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| タウカ湖 | |
|---|---|
| ポコユ湖 | |
 アルティプラノの衛星画像。画像の右下四分の一の緑、茶色、白の表面は、それぞれポオポ湖、コイパサ塩湖、ウユニ塩湖です。中央上部の青い表面はチチカカ湖です。 | |
  タウカ湖 | |
| 位置 | アンデス、南アメリカ |
| 座標 | 南緯20度 西経68度 / 南緯20度 西経68度 / -20; -68 [1] |
| タイプ | かつての湖、 プレスト - 完新世の 氷河湖 72,600～7200 BP |
| の一部 | アルティプラノ |
| 主な流入 | 氷河融解水 デサグアデロ川、リオグランデ・デ・リペス、ラウカ川 |
| 主な流出 | ピルコマヨ川の可能性 |
| 流域 国 | ボリビア、チリ、ペルー |
| 表面積 | 48,000～80,000 km 2 (19,000～31,000平方マイル) |
| 平均深度 | 100メートル（330フィート） |
| 最大深度 | 142メートル（466フィート） |
| 水量 | 1,200–3,810 km 3 (290–910 立方マイル) |
| 塩分 | 20 ～ 90 g/L (0.00072 ～ 0.00325 ポンド/立方インチ) |
| 表面標高 | 3,660～3,770メートル（12,010～12,370フィート） |
| 最高温度 | 10 °C (50 °F) |
| 最低気温 | 2 °C (36 °F) |
タウカ湖は、ボリビアのアルティプラーノにあったかつての湖です。構成湖であるポオポ湖、コイパサ塩湖、ウユニ塩湖にちなんで、ポコユ湖としても知られています。この湖は、東コルディリェラ山脈と西コルディリェラ山脈の間の南アルティプラーノの大部分を占め、現在のポオポ湖の盆地、ウユニ塩湖、コイパサ塩湖、および隣接盆地の推定 48,000 ～ 80,000 平方キロメートル (19,000 ～ 31,000 平方マイル) を占めていました。水位は変動し、おそらく標高 3,800 メートル (12,500 フィート) に達しました。この湖は塩水でした。この湖はチチカカ湖から水を引き込んでいましたが、これがタウカの水の大部分を占めていたのか、それともごくわずかであったのかは議論の余地があります。その量は地元の気候に影響を与え、その重さでその下の地形を沈下させるほどでした。湖では珪藻類、植物、動物が成長し、時にはサンゴ礁の丘を形成しました。
タウカ湖が存在した期間は不明です。2011 年の調査によると、湖面の上昇は 18,500 年前に始まり、 16,000 年前と 14,500 年前にピークを迎えました。約 14,200 年前に湖面は低下しましたが、11,500 年前まで再び上昇しました。一部の研究者は、タウカ湖の最後の段階は 8,500 年前まで続いた可能性があると仮定しています。ボリング・アレレド気候変動が原因で湖が干上がったため、ウユニ塩湖の塩の堆積物が残りました。
タウカ湖は、アルティプラーノに形成されたいくつかの古代湖の 1 つです。他の湖としては、エスカラ湖、ウキ湖、サリナス湖、ミンチン湖、インカ ワシ湖、サジ湖、およびチチカカ湖の水位上昇が挙げられます。これらの湖の正体は議論の的となっています。サジ湖はタウカ湖の一部であると考えられていることが多く、タウカ湖は初期段階 (ティカーニャ) と後期段階 (コイパサ) に分けられることがよくあります。
タウカ湖の形成は、アルティプラーノの気温の低下と降水量の増加に依存しており、これは熱帯収束帯(ITCZ) の移動と東風の増加によって引き起こされた可能性があります。当初、タウカ湖は氷河の融解によって満たされたと考えられていましたが、湖全体を満たすには水の量が不十分だったでしょう。湖は氷河の前進を伴い、セロ・アザナケスとトゥヌパで顕著でした。南アメリカの他の場所でも、タウカ湖の時期に水位と氷河が拡大しました。
説明
概要
タウカ湖は、平均標高3,800～4,000メートル（12,500～13,100フィート）の高原アルティプラーノに存在し、[2]面積は196,000平方キロメートル（76,000平方マイル）[3]または1,000×200キロメートル（620マイル×120マイル）です。[4]この高地は、世界最長の山脈であるアンデス山脈にあり、第三紀に形成され、中新世に主な隆起期がありました。アルティプラーノを含む中央部は、東部山脈と西部山脈で構成されています：[2]ボリビア東部山脈と西部山脈は、標高6,500メートル（21,300フィート）に達します。[4]イースタン・コルディリェラはアルティプラーノに雨陰を作り出します。 [5]アルティプラーノの気候は、西風が優勢なときは通常乾燥しています。南半球の夏の間は、熱によって東風が吹き、アマゾンから湿気を運びます。[6]南北勾配があり、平均気温と降水量は北部の15 °C (59 °F) と700ミリメートル (28インチ) から、南部リペス地域では7 °C (45 °F) と100ミリメートル (3.9インチ) に減少します。[4]降水量は北から南にかけて減少しますが、アルティプラーノ全体の蒸発率は年間1,500ミリメートル (59インチ/年) を超えます。[7]降水量のほとんどは10月から4月に記録されます。[8]冬季（夏季も含む）には前線擾乱により降雪が発生することがある。[9]強風と高日射もアルティプラーノの気候の特徴である。[10]現在のアルティプラーノ・アタカマ地域の水収支の多くは地下水の流れによって維持されている。[11]アルティプラーノの地形は主に中新世と更新世に湖や川で堆積した堆積物で構成されている。[12]白亜紀と第三紀の堆積物の下には古生代の基盤岩がある。[13]アンデス中央火山帯とアルティプラーノ・プーナ火山群はコルディリェラ・オクシデンタルにある。[14]
