschaft Dossier 1/2002, 50–52
↑ neuerdings über die letzten 800.000 Jahre: Dieter Lüthi, Martine Le Floch, Bernhard Bereiter, Thomas Blunier, Jean-Marc Barnola, Urs Siegenthaler, Dominique Raynaud, Jean Jouzel, Hubertus Fischer, Kenji Kawamura und Thomas F. Stocker (2008): High-resolution carbon dioxide concentration record 650,000–800,000 years before present, in: Nature, Vol. 453, S. 379–382, online
↑ IPCC (2007): Climate Change 2007, Working Group I: The Science of Climate Change, 6.4.1 und Figure 6.5
↑ Hansen, J. et al. (2008): Target Atmospheric CO2: Where Should Humanity Aim?
↑ Holger Braun, Marcus Christl, Stefan Rahmstorf u. a.: Possible solar origin of the 1,470-year glacial climate cycle demonstrated in a coupled model. in: Nature. Vol. 438. 2005, S. 208–211. doi:10.1038/nature04121 ISSN 0028-0836
↑ Monnin, Petit und andere
↑ Ruddiman 2002, s. Literatur
Kategorien: KälteanomalieErdzeitalterZeitraum

قس فرانسه

Une glaciation (ou englaciation) est une période glaciaire, c'est-à-dire à la fois une phase paléoclimatique froide et une période géologique de la Terre durant laquelle une part importante des continents est englacée.
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Historique de la connaissance des glaciations[modifier]

Les glaciations ont d'abord été mises en évidence grâce à leurs traces morphologiques (moraines, blocs erratiques) dans les vallées alpines à la fin du xixe siècle.
Depuis les années 1950, l'étude des rapports entre les différents isotopes de l'oxygène dans les sédiments prélevés par carottage au fond des océans a confirmé et précisé l'existence de nombreuses fluctuations climatiques plus ou moins cycliques (cf. Stades isotopiques marins et Chronologie isotopique).


Cycles Glaciaires-Interglaciaires du Pléistocène illustrés par les variations du carbone atmosphérique mesurées dans les carottages glaciaires (subdivisions nord-américaines et européennes et tentative de corrélations)
Les origines d'un englacement[modifier]

Les causes des glaciations ont été l'objet de nombreux débats, depuis que le phénomène a été clairement identifié au xixe siècle. Les théories modernes retiennent souvent une relation avec les oscillations périodiques de l'orbite de la Terre (cf. les paramètres de Milanković, paramètres astronomiques), associées à des variations hypothétiques et périodiques dans le rayonnement solaire ou les effets d'un déplacement d'importantes masses continentales vers les régions polaires (paramètres tectoniques).


Variations des températures et du volume des glaces durant les derniers cycles glaciaires et interglaciaires


Minimum (Interglaciaire, en noir) et maximum (Glaciaire, en gris) de la glaciation de l'hémisphère Nord


Minimum (Interglaciaire, en noir) et maximum (Glaciaire, en gris) de la glaciation de l'hémisphère Sud
Les conséquences d'une glaciation[modifier]

Lors d'une période glaciaire, les phénomènes suivants se produisent suite au refroidissement climatique :
formation d'inlandsis : Ils s'installent progressivement sur les régions continentales des hautes latitudes, avec une épaisseur maximale de l'ordre de 3 km, et fluent vers leurs marges, détruisant les habitats naturels en place, et arasant une partie des reliefs ;
baisse du niveau de la mer (glacio-eustasie) : le stockage de glace sur les continents provoque la baisse du niveau des océans (de l'ordre de 120 m lors de la dernière période glaciaire) et provoque l'émersion d'une partie des plateaux continentaux ;
contraction océanique ;
mouvements tectoniques verticaux (glacio-isostasie) : sous le poids de la glace, des mouvements tectoniques verticaux affectent les régions englacées et leur marges (enfoncement lors de la glaciation, soulèvement ou rebond isostasique lors de la déglaciation) ;
modification de la circulation océanique mondiale : Elle est alors complètement transformée (avec des influences réciproques, complexes et méconnues dans le détail, sur le climat).
Conséquences écologiques et génétiques : En période glaciaire, pour survivre, les espèces soumises à un froid trop important pour elles, doivent descendre vers les plaines et/ou se rapprocher de l'équateur. Elles doivent le faire d'autant plus qu'elles sont sensibles au froid, ou survivre en populations moins nombreuses et parfois moins denses dans des régions-refuges moins touchées par le froid.
Lors des 3 dernières glaciations, il ne semble pas y avoir eu beaucoup de disparition globale d'espèces sur la planète, mais pour les espèces à faible capacité de dispersion, le froid a eu pour conséquence l'extinction locale de nombreuses populations au sein de métapopulations alors existantes, avec comme corollaire une réduction de la diversité génétique dans certains groupes2; ces effets "négatifs" pour la biodiversité peuvent avoir été atténués par l'exondation des plateaux continentaux permis par la baisse des niveaux marins. Il y a ainsi eu de nouveaux espaces, qui ont reconnecté des habitats quasiment disjoints (hormis pour les oiseaux et mammifères marins et quelques espèces) lors des phases interglaciaires (par exemple l'actuelle France était reconnectée à l'actuel Royaume Uni durant les 3 dernières glaciations, permettant aux grands mammifères (mammouths notamment) de passer d'une zone à l'autre en traversant l'actuel plancher de la Manche et du Pas de Calais. Les conséquences génétiques des oscillations climatiques, et des glaciations en particulier sont importantes3,4,5,6.
Les traces de glaciations anciennes[modifier]

