Die Vereisungsgeschichte der Antarktis und der Einfluss auf den Meeresspiegel

Hausarbeit , 25 Seiten , Note: 1,7

Geowissenschaften / Geographie - Ozeanographie, Meereskunde

Im Zuge dieser Arbeit wird auf die Vereisungsgeschichte der Antarktis im Känozoikum eingegangen, wie auch auf deren Einfluss auf den Meeresspiegel bis zum Ende des 23. Jahrhunderts. Dabei soll vertieft auf die Frage, welchen Einfluss die Veränderung des antarktischen Inlandeises bislang auf den Meeresspiegel hatte und welchen sie in Zukunft haben wird, nachgegangen werden.

Die Antarktis und Grönland beherbergen die größten Eisschilde der Welt. Im Zuge des anthropogenen Klimawandels gerät die Antarktis immer mehr in den Mittelpunkt der Forschung, da sie einen großen Einfluss auf das globale Klimasystem hat und zudem noch recht wenig erforscht ist. Dies wirft noch einige Fragen auf, vor allem aber welchen Einfluss die Antarktis in Zukunft hat, wenn sich der anthropogene Klimawandel verstärkt. Denn trotz der isolierten Lage reagiert das Eisschild sehr empfindlich auf die jüngsten Klimaänderungen (Lenaerts et al. 2016). Die Westantarktis und die Antarktische Halbinsel gehören hierbei zu den sich am schnellsten erwärmenden Regionen der Erde und verlieren jedes Jahr mehr an Masse (Ehlers 2020).

Für die Menschheit ist die Antarktis ein sehr junges Phänomen, da sie erst 1829 im Zuge der Suche nach dem Südpol entdeckt worden ist. Aber auch bezogen auf die Erdgeschichte ist der Entstehungsbeginn der antarktischen Vergletscherung vergleichsweise jung, nämlich seit dem Känozoikum (Ehlers 2020). Die Antarktis als Kontinent befindet sich ungefähr bei 65° südlicher Breite und umfasst eine Fläche von fast 14 Mio. km2. Dies entspricht fast dem 3-fachen der Fläche Europas (Blümel 2015). Davon nimmt der eigentliche Kontinent ca. 13 Mio. km2 Fläche ein und die Eisschilde um den Kontinent herum zusammen ca. 1 Mio. km2 (Roland 2009). Der Kontinent lässt sich in drei größere Sektoren einteilen: Der Antarktischen Halbinsel, der Westantarktis und der Ostantarktis, die die größte Fläche einnimmt. Die antarktische Halbinsel wird überwiegend von Schelfeis und Meereis bedeckt, das bedeutet, dass hier große Eismassen auf einzelnen, nicht zusammenhängenden Gebirgsstreifen ruhen und somit an das Ozeanwasser gebunden sind. So auch die Westantarktis, die mit der antarktischen Halbinsel verbunden ist. Im Gegenteil dazu steht die Ostantarktis, deren Eismassen sich nur auf einem Kontinent befinden. Wenn von der Antarktis gesprochen wird, wird sie unteranderem mit einer Kältewüste assoziiert. Dies liegt daran, dass im Innern des Kontinents nur 250mm Niederschlag fällt. An den Küstengebieten dagegen etwas mehr. Dort kommt es zu einer Eis- Akkumulation durch Schneefall aufgrund der Nähe zum Meer (Gebhardt et al. 2020). Außerdem ist die Antarktis der größte Kontinent, der 2300 - 2500m über dem Meeresspiegel ragt, zudem der kälteste Kontinent, auf dem eine Tiefsttemperatur von -89,2 Grad gemessen wurde und einer der windigsten Kontinente, mit vorkommenden Geschwindigkeiten von bis zu 300km/h (Roland 2009). Des Weiteren speichert die antarktische Inlandseisdecke bis zu 91% des Süßwasser auf der Erde und ist somit der größte Süßwasserspeicher auf der Erde (Strahler & Strahler 2009).