タウカ湖は、氷河期に世界中で形成された多くの湖のうちの1つです。他の湖には、ヨーロッパのバルト氷河湖や北アメリカのボンネビル湖などがあります。今日、アルティプラーノには、面積8,800平方キロメートル（3,400平方マイル）のチチカカ湖と、いくつかの他の湖と塩田があります。[15]後者には、標高3,653メートル（11,985フィート）、面積10,000平方キロメートル（3,900平方マイル）のウユニ塩湖と、標高3,656メートル（11,995フィート）で面積2,500平方キロメートル（970平方マイル）のコイパサ塩湖があります。[16]チチカカ湖と南部の塩原は2つの別々の水盆地であり、チチカカ湖が十分に高いときにはリオ・デサグアデロによってつながっています。 [8]アルティプラーノがかつて湖で覆われていたという理論は、1882年にJ.ミンチンによって初めて提唱されました。[17]このような湖の形成は通常、気温の低下と一致していましたが、常にそうとは限りませんでした。[18] [19]標高3,500メートル（11,500フィート）以下のアルティプラーノ地域では湖の拡大の証拠は見つかっていません。[20]
地理
タウカ湖はチチカカ湖よりも大きく、[21]長さが600キロメートル（370マイル）を超え、 [22]現在のポオポ湖、ウユニ塩湖、コイパサ塩湖の領域を覆っていました。[23]タウカ湖は少なくとも過去12万年間でアルティプラーノ最大の古湖であり、 [3 ]現在のミシガン湖に匹敵します。[24] 表面積についてはいくつかの異なる推定値があります。
水深は110～120メートル（360～390フィート）に達した。[ 37]水位はウユニ塩湖より約140メートル（460フィート）高く、[38]または135～142メートル（443～466フィート）高かった。 [39] 2000年に発表された研究によると、湖の水位は3,700～3,760メートル（12,140～12,340フィート）であった。[40]さまざまな場所で水位について意見の相違があるのは、湖に覆われた土地の等圧反発が異なることを反映している可能性がある。 [26] [41] 1978年に行われたタウカ期に関する最初の研究では、湖岸線は3,720メートル（12,200フィート）と仮定されていた。[42]この地域の以前の湖サイクルのうち、その高度を超えたのはウキサイクルのみであると思われる。[43]
湖の水位のその後の段階（ティカーニャ段階として知られる）はより低く、3,657メートル（11,998フィート）であった。[33]タウカからの低下は急激であった。タウカ湖の後期段階、コイパサでは水位が3,660メートル（12,010フィート）[44]または3,700メートル（12,100フィート）[45]で、面積は約32,000平方キロメートル（12,000平方マイル）であった。湖のサイクル間の移行は約1000年ごとに発生した。[37]
タウカ湖は、過去10万[36] -13万年間、アルティプラーノで最大の湖でした。[46]先行する古湖（ミンチン湖）はおそらくより浅かったと思われますが、[36] [47]水深を確かめる方法については意見が分かれています。[48]ミンチン湖の方が大きいと考える人もいます。[49] 1985年の論文では、ミンチン湖の面積を63,000平方キロメートル（24,000平方マイル）と推定し、タウカ湖の面積は43,000平方キロメートル（17,000平方マイル）でした。[50]タウカ湖の湖岸線がミンチン湖であると誤って説明されたことが混乱の原因である可能性があります。[51]かつてミンチン湖とされていた標高3,760メートル（12,340フィート）の湖岸線は、13,790年前のタウカ期のものと年代測定された。[52]タウカ湖が最大の湖であるという説は、更新世のチチカカ湖の水位低下傾向とは対照的に、南アルティプラーノの古湖が深くなる傾向に従っている。このパターンは、おそらく2つの盆地の境界が徐々に浸食され、チチカカ湖の水が南アルティプラーノに流れ込むようになったために発生した。[39]湖は浸食台、扇状地デルタ（湖が氷と相互作用した場所）、湖底堆積物堆積物を残し、[53]浸食されてモレーンになった。[54]ウユニ塩湖とコイパサ塩湖を隔てる尾根は湖の中にある半島であった。サン アグスティン、サン クリストバル、コルチャは島を形成しました。[55] [56]
湖とその前身（ミンチン湖など）は、現在ウユニ塩湖、コイパサ塩湖、[2]ポオポ湖、[57 ]エンペクサ塩湖、[58]ラグアニ塩湖、[29]カルコテ塩湖などの塩原が占める地域で形成され、タウカ湖の水位より数十メートル下にあった。[59]現在のオルロ市とウユニ市は、タウカ湖の浸水地域にある。[60] アスコタン塩湖は[61] [55]タウカ湖の一部であった可能性もあるし、そうでなかった可能性もある。 [59]アルティプラーノの大部分がタウカ湖の下に沈んだことで、そこでの砂塵の発生とパタゴニアへの供給は減少したが、[62]堆積物が「補充」され、タウカ湖が干上がると砂塵の供給が増加した。[63] [64]標高3,800メートル（12,500フィート）以上の地形は氷河作用の影響を受けた。[9]コイパサ盆地では、タタサバヤ火山からの大規模な土石流がタウカ湖の残した段丘を覆った。[65]
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アスコタン塩湖 -
カルコテ塩湖 -
ラウカ川の流れ -
左に土砂崩れが見られるタタ・サバヤ -
ウユニ塩原、タウカ湖の残りの部分の 3D 地理
水文学