La Terre conserve les traces de glaciations anciennes. La glaciation Varanger, il y a 750 millions d'années, par exemple, fut particulièrement importante. La glace semble avoir couvert à cette époque presque toute la planète, jusqu'à l'équateur. Nous connaissons également des traces de glaciations au cours de :
l'Huronien (de -2 400 Ma à -2 100 Ma)
le Cryogénien (de -950 Ma à -570 Ma)
l'Andéen-saharien, à l'Ordovicien (de -450 Ma à -420 Ma)
la jonction Carbonifère - Permien (de -360 Ma à -260 Ma)
Les traces des paysages glaciaires et périglaciaires du Quaternaire[modifier]
Les glaciations du Quaternaire7 ont produit des inlandsis, des calottes glaciaires et le développement de langues glaciaires qui ont couvert et marqué de nombreuses montagnes, y compris en zone intertropicale et des espaces aujourd'hui submergés par la remontée de la mer (plateau continental) qui a suivi la déglaciation.
Les glaces épaisses ont raboté certains reliefs ou entamé le sol d'une manière spécifique. Leur fonte a ensuite libéré une énorme quantité d'eau ; cette double action, associée à des phénomènes de cryoturbation, de solifluxion (gélifluxion)… a laissé de nombreuses traces encore visibles dans les régions anciennement englacées.
Certains modelés d'accumulation et d'érosion en sont notamment caractéristiques. Les ôs, drumlins et chenaux proglaciaires marquent ainsi encore de nombreux reliefs glaciaires et périglaciaires des Alpes, des Pyrénées, des Vosges, du Massif central et de l'Alaska, du Spitzberg, de l'Islande, etc.
Les formes et formations glaciaires[modifier]
Les quaternaristes8 observent et étudient :
des vallées, des cirques et des moraines. Dans les vallées, en particulier, il est possible de connaître l'altitude atteinte par la glace lors des glaciations en utilisant certaines formes héritées de celles-ci – les sites témoins9 – tels les épaulements que présentent parfois les arêtes descendues des sommets latéraux en direction du talweg des vallées.

Epaulement sur une arête descendant sur Gresse-en-Vercors
des formations issues de la glace prise dans des sédiments fins dites hydrolaccolites qui regroupent les pingo, palses et lithalses dont les reliques sont des laquets.
des formations dites kettles, des drumlins, des pipkrates, des laquets, des « fers à repasser » et des dreikanters.
d'épais dépôts de lœss et de limons, accumulés sur de vastes surfaces en Amérique du Nord, sur les plateaux et les plaines d'Europe moyenne et en Chine septentrionale et, dans l'hémisphère Sud, en Argentine (Pampa). Transportés par le vent, les lœss finissent par former une couverture plus ou moins épaisse (jusqu'à 200 m en Chine10), rendant fertiles ces régions mais en posant des problèmes de stabilité (sols très vulnérables à l'érosion). Par exemple, la région des Börde (en Allemagne) ou celle de Shanxi (vallée du Huang He en Chine) sont tapissées de lœss.
Certains paysages actuels : formations végétales, lacs, etc. sont des héritages directs de ces épisodes climatiques :
des landes[citation nécessaire] d'origine glaciaire : par exemple, la plaine de la Geest (Allemagne) et la plaine polonaise sont concernées par les dépôts morainiques du Quaternaire avec de nombreuses landes (Lande de Lunebourg) ou de collines (Mazurie polonaise) encadrant des fleuves qui coulent vers le nord ;
des paysages de marais et de tourbières (marais de Polésie en Ukraine)
des lacs (Lac Ladoga, Lac Onega en Russie ; Grands Lacs en Amérique du Nord.
Les méthodes de reconnaissance des glaciations[modifier]
Chronologie isotopique[modifier]
Article détaillé : Chronologie isotopique.
La présence de l'isotope 18 de l'oxygène (18O) est moins importante dans les eaux océaniques proches des pôles que dans celles proches de l'équateur. Ceci est dû au fait que cet isotope est plus lourd que l'isotope 16O ; en conséquence, il s'évapore plus difficilement et se condense plutôt facilement, ce qui empêche une migration importante vers les pôles.
Si on analyse un échantillon de glace ancienne, moins il y a d'isotope 18O, plus il faisait froid au moment de la formation de la glace. Au contraire, dans une carotte provenant des tropiques (sédiments issus de foraminifères benthiques), une augmentation de l'isotope 18O signe un refroidissement global (diminution de la température marine et accumulation de glace aux pôles)11.
Les sédiments des fonds océaniques et les glaces accumulées aux pôles ou au Groenland ont gardé les traces des variations de concentration des isotopes de l'oxygène au cours du temps. Par exemple, la glace formée il y a 10 000 ans permet de connaître la concentration en isotope 18O de l'atmosphère de cette époque. Selon la concentration, on peut donc reconstituer les fluctuations des températures globales au cours du temps sur de longues périodes et définir ainsi les stades isotopiques de l'oxygène.