Inhaltsverzeichnis

1 Einleitung

2 Vereisungsgeschichte der Antarktis
2.1 Methoden der Rekonstruktion
2.2 Ursachen
2.3 Tertiär
2.4 Quartär
2.5 Aktuelle Ausmaße der Vereisung

3 Einfluss der Vereisung auf den Meeresspiegel
3.1 Methoden zur Rekonstruktion
3.2 Massenbilanz der Antarktis
3.3 Entwicklung seit dem Tertiär
3.4 Das Schelfeis
3.5 Zukünftige Entwicklung

4 Fazit

5 Literaturverzeichnis

6 Abbildungsverzeichnis

1 Einleitung

Die Antarktis und Grönland beherbergen die größten Eisschilde der Welt. Im Zuge des anth­ropogenen Klimawandels gerät die Antarktis immer mehr in den Mittelpunkt der Forschung, da sie einen großen Einfluss auf das globale Klimasystem hat und zudem noch recht wenig erforscht ist. Dies wirft noch einige Fragen auf, vor allem aber welchen Einfluss die Antark­tis in Zukunft hat, wenn sich der anthropogene Klimawandel verstärkt. Denn trotz der iso­lierten Lage reagiert das Eisschild sehr empfindlich auf die jüngsten Klimaänderungen (Lenaerts et al. 2016). Die Westantarktis und die Antarktische Halbinsel gehören hierbei zu den sich am schnellsten erwärmenden Regionen der Erde und verlieren jedes Jahr mehr an Masse (Ehlers 2020).

Für die Menschheit ist die Antarktis ein sehr junges Phänomen, da sie erst 1829 im Zuge der Suche nach dem Südpol entdeckt worden ist. Aber auch bezogen auf die Erdgeschichte ist der Entstehungsbeginn der antarktischen Vergletscherung vergleichsweise jung, nämlich seit dem Känozoikum (Ehlers 2020). Die Antarktis als Kontinent befindet sich ungefähr bei 65° südlicher Breite und umfasst eine Fläche von fast 14 Mio. km[2]. Dies entspricht fast dem 3-fachen der Fläche Europas (Blümel 2015). Davon nimmt der eigentliche Kontinent ca. 13 Mio. km[2] Fläche ein und die Eisschilde um den Kontinent herum zusammen ca. 1 Mio. km[2] (Roland 2009). Der Kontinent lässt sich in drei größere Sektoren einteilen: Der Antarkti­schen Halbinsel, der Westantarktis und der Ostantarktis, die die größte Fläche einnimmt. Die antarktische Halbinsel wird überwiegend von Schelfeis und Meereis bedeckt, das bedeutet, dass hier große Eismassen auf einzelnen, nicht zusammenhängenden Gebirgsstreifen ruhen und somit an das Ozeanwasser gebunden sind. So auch die Westantarktis, die mit der ant­arktischen Halbinsel verbunden ist. Im Gegenteil dazu steht die Ostantarktis, deren Eismas­sen sich nur auf einem Kontinent befinden. Wenn von der Antarktis gesprochen wird, wird sie unteranderem mit einer Kältewüste assoziiert. Dies liegt daran, dass im Innern des Kon­tinents nur 250mm Niederschlag fällt. An den Küstengebieten dagegen etwas mehr. Dort kommt es zu einer Eis- Akkumulation durch Schneefall aufgrund der Nähe zum Meer (Geb­hardt et al. 2020). Außerdem ist die Antarktis der größte Kontinent, der 2300 - 2500m über dem Meeresspiegel ragt, zudem der kälteste Kontinent, auf dem eine Tiefsttemperatur von - 89,2 Grad gemessen wurde und einer der windigsten Kontinente, mit vorkommenden Ge­schwindigkeiten von bis zu 300km/h (Roland 2009). Des Weiteren speichert die antarktische Inlandseisdecke bis zu 91% des Süßwasser auf der Erde und ist somit der größte Süßwasser­speicher auf der Erde (Strahler & Strahler 2009).

Im Zuge dieser Arbeit wird auf die Vereisungsgeschichte der Antarktis im Känozoikum ein­gegangen, wie auch auf deren Einfluss auf den Meeresspiegel bis zum Ende des 23. Jahr­hunderts. Dabei soll vertieft auf die Frage, welchen Einfluss die Veränderung des antarktischen Inlandeises bislang auf den Meeresspiegel hatte und welchen sie in Zukunft haben wird, nachgegangen werden.