水位3,720メートル（12,200フィート）で湖の総容積は1,200立方キロメートル（290立方マイル）[66]から、水位3,760メートル（12,340フィート）で3,810立方キロメートル（910立方マイル）と推定されている。[67]このような容積は数世紀かけて達成された可能性がある。[68]水の量は湖の下にある岩盤を押し下げるのに十分であり、湖が消失した後に岩盤が跳ね返ったため、10メートルから20メートル（33フィートから66フィート）の高度差が生じている。[41]湖の炭酸塩中の酸素18データに基づくと、水温は2〜10℃（36〜50℉）[69]または7.5±2.5℃（45.5±4.5℉）であった。[70]タウカは地熱暖房の影響を受けていた可能性がある。[71]
湖は深く塩分を多く含み、[72]タウカ期からコイパサ期にかけて塩分濃度が上昇した。[ 73]塩分は塩化ナトリウムと硫酸ナトリウムで構成されていたと思われる。 [28]推定塩分濃度:
推定塩分濃度（湖面水位 3,720 メートル (12,200 フィート) に基づく、塩化ナトリウム、リチウム、臭素について）：
この塩の一部は湖の下の帯水層に浸透し、現在も存在しています。[80]タウカ湖では塩化ナトリウムの濃度が著しく高かったと推測されていますが、これはおそらく湖から湖へと移動した塩ドームに起因していると考えられます。 [81]炭酸カルシウムの沈殿により、湖水は次第に溶解性の高い塩分が多くなりました。[82]
氷河の融解水はタウカ湖の発達に大きく貢献した可能性がある。[75] ストロンチウム同位体データによると、ティティカカ湖からリオ・デサグアデロを通って流れ出る水はタウカ湖の水の70%から83%を占めていた可能性があり、これはデサグアデロ経由のティティカカ湖の現在の流出量の8倍から30倍の増加である。[83]約11,500年前のティティカカ湖の水位の低下により流出量が減少した可能性があり、タウカ湖の消滅に寄与した可能性がある。[84]他の研究によると、ティティカカ湖がタウカ湖の主な水源であった場合、ティティカカ湖の流出量の増加は非現実的に大きくなければならなかっただろう。[85]他の推定では、タウカ湖の水の3分の1はチチカカ湖から来ており、[86]どの湖沼サイクルでも15%以下、[31]あるいははるかに低い4%（今日のチチカカ湖からポオポ湖への5%の寄与に類似）とされている。コイパササイクルの間、ポオポ湖は約13%の水を供給していた可能性がある。[69]タウカ湖の水の約53%は東部山脈から来ていた。[87]約6万年前、デサグアデロはおそらくチチカカ湖からウユニ地域と南部の古湖に水を運び始めた。[88]タウカ湖は、南のリオ・グランデ・デ・リペス川、 [89]北西のリオ・ラウカ川、東西の2つの山脈の氷河から水を供給されていた。 [42]湖の総流域面積は約20万平方キロメートル（7万7000平方マイル）と推定されている。[90]湖面が標高3,830メートル（12,570フィート）に達した場合、[91]湖の水はピルコマヨ川に流れ込み、そこからラプラタ川を通って大西洋に流れ込んだ可能性がある。[92]以前は、溶岩流によって塞がれる前に、アスコタン塩湖から太平洋に流れ込む出口が形成されていた可能性がある。[93] [94]キャンベルが1985年に提唱した、かつてアルティプラノ一帯にあった湖が完新世の間に壊滅的な形でベニ川に流れ込んだという説[95]はあまり支持されていない。[96]
以前の理論では、大きな湖は氷河の融解水から形成されたと仮定されていたが、今日では降水量の増加または蒸発量の減少（またはその両方）が湖の形成に必要であると考えられている。 [97]必要な量を生成するには、約1世紀以内に氷河が完全に溶けなければならなかった。[98]水量だけではタウカ湖の水位が高いことを説明するには不十分だが、南アルティプラーノのいくつかの小さな湖は、おそらく氷河の融解水だけで拡大した。[99]湖は陸風に影響を与えて降水量の増加に貢献した可能性がある。[20]ストロンチウム同位体データによると、タウカのウユニ盆地とコイパサ盆地の間で水の交換はほとんどなかった可能性がある。 [100]コイパサ湖のサイクルの間、コイパサ-ウユニ盆地とポオポ盆地は限定的につながっていた。[101]湖の存在中、小さな水位変動が発生した。[28]
6万平方キロメートル（23,000平方マイル）の表面積に基づくと、蒸発率は年間70,000,000,000,000立方メートル（2.5 × 10 12 cu ft/a）以上と推定されており、これはナイル川やライン川 の流量に匹敵する。[102]この蒸発量の半分以下が降水として湖に戻り、[103]湖の中央部[104]のトゥヌパでは、これにより降水量が80％増加し、[90]その地域の氷河の後退が遅れたと考えられる。[105]タウカ湖の地下水は、ミスカンティ湖の北東にあるケブラーダ・プリピカに流れ込んだ可能性がある。[106] 2つの盆地の間の土台の高さとポオポ湖で発見された証拠を考慮すると、[102]コイパササイクルの間にコイパサ・ウユニ盆地からポオポ湖に水が流れ込んだ可能性がある。[107]
湖にはおそらく氷河の残骸と氷が存在しており、[36]トゥヌパの扇状三角州はタウカ湖岸と重なっていた。[108]トゥヌパとセロ・アザナケスでは、氷河は湖の水位がピークに達する直前に最大の大きさに達し、後退が始まったときに水位に寄与したと思われる。[109]逆に、タウカ湖は古い氷河の痕跡を侵食した可能性がある。[110]
タウカ湖は、アルティプラーノ南部に最大5メートル（16フィート）の厚さの堆積物を残し、[ 111]湖には石灰華の堆積物が形成されました。大陸環境の更新世の堆積物は、湖沼の炭酸塩堆積物から形成されました。これらの岩石には、角閃石、イライト、カオリナイト、スメクタイトなどの粘土鉱物、長石、斜長石、カリ長石、輝石、石英が含まれています。これらの岩石の組成は、アルティプラーノの土壌の組成に似ています。[112]ウユニ盆地の堆積率は、年間約1ミリメートル（0.0012 in/Ms）でした。[113]