Calotte glaciaire du Vatnajökull, Islande (image de Hubble, NASA, 2004)
Des cycles glaciaires récents[modifier]



Les limites des dernières glaciations en Europe Nord centrale (en rouge : le maximum du Weichsel, en jaune de la glaciation du Saale (Drenthe stage); en bleu : la glaciation de Elster.
La fin du Cénozoïque est marquée par le retour de glaciations dites quaternaires, d'environ -2,7 millions d'années à aujourd'hui.
Les glaciations quaternaires correspondent à la mise en place d'un climat qui se refroidit et au retour cyclique de périodes froides (dites Glaciaires) et tempérées (Interglaciaires). Il y a environ 10 000 ans, a débuté l'Interglaciaire actuel et qui correspond à l'Holocène.
Le Pléistocène supérieur correspond au dernier cycle Interglaciaire/Glaciaire (d'environ 120 000 à 10 000 ans).
Différentes chronologies[modifier]
La chronologie des cycles glaciaires répond aux règles stratigraphiques et à la définition de stratotypes, utilisables dans la région où ils ont été définis. La chronologie alpine, si elle a le mérite d'être la première établie, est fondée sur les traces morphologiques laissées par les moraines (Cf. travaux au xixe siècle de Penck & Bruckner). Les glaciations les plus puissantes sont mieux enregistrées ou les plus récentes : la poussée du glacier détruisant à chaque cycle les traces les plus anciennes. Ainsi seulement quatre grands cycles avaient initialement été reconnus. Les corrélations entre enregistrements sont parfois délicates.
Chronologie alpine
Période glaciaire Âge
(années) Période interglaciaire
1re période glaciaire, de Günz 600 000
540 000 1re période interglaciaire, de Günz-Mindel
2e période glaciaire, de Mindel 480 000
430 000 2e période interglaciaire, de Mindel-Riss
3e période glaciaire, de Riss 240 000
180 000 3e période interglaciaire, de Riss-Würm
4e période glaciaire, de Würm 120 000
10 000

Index Nom Période interglaciaire Période glaciaire
en milliers d'années Stade isotopique Époque
Alpine Nord-américaine Nord-européenne Grande-Bretagne
Flandrien interglaciaire auj. – 12 1 Holocène
1re Würm Wisconsinien Weichselien
ou Vistulien Devensien période glaciaire 12 – 110 2-4
& 5a-d Pléistocène
Riss-Würm Sangamonien Eemien Ipswichien interglaciaire 110 – 130 5e
2e Riss Illinoien Saalien Wolstonien ou Gipping période glaciaire 130 – 200 6
Mindel-Riss Yarmouthien Holsteinien Hoxnien interglaciaire 200 – 300/380 7,9,11
3e – 5e Mindel Kansien Elsterien Anglien période glaciaire 300/380 – 455 8,10,12
Günz-Mindel Aftonien Cromerien interglaciaire 455 – 620 13-15
7e Günz Nebraskien Menapien Beestonien période glaciaire 620 – 680 16
Période plus anciennes du Pléistocène
Nom Inter/Glaciaire Période
en milliers d'années Stade isotopique Époque
Pastonien interglaciaire 600 – 800
Pré-pastonien glaciaire 800 – 1300
Bramertonien interglaciaire 1300 – 1550
La dernière glaciation[modifier]


Étendue des calottes et inlandsis de l'hémisphère Nord lors du Dernier Maximum Glaciaire (le trait de côte ne correspond pas au niveau des mers d'il y a 22-18000 ans, 120 m plus bas en moyenne)
Le dernier Glaciaire (environ 120 000 à 10 000 ans) est nommé glaciation de Würm dans les Alpes, Weichsel en Europe du Nord et Wisconsin en Amérique du Nord.
Les principaux inlandsis se situaient :
sur le bouclier canadien et les Rocheuses (voir l'article Glaciation du Wisconsin) ;
dans les Andes au niveau de la Bolivie et de la Patagonie ;
en Islande ;
sur les îles Britanniques, l'Europe du Nord, le nord de la Russie et de la Sibérie ;
dans l'Altaï ;
dans les Monts de Verkhoïansk ;
dans l'Himalaya, l'Hindū-Kūsh, les monts Tian Shan et Kunlun.
Ces régions en conservent les traces géomorphologiques.
Le Petit Âge Glaciaire[modifier]
Article détaillé : Petit âge glaciaire.