2 Vereisungsgeschichte der Antarktis

Die meisten Forscher sind sich einig, dass die Vereisung der Antarktis, wie sie in Abb. 1 ersichtlich ist, vor ca. 34 - 36 Millionen Jahren an der Eozän- Oligozän- Grenze begann. Marine Sedimentgesteine, die im Süden der Ostantarktis erbohrt wurden, wurden während des Klimaübergangs auf diese Grenze datiert. Dort kam es zu einem Anstieg der Sauerstoff- isotopenwerte bei ca. 37,3 Mio. Jahren, den die Autoren als eine mögliche Episode der Eis­schildexpansion interpretierten (Carter et al. 2017, Levitan & Leichenkov 2014). Viele spre­chen auch von dem Einsetzen der kontinentalen Vergletscherung während des frühen Oli- gozäns. Dort kam es nämlich zu einer klimatischen Verschiebung hin zu Temperaturen, die sich um etwa 4-5 Grad abgekühlt haben (Garbe et al. 2020, Roland 2009, Ehlers 2020). Andere wiederum gehen für die Perioden der Jura- und der Kreidezeit von kurzen Verglet­scherungsperioden auf Gebirgen aus, doch dies ist umstritten (Levitan & Leichenkov 2014). Laut Garbe et al. (2020) kam es zu starken Oszillationen bis ins frühe Miozän, wo sich das Eis immer wieder vor und zurück schob, aber die Aus­maße sind bis heute immer noch nicht geklärt. Außer­dem zeigen die West- und Ostantarktis jeweils unter­schiedliche Vergletscherungszeiträume auf. Während der Vergletscherungsbeginn der Ostantarktis mit dem Eozän - Oligozän - Übergang datiert wird, war die Wes­tantarktis und die antarktische Halbinsel erst vor ca. 8 Mio. Jahren, im oberen Miozän komplett vergletschert (Roland 2009). Generell ist es aber schwer, genügend Belege und Materialien zu finden, die etwas über die Entwicklung der Vereisung aussagen können (Roland 2009, Carter et al. 2017).

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abb. 1: Vereisungsgeschichte der Antarktis (Roland 2009, S. 266)

2.1 Methoden der Rekonstruktion

Das derzeitige Verständnis der Entstehung und des anschließenden Wachsens und Schwin­dens des antarktischen Eisschildes der letzten Millionen von Jahren basiert weitgehend auf marinen Sedimentaufzeichnungen, die in den letzten 50 Jahren durch Ozean - Bohrungen gewonnen wurden (Gasson & Keisling 2020). Durch diese Aufzeichnungen wurden z.B. auf dem Schelf abgelagerte Diamiktone entdeckt, die noch vor der Vereisung entstanden sind (Carter et al 2017). Durch den Sedimentcharakter (IRD = ice- rafted debris/glazigene Sedi­mente) und durch Fossilienfunde, lassen sich Aufschlüsse über die Lebensbedingungen der Fossilien rekonstruieren. In den Fossilien und Kalkskeletten, werden durch den Sauerstoff- isotopengehalt Rückschlüsse über vergangene Klimabedingungen gezogen. Dieser Isotopen- gehalt wird anschließend mit anderen Fossilien aus anderen Schichten verglichen (Siegert & Florindo 2009). Eine weitere Methode sind Beobachtungen und Untersuchungen des Ver­witterungsgrades von Gesteinen und Gletschermoränen (Blümel 2015). Durch die Untersu­chung der hierbei abgelagerten Dropstones (glaziales Geschiebe oder Schutt) werden Ver­änderungen in der Massenbillanz und in der sich wechselnden Ausdehnung der Eisbede­ckung gemessen (ebd). Außerdem ermöglichte beispielsweise eine Analyse der Konzentra­tion von gelöstem Ca im Meerwasser am Eozän-Oligozän-Übergang, Veränderungen der Bodenwassertemperatur und des Eisvolumens an diesem Übergang zu bestimmen (Levitan & Leichenkov 2014).