生物学
ウユニ塩湖のタウカ湖の堆積物には低濃度の花粉が見つかっている。 [114]ミンチン湖の堆積物には花粉が多く含まれており（より好ましい気候であった可能性を示している）、[115]花粉が少ないのは湖が深かったためかもしれない。[116] ポリレピスは好ましい塩分と気候条件で繁栄した可能性がある。[36]タウカ湖の終盤にはポリレピスとアセナの花粉の増加が観察されている。 [117]
湖はプランクトン性珪藻が生育するのに十分な深さがあり、[36]優占種のCyclotella choctawatcheeanaも含まれる。[38]タウカ湖で確認されているその他の珪藻としては、底生の Denticula subtilis、着生の Achnanthes brevipes、Cocconeis placentula、Rhopalodia gibberula、プランクトン性の Cyclotella striata、タイコプランクトン性の Fragilaria atomicus、Fragilaria construens、Fragilaria pinnata がある。[118] 表生珪藻も見つかっている。[119]
湖岸の堆積物には腹足類や貝虫の化石が含まれている。[120] 湖の年代測定には、 Littoridina 属とSuccineidae 属の巻貝が使われている。 [121]その他の属には、 Myriophyllum 属、Isoetes 属[36] (沿岸域のコミュニティの形成を示している) [116]、Pediastrum 属[36] などがある。湖では藻類が成長し、炭酸塩岩でできた礁丘(バイオヘルム) を形成した。これらはいくつかの段階で成長し、[122]一部は当初ストロマトライトであると考えられていた。[120]ドーム状のバイオヘルムの中には、4メートル (13フィート) の大きさに達するものもあり、テラスに礁のような構造を形成する。これらは岩などの表面から突き出た物体の周囲に発達した。これらのドームには、チューブ状や房状の構造も現れる。[123]こうした構造のすべてがタウカ湖で形成されたわけではない。[122]ドイツのリースクレーターでも同様の構造が見つかっており、クラドフォリテス属の種がその形成に関与している。タウカ湖で確認されている分類群には、キャラ属の種が含まれる。[119]トゥファ堆積物の上の水深は、おそらく20メートル（66フィート）未満であった。[120]一部の場所（フォルミディウム・エンクルスタタムおよびリブラリア属の種に関連する）では、限定的なストロマトライトの形成が起こった。[119]
研究の歴史
アルティプラノの湖沼堆積物の報告は1861年に遡る。[124] 1882年にジョン・B・ミンチンは、ポオポ湖とコイパサ南部の塩湖の周囲に堆積物が存在すると報告した。彼は、表面積12万平方キロメートル（46,000平方マイル）の湖がこれらの堆積物を残し、アタカマとタラパカの硝酸塩堆積物も同様にこの湖に流れ込んだ水によって形成されたと仮定した。この湖の大きさの推定では、チチカカ湖から南緯27度まで達するとされている。「ミンチン湖」という名前は、1906年にスタインマンによってウユニ盆地に付けられ、ポオポ盆地とコイパサ盆地を覆う湖は「レック湖」と名付けられた。[125]この名前はジョン・B・ミンチンに敬意を表して付けられた。[126]後に、チチカカ湖はミンチン湖の一部ではないことが判明し、氷河の融解水が湖を形成したという説が提唱された。チチカカ湖を囲む別の湖（バリビアン湖）も定義された。 [127]湖のエピソード「エスカラ」と「タウカ」は1978年に初めて定義された。[128]南アルティプラーノのさまざまな堆積物とチチカカ湖周辺の堆積物との関係は、研究の歴史の初めには不明であった。[129]湖は、湖の段丘、堆積物、バイオヘルム[130]、および掘削コアによって特定された。[131]
先祖の湖
タウカ湖の前には、ウキ（12万～9万8千年前）、サリナス（9万5千～8万年前）、インカ・ワシ（約4万6千年前）、サジシ（2万4千～2万5千年前）、コイパサ（1万3千～1万1千年前）があった。[132]インカ・ワシとミンチン湖は同じ湖の段階であると考えられることもあり、[133]他の研究者はミンチン湖はいくつかの段階の組み合わせであると示唆している。[134] [135]ウキサイクルは将来さらに細分化される可能性があり、これらの古湖には矛盾する名前や年代が数多く存在する。[107]
前の湖: エスカラ
エスカラ湖は中央アルティプラーノで確認されており、[130]おそらく最も古いアルティプラーノ湖沼群である。[136]湖面は標高3,780メートル（12,400フィート）に達した。[137]おそらくタウカ湖やウキ湖と同じ大きさに達した。[138]エスカラの町では、湖のそばに8メートル（26フィート）の厚さの堆積物が残っている。[139]
エスカラ湖は191,000年前のものとされている。[140]この年代は湖の堆積物に関連する凝灰岩の年代であり、堆積物自体の年代は測定されていない。 [141]ウユニ塩湖のL5堆積物[131]とS10層はエスカラ湖と関連している。[142]エスカラ湖の堆積物で見つかった凝灰岩の一部は、約187万年前のものとされている。[138]エスカラ湖の時代、バリビアン湖はチチカカ湖の南方延長として北部アルティプラーノ[137]に存在していた可能性がある。 [82]したがって、エスカラ湖は、現在の標高より60～70メートル（200～230フィート）高い段丘を残した「ミンチン湖以前」と同一である。[143]
仮想雨水と湖:ミンチン