La Tamise gelée en 1677


Paysage hivernal, Pieter Bruegel l'Ancien, 1595


Chasseurs dans la neige, Pieter Brueghel l'Ancien, 1565 (Kunsthistorisches Museum, Vienne)
Le Petit Âge Glaciaire correspond non pas à une glaciation à proprement parler mais d'une fluctuation climatique froide à l'intérieur de l'Interglaciaire Holocène, d'autant mieux mis en évidence qu'il est récent. L'hémisphère Nord a connu un net refroidissement, entamé dans la seconde moitié du xive siècle — avec un minimum thermique au xviie siècle — qui a persisté jusqu'au début du xixe siècle. Appelée « petite glaciation » ou « Petit Âge Glaciaire (PAG)», il s'agit d'une période centrée sur le « minimum de Maunder » (1645-1715 proprement dit), qui semble correspondre à une faible activité solaire (ses taches étaient d'ailleurs peu visibles). Elle fut marquée par une série d'hivers particulièrement rigoureux, accompagnés de disettes et de famines12.


Fluctuations de l'activité solaire sur un millénaire
Les conséquences de cet épisode froid ne sont pas négligeables, le climat en Islande et au Groenland était relativement doux pendant les trois cents premières années qui suivirent la colonisation viking. Il s'est ensuite fortement refroidi, y interdisant l'agriculture et y faisant disparaître les forêts.
La littérature et la peinture illustrant les glaciations[modifier]

Les romans préhistoriques font souvent état des paysages englacés comme ceux de l'auteure américaine Jean Auel dans la série du Clan de l'Ours de la caverne. B. du Boucheron a proposé dans Court-Serpent, une très intéressante fresque des conséquences du Petit Age Glaciaire pour les dernières populations vikings du sud du Groenland.
Voir aussi[modifier]

Articles connexes[modifier]
Quaternaire
Dryas récent
Changement climatique
Paléoclimat
Glaciation de Würm
Glaciation de Riss
Théorie astronomique des paléoclimats
Références[modifier]
↑ Global Biogeochemical Cycles, Vol. 9, 1995, p. 377-389.
↑ Weider, LJ & Hobaek, A (1997) Postglacial dispersal, glacial refugia and clonal structure in Russian/Sibirian populations of the arctic Daphnia pulex complex. Heredity 78.
↑ Hewitt, G (1999) Post-glacial recolonization of European biota. Biol. J. Linn. Soc. 68: 87-112.
↑ Hewitt, GM (1996) Some genetic consequences of ice ages, and their role in divergence and speciation. Biol. J. Linn. Soc. 58: 247-79.
↑ Hewitt, GM (2000) The genetic legacy of the Quaternary ice ages. Nature 405: 907-13.
↑ Hewitt, GM (2004) Genetic consequences of climatic oscillations in the Quaternary. Philosophical Transactions of the Royal Society of London Series BBiological Sciences 359: 183-95
↑ Paysages glaciaires [archive]
↑ Chercheurs — géographes, géologues et préhistoriens — qui étudient le système Quaternaire (ère Cénozoîque).
↑ Détermination surface glacier [archive], Paysages glaciaires.
↑ Jean Riser, Erosion et paysages naturels, p. 43
↑ Shackleton, N. J. & Hall, M. A. « The late Miocene stable isotope record, Site 926 », Proc. ODP Sci. Res. 154, 367–73 (1997).
↑ Acot P. Histoire du climat.
Bibliographie[modifier]
Kearney, M. (2005) Hybridization, glaciation and geographical parthenogenesis. Trends Ecol. Evol. 20: 495-502
Liens externes[modifier]
Le minimum de Maunder sur le site de l'observatoire de Nice
Les glaciations quaternaires
[1]Les glaciations anciennes des Alpes – Journées Glaciologie Nivologie de la Société Hydrotechnique de France — 31 mars 2010
[2]méthode de détermination de l'altitude des anciens glaciers par utilisation de sites témoins
Le Dryas
Les glaciations antérieures à l'ère quaternaire

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Catégorie : Glaciation

قس روسی

Ледниковый период — интервал времени с характерной продолжительностью в несколько миллионов лет, в течение которого на фоне общего относительного похолодания климата происходят неоднократные резкие разрастания материковых ледниковых покровов — ледниковые эпохи, которые чередуются с относительными потеплениями — эпохами сокращения оледенения (межледниковьями). Внутри отдельной ледниковой эпохи иногда выделяются интерстадиалы — периоды более мягкого климата.
Современное состояние климата Земли характеризуется принадлежностью к одной из межледниковых эпох голоцена — последней по времени эпохи начавшейся около 65 млн лет назад кайнозойской эры.
Содержание [показать]
[править]Ледниковые эры в истории Земли



ледниковые покровы во время максимума последнего оледенения
Периоды похолодания климата, сопровождающиеся формированием континентальных ледниковых покровов, являются повторяющимися событиями в истории Земли. Интервалы холодного климата, в течение которых образуются обширные материковые ледниковые покровы и отложения длительностью в сотни миллионов лет, именуются ледниковыми эрами; в ледниковых эрах выделяются ледниковые периоды длительностью в десятки миллионов лет, которые, в свою очередь, состоят из ледниковых эпох — оледенений (гляциалов), чередующихся с межледниковьями (интергляциалами).
В истории Земли выделяются следующие ледниковые эры:
Раннепротерозойская — 2,5—2 млрд лет назад
Позднепротерозойская — 900—630 млн лет назад (см. Криогений)
Палеозойская — 460—230 млн лет назад
Кайнозойская — 65 млн лет назад — настоящее время
[править]Кайнозойская ледниковая эра