2.2 Ursachen

Eine wichtige Ursache und Voraussetzung der Vereisung war das Abkappen des antarkti­schen Kontinents von den übrigen. Antarktika ging aus einem Bruchstück des Urkontinents Gondwana hervor und bewegte sich in eine strahlungsarme südliche Lage. Damit kam es zur Abkühlung vor etwa 52 Mio. Jahren (Blümel 2015). Geotektonische und plattentektonische Prozesse waren die Grundlage für eine Vergletscherung (Roland 2009). So beispielsweise die Heraushebung des Transantarktischen Gebirges, die eine Schnee - Akkumulation be­günstigte und so für den Anstieg des Inlandeises sorgte, da damit ein Abfluss der Eismassen verhindert wurde (Roland 2009, Levitan & Leichenkov 2014). Hinzu kommen weitere Fak­toren, wie die Milankovich-Zyklen der letzten 3 Mio. Jahre und die Einfluss auf die Kalt- und Warmzeiten hatten und somit eine Akkumulation oder Ablation des Inlandeises aus­machten (Levitan & Leichenkov 2014). Ein weiterer Grund und Ursache für einen Beginn der Vereisung geht auf die Öffnung der Tasman - Straße, ein Seeweg, zurück, der sich vor 37-38 Mio. Jahren zwischen der Antarktika und Australien öffnete. Außerdem kam es auch zur Öffnung der Drake - Straße, die sich zwischen Südamerika und der antarktischen Halb­insel befindet. Seit diesem Zeitpunkt ist die Antarktis komplett isoliert und ein kalter Zir- kumpolarstrom, der in Abb. 8 gezeigt wird, entwickelte sich um die Antarktis, was zu einer thermischen Isolation führte (Blümel 2015, Levitan & Leichenkov 2014). Dieser Strom hin­dert einen Austausch mit warmen Luft- und Wassermassen (Blümel 2015, Bildungsserver Wiki o.J.). Die Absenkung der CO2 - Werte in der Atmosphäre, wie auch die orbitalen Pa­rameter, induzierten eine weitere Abkühlung, die bereits zum Ende des Paläozäns begonnen hatte und eine Temperaturabnahme von etwa 8°C zur Folge hatte (Bildungsserver Wiki o.J., Siegert & Florindo 2009, Carter et al. 2017). Das Wachstum des antarktischen Eisschildes kühlte das Klima des antarktischen Kontinents ab. Hauptsächlich reflektierte die erhöhte Albedo mehr Sonnenlicht und führte zu einer Abkühlung der Eisoberfläche (Gasson & Keis- ling 2020). Zuletzt liegt ein weiterer Grund in der verstärkten atmosphärischen Zirkulation, die Schwankungen in der Zeit von 35 bis vor 3,7 Mio. Jahren im Weltozean auslösten und damit Änderungen im antarktischen Eisschildvolumens hervorgerufen haben (Levitan & Leichenkov 2014). Die Kombination von tektonischen, klimatischen Sonneneinstrahlungs­und Zirkulationsfaktoren sorgt beispielsweise für eine Eis- Albedo- Rückkopplung und war damit für die känozoische Vergletscherung der Erde verantwortlich.

2.3 Tertiär

Im frühen Eozän, vor ca. 53 - 51 Millionen Jahren, gab es noch keinen Eisschild auf der Antarktis, da die Temperaturen sehr warm waren (Gasson & Keisling 2020, Gulick et al. 2017). Andere Modelle zeigen allerdings, dass die Eisschilde der Antarktis in den höheren Lagen des Gamburtsev-Gebirges (im Zentrum der Ostantarktis, mit Höhen bis zu 3400m) entstanden sind und zuerst den Ozean nahe der Sabrina-Küste und der Prydz-Bucht erreich­ten. Die Autoren gehen demnach von der ersten Vergletscherung im frühen Eozän in der Ostantarktis aus (Gulick et al. 2017). Vermehrt im mittleren und oberen Eozän kam es zu sedimentärem Transport, beispielsweise aus dem Transantarktischen Gebirge an die Mee­resbecken, was Rückschlüsse auf damalige vorhandene Gebirgsgletscher gibt und weit ver­breitetem Eis bis zu den Küstengebieten (Levitan & Leichenkov 2014, Carter et al. 2017). Gleichzeitig kam es zu einer Abkühlung, die die Vereisung beschleunigte (Stocchi et al. 2013). Obwohl die Antarktis teilweise während Intervallen des Eozäns, vor allem mit Ver­gletscherung im hohen Gamburtsev - Gebirge und einigen Gletscher an der Küste, während kühlerer Intervalle vergletschert war, erfolgte die kontinentale Vergletscherung erst während des frühesten Oligozäns (Gasson & Keisling 2020, Levitan & Leichenkov 2014). Nach der Warmzeit im Eozän folgte eine ca. 15 Mio. Jahre lange Abkühlung, in der es zu abnehmen­den atmosphärischen CO2- Werten, tektonische Umstrukturierungen und zur Entwicklung kontinentaler antarktischer Eisschilde bis zum frühesten Oligozän (vor 33,6 Mio. Jahren) kam (Gulick et al. 2017). Die sogenannte Eozän - Oligozän - Grenze spielte eine wichtige Rolle bei der Vereisung der Ostantarktis, die durch stark positive Isotopenwerte gekennzeichnet ist, wie man auch anhand des Sprungs hin zu kälteren Temperaturen in Abb. 2 sieht (Siegert & Florindo 2009). Auch die Exzentrizität in der Schiefe der Erdumlaufbahn, sowie Mg/Ca -Rekonstruktionen implizieren, dass sich an dieser Grenze die Temperatur ver­ändert haben muss und so eine Zunahme des Eisvolumens begünstigt hat (ebd.). Unmittelbar nach der Eozän-Oligozän-Grenze, vor ca. 32,8 Millionen Jahren, erreichte ein kontinentales Eisschild die Küste der Antarktis. Während des gesamten Oligozäns und bis ins frühe Mio­zän schob sich das Eis über dem Kontinent vor und zurück, aber das Ausmaß dieser Oszil­lationen ist immer noch umstritten (Gasson & Keisling 2020). Auch Gulik et al. (2017) spre­chen im weiteren Verlauf des Oligozäns von einem Rückzug der atmosphärischen CO2 - Konzentration und damit einen vermehrten Vorstoß, aber auch Rückzüge der Kontinen­talschelfe. Grund dafür waren Änderungen in der Sonneneinstrahlung, bedingt durch die Änderung in den Erdbahnparametern und der Sonnenaktivität (Carter et al. 2017).