46,000年から36,000年前の湿潤期は「ミンチン湖」とみなされており、アルティプラーノに大きな水域が形成され[144]、後にタウカ湖が発達しました[145] 。ウユニ塩湖の掘削コアのS4層はミンチン湖と関連付けられていました。[142]この間、ラグナ・ポズエロスには塩湖が存在し、[146]アルゼンチン北西部では谷が地滑りでせき止められた後に多数の湖が形成され、[147]リペス地域のいくつかの湖沼盆地[148]とアルティプラーノの多くの塩原が湖で満たされ、その中でバイオヘルムとストロマトライトが成長し、[149]ブラジルとボリビアのアマゾンの湿度が増加し、 [150]パティビルカ渓谷、[151]ピスコ川渓谷（「ミンチン台地」を形成）[152]ロマス・デ・ラチャイ渓谷に堆積物が蓄積しました。[153]南部アルティプラーノ/プーナまで広がる地域的な氷河の前進は、ミンチン/インカ・ワシ期と相関しています。[154] [155]ボリビアアンデスのチョケヤプII氷河の前進、[156]より議論の余地はあるがアポロバンバ山脈のカナラヤ期[157]およびチョケリンピエのN-IIIモレーンの形成はミンチン雨期と一致する可能性がある。[158]アルティプラーノ湖の主湖底堆積速度はタウカ雨期よりもはるかに低かった。[113]
「ミンチン湖」という名前は、45,000年前に存在し、アルティプラーノで最も高い湖であるポオポ湖の古湖[159] 、または堆積層[34]を指すために一貫して使用されてきた。別の理論では、ミンチン湖は、ウキ湖やインカワシ湖を含むいくつかの湖によって形成されたと仮定しており、[134] [133]、信頼性の低い放射性炭素年代[160]に基づいています。「ミンチン」という用語は、チチカカ湖-デサグアデロ川-ポオポ湖-コイパサ塩湖-ウユニ塩湖[126] 、またはアルティプラーノで最も高い古代の湖（通常タウカ湖として知られている）[161]にも適用されることがあります。システムのさまざまな部分の湖の水位記録にも矛盾があります。[6]この混乱により、「ミンチン」という名前の使用をやめるよう求める声が上がった。[34]
年表
タウカ湖が存在する前には乾燥期があり、ウユニ塩湖では後期更新世の28,200～30,800年前と31,800～33,400年前に小規模な湖沼現象が記録されている。[145]この時期にはネバド・サハマの氷が消失した。[86]乾燥期は18,000年前頃にアフリカや南米の他の地域でも記録されており、アマゾンの熱帯雨林の後退が湖の低水位をもたらした可能性がある。[162]この時代は現在よりも乾燥していた可能性がある。[163]ミンチン湖の乾燥によりウユニ塩湖に厚さ約20メートル（66フィート）の塩の層が残り、そこに峡谷が形成された。[164]タウカ湖の段階以前にはウーイド堆積物がいくつか形成された。 [165]約2万8千年前、ウイナイマルカ湖（チチカカ湖の南流域）の水位が上昇し、タウカ湖の約2千年前に遡った。[166]この期間中、ウユニ盆地の湖は断続的であった。[167]盆地の以前の湖は一般的に小さく浅いものであった。[21]
タウカ湖の放射年代は72,600年から7200年前の範囲である。[ 168]湖の高水位期間は、放射線の散乱により過大評価されている可能性がある。 [169]方解石、腹足類の殻、ストロマトライト、藻類が残した構造物を含む地殻から放射性炭素年代測定が行われた。[170]タウカ湖の湖岸線は、1世紀以上にわたって形成された。[98]
1978年にサーヴァントとフォンテスが行った最初の研究では、炭素14年代測定によると湖の年代は12,500年から11,000年前と示された。 [171]これらは、コイパサ塩湖とウユニ塩湖の最も高い堆積物については12,360±120から10,640±280年前、湖が干上がる直前に形成された堆積物については10,020±160から10,380±180年前の年代に区分された。[172] [26] 1990年に年代の信頼性が疑問視され、[95]その後の推定では13,000から10,000年前とされた。[173] 1990年にロンドーは放射性炭素年代測定に基づいて14,100～11,000年前、ウラン-トリウム年代測定に基づいて7,000～14,800年前の年代を提唱した。[174]
1993年、タウカ湖には、水位が3,740メートル（12,270フィート）に達した初期の段階と、3,720メートル（12,200フィート）に達した後期の段階があったことが示唆されました。[173] 1995年に発表された研究によると、湖は最大水位まで上昇し安定するまで、1000年以上浅かったことが示されています。13,900年から11,500年前の間に水位は3,720メートル（12,200フィート）に達し、12,475年から11,540年前の間に3,740メートル（12,270フィート）に達し、12,200年から11,500年前の間に3,760から3,770メートル（12,340から12,370フィート）に達しました。[175]