Климатическая кривая за последние 65 млн лет.
•34 млн лет назад — зарождение Антарктического ледникового покрова
•25 млн лет назад — его сокращение
•13 млн лет назад — его повторное разрастание
•около 3 млн лет назад — начало плейстоценового ледникового периода, многократное появление и исчезновение ледниковых покровов в северных областях Земли
Кайнозойская ледниковая эра (65 млн лет назад — настоящее время) — недавно (по геологическим масштабам) начавшаяся ледниковая эра.
Настоящее время — голоцен, начавшийся ≈10 000 лет назад, характеризуется как относительно тёплый промежуток после плейстоценового ледникового периода, часто квалифицируемый как межледниковье. Ледниковые покровы существуют в высоких широтах северного (Гренландия) и южного (Антарктида) полушарий; при этом в северном полушарии покровное оледенение Гренландии простирается на юг до 60° северной широты (то есть, до широты Санкт-Петербурга), морские льды — до 46—43° северной широты (то есть до широты Крыма), а вечной мерзлоты до 52—47° северной широты.
В южном полушарии континентальная часть Антарктиды покрыта ледниковым щитом толщиной 2500—2800 м (до 4800 м в некоторых районах Восточной Антарктиды), при этом шельфовые ледники составляют ≈10 % от площади континента, возвышающейся над уровнем моря.
В кайнозойской ледниковой эре наиболее сильным является плейстоценовый ледниковый период: понижение температуры привело к оледенению Северного Ледовитого океана и северных областей Атлантики и Тихого океана, при этом граница оледенения проходила на 1500—1700 км южнее современной.
Последняя ледниковая эпоха закончилась между 15 000 и 10 000 годами до н. э. (подробнее см. поздний дриас и аллерёдское потепление).
[править]Хронология кайнозойских оледенений
Возраст изотопных стадий 18O шкалы Шеклтона рассчитан благодаря присутствию в керне Вема V28-238 на глубине 1200 см границы палеомагнитных эпох Матуяма/Брюнес (700 000 лет назад). Поскольку ныне возраст рубежа Матуяма/Брюнес оценивается в 730000 лет, даты Шеклтона переcчитаны сообразно глубинам соответствующих стадий. (Минусы — холодные стадии, плюсы — теплые интерстадии).
53-38 млн. Эоцен Умеренный климат с эпизодом оледенения в Антарктиде.
38 млн. Граница эоцена-олигоцена Крупное глобальное похолодание, оледенение в Антарктиде.
38-22 млн. Олигоцен Долгое антарктическое оледенение.
+ 22-13 млн. Ранний — начало среднего миоцена Потепление.
- 13-10 млн. Средний миоцен — начало позднего миоцена Развитие большой ледовой шапки в Восточной Антарктике, оледенение на Южной Аляске.
+ 10-7 млн. Ранний поздний миоцен Умеренный эпизод.
- 7-6,0 млн. Начало антарктического оледенения Тэйлор 5 (7-3, 7 млн, Драй Вэллис).
5,18-3,2 млн. Плиоцен (ранний Гильберт — Астий).
+6,0-4,7 млн. Потепление Эпоха 5 — ранний Гильберт.
−4,7-4,3 млн. Гляциал Гильберт С в Антарктиде, глобальное морское похолодание.
+4,3-3,95 млн. Интерстадиал Гильберт VII—V.
−3,95-3,35 млн. Гляциал Гильберт IV—I в Антарктиде (и Патагонии 3,5 млн.: Гильберт I, 3,7-3,35 млн.), а также на Аляске.
+3,35-3,2 млн. Интергляциальная трансгрессия Астий (ранний Гаусс).
3,2-0,01 млн. Континентальный плейстоцен (Бибер I — Вюрм IV).
3,2-0,815 млн. Нижний плейстоцен (Бибер I — Гюнц II).
−3,2-3,0 млн. Гляциал Бибер I.
+3,0-2,6 млн. Интерстадиал Бибер I/II.
−2,6-2,3 млн. Гляциал Бибер II.
+2,3-2,0 млн. Интергляциал Бибер/Донау.
−2,0-1,9 млн. Донау I.
+1,9-1,84 млн. Донау I/II.
−1,84-1,79 млн. Донау II.
+1,79-1,6 млн. Донау II/III.
−1,6-1,55 млн. Донау III.
+1,55-1,5 млн. Донау III/IV.
−1,5-1,43 млн. Донау IV.
+1,43-1,36 млн. Донау/Гюнц.
−1,36-1,27 млн. Гюнц I.
+1,27-0,93 млн. Гюнц I/II.
−0,93-0,815 млн. Гюнц II.
815 000—134 000 Средний плейстоцен (Гюнц/Миндель I — Рисс III).
815 000-493000 Очень древний средний плейстоцен (Гюнц/Миндель I — Гюнц/Миндель IV).
+815 000—760 000 (изотопная стадия 18 0 X 21). Гюнц/Миндель I.
−760 000—736 000 (X 20) Гюнц/Миндель А.
+736 000-71 8000 (IX 19) Гюнц/Миндель II (Матуяма/Брюнес).
−718 000—675 000 (IX 18) Гюнц/Миндель В 1.
+675000-654 000 (VIII 17) Гюнц/Миндель В 2.
−654 000—617 000 (VIII 16) Гюнц/Миндель В 3.
+617000-566000 (VII 15) Гюнц/Миндель III.
−566000-523000 (VII 14) Гюнц/Миндель С.
+523000-493000 (VI 13) Гюнц/Миндель IV.
493000-362000 Древний средний плейстоцен (Миндель I — Миндель II).
−493000-459000 (VI 12) Миндель I.
+459000-383000 (V 11) Миндель I/II.
−383000-362000 (V 10) Миндель II.
362000-310000 Средний средний плейстоцен (Миндель/Рис)
+362000-310000 (IV 9) Миндель/Рисс.
310000-134000 Поздний средний плейстоцен (Рисс I — Рисс III).
−310000-262000 (IV 8) Рисс I (Перигор I—II).
+262000-ок. 240000 (III 7 нижняя) Рисс I/II.
-ок. 240000-ок. 220000 (III 7 средняя) Рисс II (Перигор I—IV).
+ок.220000-204000 (III 7 верхняя) Рисс II/III.
−204000-134000 (III 6) Рисс III (Комб-Греналь 1-7).
134000-10000 Верхний плейстоцен (Рисс/Вюрм — Вюрм IV).
134000-39000 Древний верхний плейстоцен (Рисс/Вюрм — Вюрм II).
+134000-110000 (II 5е…) Рисс/Вюрм.
−110000-105000 Вюрм I А (Перигор I).
+105000-104000 Вюрм I Амерсфорт (Перигор II).
−104000-100000 Вюрм I В (Перигор III).
+100000-92000 Вюрм I Брёруп (Перигор IV—VI).
−92000-85000 Вюрм I С (Перигор VII—IX).
+85000-78000 (II 5а) Вюрм I/II Оддераде.
−78000-67000 (II 4) Вюрм II А (Перигор I—II).
+67000-59000 Вюрм II Дюрнтен (Перигор III).
−59000-51000 Вюрм II В 1-2 (Перигор IV—VI).
+51000-46500 Вюрм II Мурсхофд (Перигор VII).
−46500-39000 Вюрм II С (Перигор VIII).
39000-10000 Поздний верхний плейстоцен (Вюрм II/III — Вюрм IV).
+39000-37500 Вюрм II/III Хенгело.
−37500-36000 Вюрм II/III.
+36000-34000 Вюрм II/III Ле Котте.
−34000-31000 Вюрм III А 1-2 (Перигор I—II).
+31000-30000 Вюрм III Арси (Перигор III).
−30000-29000 Вюрм III В (Перигор IV).
+29000-25000 Вюрм III Кессель (Перигор V).
−25000-23500 Вюрм III С 1 (Перигор VI).
+23500-22500 Вюрм III Тюрсак (Перигор VII).
−22500-20500 Вюрм III С 2 (Перигор VIII—X).
+20500-20300 Вюрм III Баньольс (Перигор XI).
−20300-19700 Вюрм III С 3 (Перигор XII—XIV).
+19700-18500 Вюрм III/IV Ложери.
−18500-17800 Вюрм IV Дриас I А 1 (Перигор I).
+17800-16500 Вюрм IV Ласко (Перигор II).
−16500-15800 Вюрм IV Дриас I А 2 (Перигор III А).
+15800-15500 Вюрм IV Англь (Перигор III В).
−15500-14800 Вюрм IV Дриас I В (Перигор III С).
+14800-14300 Вюрм IV Пребёллинг (Перигор IV А).
−14300-13300 Вюрм IV Дриас I C (Перигор IV В).
+13300-12300 Вюрм IV Бёллинг (Перигор IV С).
−12300-11800 Вюрм IV Дриас II (Перигор V).
+11800-10800 Вюрм IV Аллерёд (Перигор 6-8).
−10800-10200/10000 Вюрм IV Дриас III (Перигор 9-11).
10200/10000-0 (дендрохронология: ок. 11700/11480-0) Голоцен.
10200/10000-8800 (11700/11480-10100) Пребореал.
(+)8800-7500 (10100-8610) Бореал.
(+)7500-5500/4300 (8610-6320/4940) Атлантик.
(-)5500/4300-2750 (6320/4940-3160) Суббореал.
(-)2750-0 (3160-0=1950 н. э.) Субатлантик.
[править]Палеозойская ледниковая эра (460—230 млн лет назад)