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abb.2: Die Sauerstoffisotopenlinie, die repräsentativ für die Temperaturent­wicklung des antarktischen Oberflä­chenwassers steht (Blümel 2015, S. 45).

Die frühe miozäne Phase war gekennzeichnet durch eine Reduktion des Eisvolumens, das ca. 25% des heutigen Wertes entsprach (Levitan & Leichenkov 2014). Tiefsee-Isotopenauf- zeichnungen zeigen, dass es im mittleren Mio­zän zu einem Wechsel von warmen Klimabe­dingungen vor ca. 17-15 Mio. Jahren, hin zu ei­ner starken Abkühlung des Klimas zwischen 14,5 -13,5 Mio. Jahren kam, den man auch in Abb. 2 gut nachvollziehen kann (Bildungsser­ver Wiki o.J.). Bei den warmen Klimabedin­gungen zog sich das Eisschild zurück. Damit verbunden war auch ein Anstieg der atmosphä­rischen und ozeanischen Temperaturen, die zu einem wärmeren und feuchteren Klima führten. Als Folge wuchsen holzige Pflanzen an der ant­arktischen Küste (Gasson & Keisling 2020). Als es dann zur Abkühlung kam, wurde das ter­restrische antarktische Eisschild stabiler und die Inlandvereisung der Ostantarktis vervoll­ständigte sich (Siegert & Florindo 2009, Gas- son & Keisling 2020, Levitan & Leichenkov 2014). Im oberen Miozän kam es dann zu der Vereisung der Westantarktis und der antarkti­schen Halbinsel (Roland 2009, Ehlers 2020). Hier war das Eis ungefähr 1,8-mal mächtiger als heute. Zu diesem Zeitpunkt soll die Westantarktis auch ihre größte Vereisung gehabt haben (Blümel 2015, Levitan & Leichenkov 2014). Auf der anderen Seite kam es aber auch zu weniger Niederschlägen in der Ost- Antarktis und somit zu keinem Zuwachs an Eismasse.

Als Folge haben sich verschiedene Gletscher abgespaltet und Trockentäler wurden offenge­legt. Doch um diese Epoche des späten Miozäns, sind sich viele Forscher uneinig, ob es bei einem mächtigen, permanenten Eisschild bis zum Pliozän blieb, oder ob das Eis starken Dy­namiken ausgesetzt war, aufgrund von Reaktionen auf klimatische Schwankungen. Deshalb kommt es oft zu zwei widersprüchlichen Beschreibungen des Eisschild zu dieser Zeit (Sie- gert & Florindo 2009). Laut Levitan & Leichenkov (2014) kam es beispielsweise zu mehre­ren Phasen des Vordringens des Eisschildes zu dieser Zeit. Die nächste, spätmiozäne - frühe pliozäne Phase begann mit einer intensiven Vergletscherung des Kontinents, die die gesamte Westantarktis betraf und endete mit dem frühen pliozänen thermischen Optimum und dem abschmelzenden Eisschild bis hin zum fast vollständigen Verschwinden seines westlichen Teils (Levitan & Leichenkov 2014).