1999年の研究では、タウカ湖サイクルの早い時期から始まっていたことが示されており、これは3つのフェーズといくつかのサブフェーズに分かれている。約15,438 ± 80 BP（タウカ Ia フェーズ）には、ウユニ塩湖の水位は現在の塩原より4メートル（13フィート）高かった。その後、淡水の流入を伴い、湖の水位は塩原より27メートル（89フィート）上昇した（タウカ Ib）。約13,530 ± 50 BP（タウカ II）には、湖の標高は3,693メートル（12,116フィート）に達したが、[118] 3,700メートル（12,100フィート）を超えることはなかった。[176]この頃、ボリビアの谷間には強力なガリー浸食と扇状地が形成されたと考えられる。 [177] 13,000年から12,000年前の間に、湖はタウカIII期の最大深度である110メートル（360フィート）に達しました。最も高い湖岸線である3,760メートル（12,340フィート）については、15,070年前と15,330年前の年代が得られました。[176] 12,000年前以降、水位は100メートル（330フィート）急激に低下しました。[178] 2001年の研究では、ウユニ盆地の堆積物に基づいて、タウカ湖が26,100年前に形成され始めたことが判明し、さらに早い時期から始まったと提唱されました。[145] 2001年のレビューによると、タウカ湖の放射年代測定のほとんどは16,000年から12,000年前の間に集中しており、湖の水位は16,000年前頃にピークを迎えた。[35]ネバドサハマ氷河の酸素18濃度の低下は、約14,300年前の降水量の増加と関連している。[68] 2005年の本では、タウカ湖の時代は15,000年から10,500年前の間であると推定されている。[179]
2006年の研究では、タウカ湖の海進は17,850年前に始まり、16,400年から14,100年前に標高3,765～3,790メートル（12,352～12,434フィート）でピークに達したと推定されています。[180]近隣の盆地への流出により、その時点で湖の水位が安定し、[181]その後、300年かけて水位が低下しました。[180]次のコイパサ期は11,040 +120/-440 BP頃に終了しましたが、その年代は不明です。[181]
2011 年の湖の歴史研究によると、湖面上昇の始まりは 18,500 年前とされています。水位は 17,500 年前に 3,670 メートル (12,040 フィート) までゆっくりと上昇し、その後 16,000 年前までに 3,760 メートル (12,340 フィート) まで加速しました。湖岸線によって決定された湖の深さと珪藻化石の分析との間に矛盾があったため、2 つの湖面上昇年代が生まれました。1 つは 17,000 年前に 3,700 メートル (12,100 フィート) に達したもので、もう 1 つは 17,500 年前と 15,000 年前の間に 3,690 メートル (12,110 フィート) に達したものです。湖の水位は16,000年から14,500年前に3,765から3,775メートル（12,352から12,385フィート）の高度でピークに達した。14,200年前の少し前に、湖の水位は13,800年前までに3,660メートル（12,010フィート）まで下がり始めた。[182]コイパサ期は13,300年前より前に始まり、12,500年前に3,700メートル（12,100フィート）でピークに達した。コイパサ湖の水位の後退は11,500年前頃にほぼ完了した。[70] 2013年の再構築では、18,000年から16,500年前に湖の水位が上昇し、その後16,500年から15,500年前に最高水位となり、14,500年から13,500年前に湖の水位が低下すると予測されました。[183]
タウカ湖は3つの段階（タウカ湖本体、ティカーニャ、コイパサ）に分けられることもあり、タウカ段階は19,100年から15,600年前まで続いた。[130]コイパサ段階は、当初11,400年から10,400年前まで続いたと考えられていたが、9,500年から8,500年前、さらに12,900年から11,800年前と修正された。その前には400年にわたる湖面上昇があり、その後1,600年にわたる湖面低下が続いた。 [ 184]この段階では、湖の水位は標高3,660メートル（12,010フィート）まで上昇し[185]、面積は3,700平方キロメートル（1,400平方マイル）、表面積は28,400平方キロメートル（11,000平方マイル）に達しました。 [184]湖の深さは55メートル（180フィート）に達しました。[24] 1998年の出版物によると、タウカ湖とコイパサ段階は15,000年から8,500年前まで続きました。[186]コイパサ段階はチュンガラ湖でも確認されています。[187]コイパサ段階はタウカ段階よりもはるかに目立たず、期間も短く、[188]コイパサ盆地に集中していましたが、これはおそらくウユニ盆地よりも多くの水が流入するためでしょう。[73]より初期の湖の段階であるサジシ（24,000～20,000年前）は、タウカ湖とコイパサ湖のサイクルとともにタウカ湖の一部であると考えられることがあります。 [ 133 ] [48]サジシ湖の段階はタウカ湖の段階より1～2千年先行しており[182]、水位はタウカ湖の段階よりも約100メートル（330フィート）低くなっています。[189]これは最終氷期極大期と一致しています。[24]
ティカーニャ期には水位が100メートル（330フィート）低下した。[33]タウカ期とコイパサ期は別物とみなされることもある。[35]タウカ湖とミンチン湖は同じ湖沼群とみなされ、この地域の現在の湖にちなんでポコユ湖と呼ばれている。[190]「ミンチン」は一部の著者によってこの湖沼群の名前としても使用されている。[126]
チタ凝灰岩は標高3,725メートル（12,221フィート）のタウカ湖に、およそ15,650年前に堆積したが、当時は湖が後退していた可能性がある。[138]年代不明の別の凝灰岩は、コイパサ塩湖南東部のタウカ時代の堆積物と凝灰岩の上に堆積した。[191]トゥヌパのデータによると、湖の水位は17,000年前から16,000年前に安定した。14,500年前までに湖の水位は50メートル（160フィート）低下し、それから13,800年前までの間に湖は干上がった。気温の上昇と降水量の減少は、ハインリッヒイベント1の終わりに湖と氷河が後退した原因である可能性が高い。 [192]対照的に、ウユニ-コイパサ盆地のデータによると、水位は13,000年前にピークに達した。[28]ティカーニャ低水位期[193]のタウカ湖の乾燥は、ボリング-アレルド気候期とアルティプラーノでの山火事の増加に関連している。 [194]チチカカ湖は流出水位以下に沈み、タウカ湖への水供給が遮断された可能性がある。[195]完新世の初めの氷河の後退も一因であった可能性がある。[75]湖が後退すると、蒸発量（および雲量）の減少により太陽光が蒸発率を高め、湖の表面積の減少にさらに寄与したと考えられる。[196]