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[править]Позднеордовикский-раннесилурийский ледниковый период (460—420 млн лет назад)
Ледниковые отложения этого времени распространены в Африке, Южной Америке, восточной части Северной Америки и Западной Европе.
Пик оледенения характеризуется образованием обширного ледникового щита на большей части северной (включая Аравию) и западной Африки, при этом толщина сахарского ледового щита оценивается до 3 км.
[править]Позднедевонский ледниковый период (370—355 млн лет назад)
Ледниковые отложения позднедевонского ледникового периода обнаружены на территории Бразилии, аналогичные моренные отложения — в Африке (Нигер). Ледниковая область простиралась от современных устья Амазонки к восточному побережью Бразилии.
[править]Каменноугольно-пермский ледниковый период (350—230 млн лет назад)
[править]Позднепротерозойская ледниковая эра (900—630 млн лет назад)
В стратиграфии позднего протерозоя выделяется лапландский ледниковый горизонт (670—630 млн лет назад), обнаруженный в Европе, Азии, Западной Африке, Гренландии и Австралии. Палеоклиматическая реконструкция позднепротерозойской ледниковой эры вообще и лапландского периода в частности затруднена недостаточностью данных о дрейфе, форме и положении континентов в это время, однако с учётом расположения моренных отложений Гренландии, Шотландии и Нормандии предполагается, что Европейский и Африканский ледовые щиты этого периода временами сливались в единый щит.
[править]См. также