So folgte dann im frühen Pliozän eine fast vollständige Schmelze des westantarktischen Eis­schildes (Levitan & Leichenkov 2014). Siegert & Florindo (2009) deuten aber darauf hin, dass die antarktischen Eisausprägungen stark schwankten, vor allem die in der Ostantarktis. Deshalb gibt es viele Forscher, die sagen, dass die Ostantarktis aufgrund von den damaligen Schwankungen mehr in den Blick genommen werden sollte, da in der Vergangenheit das Ostantarktische Eisschild auch von den Ozeantemperaturen, den atmosphärischen Tempera­turen und dem Schmelzwasser unter wärmeren als den gegenwärtigen Klimabedingungen beeinflusst wurde (Siegert & Florindo 2009, Rignot et al. 2019, Gulick et al. 2017).

Während der warmen Intervallen des mittleren Pliozäns, wo die CO2 - Werte sehr hoch wa­ren, zog sich das Eis deutlich zurück, obwohl dieses Eis wahrscheinlich nur aus dem marinen Bereich stammte (Gasson & Keisling 2020). Die spätpliozäne-quartäre Phase der Verglet­scherung war gekennzeichnet durch eine Abkühlung und eine daraus folgende Wiederher­stellung des Eisschildes, wie Sedimente im südlichen Ozean zeigen (Levitan & Leichenkov 2014). Auch Abb. 2 zeigt zum Ende des Pliozäns eine starke Abkühlung der Ozeantempera­tur.

2.4 Quartär

Meeresablagerungen zeigen, dass die Antarktis auf die Kalt- und Warmzeiten im Pleistozän reagiert hat. Vor 400 000 Jahren beispielsweise setzte eine Warmphase ein, die durch die größeren Amplituden in Abb. 3 angezeigt wird. Durch pleistozäne Zeitreihen kann man die Klimavariabilität besser einschät­zen, bzw. voraussagen, indem überprüft wird, wie sich in der Zeit das Eisschild verhalten hat (Siegert & Florindo 2009).

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abb. 3: CO2 -, CH4 - Werte, Temperaturände¬rung und Akkumulation über die letzten 800 000 Jahre der Antarktis im Quartär (Bradley 2015, S. 176)

In Abb. 3 erkennt man auch eine gute Korrelation zwischen den CO2 - und CH4 - Werten, der Temperatur und der Akkumulation im Eisschild. Das be­deutet, dass wenn die CO2-, CH4 - Werte und die Temperatur steigt, es auch zur Eis- Akkumulation in der Ant­arktis kommt. Normalerweise führt eine erhöhte Temperatur zu erhöhtem Schmelzen des Eisschildes, was auch in der Westantarktis der Fall ist, aber in der Ostantarktis kommt es aufgrund der insgesamt immer noch tiefen Temperaturen momentan zu Eisakkumulation durch erhöhten Schneefall. Auf diese Prozesse wird aber später in Kapitel 3 noch näher eingegangen. Ent­scheidend in dieser Abbildung ist aber die Tatsache, dass die Methanwerte stärker variieren, als die CO2- Werte, woraus schlussgefolgert wird, dass unterschiedliche Antriebskräfte vor- handen sein mussten. Für die CO2- Werte sind es die ozeanischen Veränderungen und für den Methangehalt die Ausbreitung der Feuchtgebiete in den Tropen, da Wälder organische Stoffe freisetzen (Bradley 2015).

In der Würm- /Weichsel Eiszeit, gab es große Eisvorkommen in der Antarktis. In Teilen der Ostantarktis wurden Mächtigkeiten von 1000-1500m Inlandmasse rekonstruiert. In dieser Eiszeit wurden auch Trockentäler der Antarktis wieder mit Eis bedeckt und in der Westant­arktis sind die Eismassen ungefähr um 800m mächtiger gewesen als heute. Auch das Ross­Schelfeis beispielsweise war zu dieser Ära ca. 600km weiter im Norden ausgebreitet (Blü- mel 2015). Trotz der Eisakkumulation in dieser Ära, geht die Mächtigkeit und das Volumen des Inlandeises seit diesem Zeitpunkt kontinuierlich zurück.

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• Hochschule: Ruprecht-Karls-Universität Heidelberg
• Note: 1,7
• Seiten: 25
• Katalognummer: V1332844
• ISBN (PDF): 9783346822635
• Sprache: Deutsch
• Schlagworte: antarktis, vereisungsgeschichte, Klimawandel, Schelfeis