湖のサイクルが以前のものよりも長くなるパターンが観察されている。[39]湖の水は、おそらく蒸発によって引き起こされた、約14,300年前のサハマでの酸素18の増加に貢献した可能性がある。[197]湖の水位が下がると、ポオポ湖が最初に分離したと思われる。ポオポ湖とタウカ湖を隔てる岩盤は比較的浅い。コイパサとウユニは後までつながっていただろう。[76]チチカカ湖のウイナイマルカ湖の水位は14,200年前までに低下していた。[167]南極の寒冷逆転までに、タウカ湖は干上がった。[198]
タウカ期の終わりに続いて、ヤンガードリアス期に似た、プナの乾燥した寒冷な気候が続き、その後、太陽放射の減少に関連する初期完新世の湿潤期が続いた。10,000年前の後、別の干ばつが8,500年前から3,600年前まで続き、[186] 7,200年から6,700年前にかけてピークに達した。[199]タウカ湖が干上がった後、世界最大の塩田が残り、[30]ウユニ塩湖には約10メートル（33フィート）の物質が残った。[200]タウカ期に満たされたアルティプラーノの湖盆は、より低い湖水位によって分離されました。[201]湖間の水路は、かつてのつながりを証明しています。[37]
原因
タウカ湖の形成と消滅は、数千年にわたる湿潤気候を伴った大規模な水文学的出来事であった[46] 。 [189]その形成とその後のコイパサ湖の段階は、18,000～14,000年から13,800～9,700年前にかけて発生した中央アンデス多雨事象（CAPE）に関連している。この時代には、南緯18度から25度の間で降水量が増加し、アタカマで大きな環境変化が起こった。一部の地域では、砂漠にオアシスが形成され、人間の居住が始まった。 [202]中央アンデス多雨事象は2つの段階に分けられており、17,500年前または15,900年前に始まり13,800年前に終わったより湿潤な第1段階と、12,700年前に始まり9,700年前または8,500年前に終わったより乾燥した第2段階である。 [203] [204]これらの段階は、ティカーニャ低水位と一致する短い乾燥期[205]によって区切られている。中央アンデス多雨事象の第2段階は、より湿潤な前期とより乾燥した後期のサブフェーズにさらに分けられている。[206]コイパサ湖サイクルの間、夏の降水量のみが増加し、その増加は南アルティプラーノに集中していた可能性がある（グランチャコからそこに到着）。主なタウカサイクルでは、北東からの降水と夏と冬の降水量の同時増加が伴った可能性がある。[204] [45] 17,000年前から12,000年前のトゥルビオ渓谷（エルキ川の支流）での氷河の前進は、中央アンデス多雨事象によるものとされている。 [207]他の指標は、タウカ湖の最高水位時にチリ中部とプナ中部で乾燥した状態/氷河の前進がなかったことを示している。[208] [154]氷河は、それが始まるまでに最大位置からすでに後退していた。[189]そして、中央アンデス多雨事象は、南部アルティプラーノと南部[209]および北部アタカマの間で同期していなかった可能性がある。[210]
タウカ湖の形成はハインリッヒ・イベント1と一致しており[46]、ボリビア高気圧の南方移動[a]により東からの水分のアルティプラノへの輸送が増加し[212]、赤道を横切る熱輸送の減少により南米の夏季モンスーンの強まりで説明されている。[213]アルティプラノ湖の以前の高水位も、以前のハインリッヒ・イベントと相関している可能性がある。[25]雲量の増加により、蒸発率が減少して有効降水量が増加した可能性が高い。[109]対照的に、日射率はアルティプラノの湖面高水位とは関連がないようである。[214]湖の拡大は夏の日射が低かったときに発生したが[186]、最近では26,000年前から15,000年前の間の日射量の最大値がタウカ期と相関している。[215]湖上の湿度は、湖によって堆積した炭酸塩の酸素18含有量を考慮すると、60%と推定されています。[69]タウカ湖の高水位が最初のハインリッヒ・イベントと一致した可能性があるのと同様に、ヤンガードリアスはコイパサ高水位[216] [8]および第2中央アンデス多雨イベントと関連している可能性がありますが、ヤンガードリアスはCAPEより2千年前に終了しました。[217]第2CAPEは、南米モンスーンの変化または太平洋上の大気循環の変化によって引き起こされ、その終焉は北大西洋の温暖化がITCZを北に引き寄せたことに起因するとされています。[218]
タウカ期の降水量の増加は、おそらくITCZの南下と南米 モンスーンの強まり[219]によって引き起こされたもので、北半球[220]と北大西洋の寒冷化、およびブラジル北東部沖の水温の上昇によって生じたものと考えられる[221]。高気圧帯の南下と相まって、後期氷期[222]の増加した水分はアマゾンから流れ込んだと考えられる[223] 。この変化は17,400～12,400年前、つまり18,000～11,000年前から起こり、ボリビアのチャコとブラジルの洞窟記録に記録されている[224] 。20世紀のチチカカ湖の水位上昇期のいくつかは、北半球の大陸の積雪増加の時期と相関しており、これはタウカ湖期の状況との類似点となる可能性がある。[225]タウカ期は熱帯大気循環の南方シフト[226]と大西洋南北循環の弱体化によって北向きの熱輸送が減少したことによって引き起こされた可能性がある。[221]南大西洋収束帯の強化と南方シフト[b]が降水量の増加に寄与した可能性があるが[228]、すべての記録が一致しているわけではない。[229]