Ледниковый период на Викискладе?
Геохимический цикл углерода
Геоморфология
Геохронологическая шкала
Глобальное похолодание
Малый ледниковый период
[править]Ссылки

Статья об оледенении ок. 34 млн лет назад

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[показать] Климат, Климатология

Категории: Ледниковый периодГеологические периоды

قس چینی

冰河時期（Ice Age）是地球氣候長期低温、極地冰盖覆蓋大陸的地质時期，至少持续数千万年。冰河时期内部又分为若干次冰期(glacial period)与间冰期。目前地球气候仍处于末次冰河时期（称为第四纪冰河时期）的一次间冰期当中，目前没有证据表明地球正在走出末次冰河时期。
目录 [显示]
[编辑]历次冰河时期

地球形成以來冰河時期至少出現過5次。冰河時期期間，溫度下降，改變了地球表面的植物相和生物的生存環境，許多生物因此面臨滅亡或被迫遷移，只有能夠適應環境的物種，才能倖存下來。
[编辑]休伦冰河时期
休伦冰河时期(Huronian glaciation)，出现于24亿年前到21亿年前。由于主要冰盖遗迹证据在休伦湖北岸被发现而命名。这可能是地球上最严重最漫长的寒冷期。其成因可能是大氧化事件，大气层中急剧增加的氧气破坏了原始大气中的主要温室气体甲烷所致。
[编辑]成冰纪冰河时期
成冰纪冰河时期(Cryogenian)，出现于新元古代成冰纪，从8.5亿年前到6.3亿年前。这是十亿年来地球最严重的寒冷期，极地冰盖扩展到赤道；甚至形成了雪球地球，海洋也完全冻结。火山喷发的二氧化碳因地球生物不能光合作用而逐步累积，最终形成的温室效应使得地球走出冰封。随后是埃迪卡拉生物群标志着多细胞生物的出现，以及寒武纪生命大爆发，各种生物的门基本都出现了。


显生宙以来氧同位素显示的历次冰河时期，其中亮蓝色柱状表示侏罗纪-白垩纪可能由于当时大陆的分布而未发生的一次冰河时期
[编辑]安第斯-撒哈拉冰河时期
安第斯-撒哈拉冰河时期(Andean-Saharan)，时间跨度较小，出现于古生代晚奥陶纪与志留纪，从4.6亿年前到4.3亿年前。
[编辑]卡鲁冰河时期
卡鲁冰河时期(Karoo Ice Age)，出现于古生代末期的石炭纪与二叠纪，从3.6亿年前到2.6亿年前。因南非卡鲁地区发现的冰盖证据而命名。可能的原因是在此前的泥盆纪陆生植物大量繁育，导致地球大气中氧含量的增加、二氧化碳的大幅减少所致。
[编辑]第四纪冰河时期
第四纪冰河时期（Quaternary glaciation），或称作更新世冰河时期(Pleistocene glaciation), 当前冰河时期(current ice age)，或直接叫做冰河时期(the ice age)，开始于258万年前的上新世晚期，延续到迄今。此次冰河时期，地球处于冰期与间冰期交替出现的旋回。目前，地球上的大陆冰盖仅存在于南极洲、格陵兰、巴芬岛等处。


65萬年來南極洲的冰蕊所記錄的大氣二氧化碳濃度而劃分的冰期/間冰期週期


6500万年来氧同位素记录的气候变化，可见3400万年前南极冰盖开始形成，2500万年前南极冰盖大部溶化，1300万年前南极冰盖重新形成。现在的平均温度比始新世气候最适宜(Eocene Climatic Optimum)时期要低10度以上
距離現代較近的第四纪冰河时期的間冰期約為4萬年，以後縮短為1萬年。上一次冰期是約1萬年前.[1]。
名稱 間冰期/冰期 年代 (年) MIS 世
間冰期 1萬2千年前至今 MIS1 全新世
沃姆冰期
Würm 冰河期 11萬年前 至 1萬2千年前 MIS2-4
& 5a-d 更新世
里斯-沃姆間冰期
Riss-Würm 間冰期 13萬年前 至 11萬年前 MIS5e
里斯冰期
Riss 冰河期 20萬年前 至 13萬年前 MIS6
民德-里斯間冰期
Mindel-Riss 間冰期(s) 30/38萬年前 至 20萬年前 MIS7
民德冰期
Mindel 冰河期(s) 45萬5千年前 至 30/38萬年前
古薩-民德間冰期
Günz-Mindel 間冰期(s) 62萬年前 至 45萬5千年前
古薩冰期
Günz 冰河期 68萬年前 至 62萬年前
Waalian 間冰期 54萬年前 至 47萬年前
多瑙第二冰期
Donau II 冰河期 55萬年前 至 54萬年前
Tiglian 間冰期 58萬5千年前 至 55萬年前
多瑙第一冰期
Donau I 冰河期 60萬年前 至 58萬5千年前
Pastonian interglacial 間冰期 80萬年前 至 60萬年前 MIS63
Pre-Pastonian glaciation 冰河期 130萬年前 至 80萬年前
Bramertonian Interglacial 間冰期 155萬年前 至 130萬年前
[编辑]冰河期的成因

因為冰河期有大型的冰期和較小的間冰期，還有兩者夾雜在一起的周期，因此冰河期的成因仍然有許多的爭議。但幾個重要的因素已經有所共識：
大氣層的組成：二氧化碳、甲烷等的濃度。
地球軌道的變化：也就是所謂的米蘭科維奇循環，也可能和太陽在銀河系中的位置有關係。
板塊運動：板塊運動造成地球表面海洋和陸地位置的變動，這會影響風、洋流、氣流，造成地球能量收支上的改變。
太陽輸出能量的變動：如太陽活動周期性的變動。
地月系統的軌道動力學。
大隕石的撞擊：造成大氣層中的塵埃增加，也可能引發火山大規模的爆發。
火山爆發，特別是超級火山的噴發。
這些因素有些會互相影響，例如，地球大氣組成的變化（特別是溫室氣體的濃度）可能會影響到氣候變化，而氣候變化也會改變大氣組成（例如風化作用會改變二氧化碳的濃度）
大陆板块的运动从时间尺度上与历次冰河时代匹配得较好。比较明确的几种可以减少或阻碍赤道海域暖水流向极区的大陆板块的分布：
某个大陆板块位于极区，如现在的南极洲;
极区海域几乎被大陆所包围，如现在的北冰洋;
超大陆几乎占据了整个赤道地区，如罗迪尼亚大陆在成冰纪冰河时期就位于赤道地区。
印度-澳洲板块从7000万年前开始与亚欧板块碰撞挤压，在消灭了特提斯海后，板块碰撞在4000万年前导致了青藏高原地区的上升。大约240万平方公里土地上升到雪线以上，冰雪地貌对太阳辐射的反射率比裸露地表要高70%。而且青藏高原处于中低纬度，单位面积反射的日照强度是高纬度极区冰盖的4-5倍。而且青藏隆起导致大气环流改变，中国副热带高压区的降水增多，降低了大气中二氧化碳含量。北美洲的科罗拉多高原的隆起具有类似效果。因而从1990年代起，很多研究指出第四纪变冷(Cenozoic Cooling)与这种上升构造运动有直接关系。[2]
巴拿马地峡约在300百万年前形成，这是人类从猿进化600百万年以来地球上最重要的地质事件。巴拿马地峡的形成切断了大西洋与太平洋的热带海水交换，可能启动了第四纪冰河时期。
[编辑]太陽輸出能量的變動
太陽能量輸出的變化至少有兩種類型：
很長時間的：天文物理學家認為太陽輸出的能量每10億年會增加10%。每10億年增加10%的能量輸出，足以造成地球上溫室效應的失控 － 溫度的上升會使水蒸氣的量增加，而水蒸氣是溫室氣體（比二氧化碳更強的溫室氣體），這會造成一種惡性循環[來源請求]。
短期變化：有些可能會造成能量的捕獲。由於太陽很巨大，計有的不平衡和負回饋的過程和影響需要很長的時間，所以這些過程會回饋過度又造成不平衡，等等 — "長時間" 在這兒指的是數千年至百萬年的時間[來源請求]。太阳黑子的周期，如蒙德极小期(Maunder minimum)，与16世纪持续到19世纪的小冰期符合得很好。
太陽能量的長期增長不是造成冰河期的原因。
最著名的短期變化是太陽黑子周期，特別是蒙德極小期，它與小冰期最冷的部分時間相關聯。如同米蘭科維奇循環一樣，以太陽黑子的效應來解釋冰河期的開始和結束會太微弱和太頻繁了，但是很有可能有助於解釋其中的一些溫度變化。
[编辑]參考

^ Gibbard, P. and van Kolfschoten, T. (2004) "The Pleistocene and Holocene Epochs" Chapter 22 In Gradstein, F. M., Ogg, James G., and Smith, A. Gilbert (eds.), A Geologic Time Scale 2004 Cambridge University Press, Cambridge, ISBN 0-521-78142-6
^ William W. Hay, Emanuel Soeding, Robert M. DeConto and Christopher N. Wold: The Late Cenozoic uplift – climate change paradox, Int J Earth Sci (Geol Rundsch) (2002) 91:746–774
[编辑]參見

地質學
小冰期
雪球地球
[编辑]外部連結


相關的维基共享资源：
冰河時期
Cracking the Ice Age from PBS
冰河新世紀
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3个分类：地质时代冰河時期氣候史