別の説では、植生の変化と湖の発達によりアルティプラノのアルベドが減少し、その結果、温暖化とアルティプラノへの水分の移流が起こったとされているが[230]、1998年の研究では、このような正のフィードバックメカニズムは疑わしいとされた。[231]持続的なラニーニャの気候条件は、湖の水位上昇[232] [233]と、最初のCAPEの発生[205]に寄与した可能性がある。逆に、約14,500年前には、地球規模の気候温暖化とモンスーンの北方シフトが発生し、[192]エルニーニョの発生が増加し[234]、ITCZの北方シフトはティカーニャの低水位を伴った。[193]アルティプラノの古湖の発達に理想的な条件は、最大氷河期または温暖な間氷期には存在しないと思われる。[156]
気候と状況
タウカ湖の高水位の前後の気候がどうだったかを再現したものはほとんどない。[37]タウカ湖が形成されるには、夏の降水量が315 ± 45 mm (12.4 ± 1.8 in) 増加し、気温が3 °C (5.4 °F) 低下したと推定されている。[235] 1985年の推定では、年間200 mm (7.9 in/year) の降水量の増加が必要とされた。[236]この推定はその後、年間300 mm (12 in/year) に修正された。[51]気温が5～7 °C (9.0～12.6 °F) 低下すると、湖が形成されるには降水量が20～75% 増加する必要がある。[237] 2013年の調査によると、トゥヌパ火山（タウカ湖の中心）の気候は現在よりも約6〜7℃（11〜13℉）寒く、降水量は320〜600ミリメートル（13〜24インチ）と推定されています。[238] 2020年の研究[239]に裏付けられた2018年の推定では、気温が2.9±0.2℃（5.22±0.36℉）低下し、平均降水量が現在よりも130％多く、年間約900±200ミリメートル（35.4±7.9インチ/年）になると予測されています。 [ 240]この降水量の増加はタウカ湖の集水域の東側に集中していましたが、最南端の流域は現在とほぼ同じように乾燥していました。[104]氷河湖結合モデルでは、気温は条件付きで現在より5.7 ± 1.1 °C (10.3 ± 2.0 °F) 低いと推定されました。[241]南部アルティプラーノでは、この時代に降水量が500ミリメートル (20インチ) を超えました。[242]中央アルティプラーノでは、降水量が今日の1.5倍から3倍でした。[243]乾燥対角線とその周辺では、降水量が年間300ミリメートル (12インチ/年) から年間600ミリメートル (24インチ/年) に倍増しました。[244]湖の周辺では、降水量が9倍に増加した可能性があります。[245]
氷河期
タウカ湖と同時に、17,000年から11,000年前の間に、南緯18度から24度の間のアンデス山脈で氷河が拡大した。[246]チチカカ湖では、氷河舌が岸に近づいた。[247]乾燥したアンデス山脈の氷河の平衡線高度は、700から1,000メートル（2,300から3,300フィート）低下した。[ 248 ]このような氷河の前進は、タウカ湖を形成した湿潤期に先行していた可能性がある。[249]約13,300年前、ボリビア南部の氷河の最大サイズは、タウカ湖の高水位と関連している。[250]チリ北部のいわゆる「第2モレーン」段階は、タウカ湖に関連する前進によって形成された可能性がある。[251]しかし、氷河はどこでも拡大したわけではなく、エル・タティオ、トコルプリ、プナの一部では氷河拡大の証拠がほとんどありません。リャノ・デ・チャジャントールとその周辺での氷河拡大は、起こったかもしれないし、起こらなかったかもしれない。[252] [244]極地の空気の頻繁な侵入が氷河拡大に寄与した可能性がある。[253]タウカ湖の中央にある火山、トゥヌパでは、最大の氷河範囲は湖が最高水位に達するまで続いた。14,500年前に始まった氷河の縮小は、おそらく湖の水位の低下と同時に起こったが、年代の曖昧さは議論の余地を残している。[3]セロ・アザナケスのモレーンは、16,600年から13,700年前に最大の範囲に達した。[254]タウカ湖の存在は後期氷期極大期と一致しており、[255]中央アルティプラーノの気温は約6.5 °C (11.7 °F) 低かった。[243]氷河の前進の一部はタウカ湖からの水分によって促進された可能性があり、 [256] [257]この結論はサハマ氷河の酸素同位体データによって裏付けられ、 [258]かつてのタウカ湖周辺の古気候の再構築によっても裏付けられている。[259]チャカバヤ氷河の前進はタウカ湖と同時期の可能性がある。[260]現在、標高3,770メートル (12,370フィート) の観測所の平均気温は9 °C (48 °F) である。[8]
関連イベント
タウカ期には、チチカカ湖の規模が拡大し、チチカカ湖周辺のパンパは、この湖と古湖ミンチンによって残された。[261]チチカカ湖は約5メートル（16フィート）上昇し、[137]高さ3,815メートル（12,516フィート）に達し、[130]湖水の塩分濃度が低下した。[72]標高3,825メートル（12,549フィート）の別の湖岸線は、タウカ期のチチカカ湖の最高水位と関連付けられている。[262] 13,180±130年前の最高水位は、タウカIII期と同時期である。チチカカ湖の水位はその後、ティカーニャ期に低下し、おそらくコイパサ期に再び上昇した。[185]高地はチチカカ湖の南岸と東岸に段丘を残したが[c]、[263] 、これは後に地殻変動によって変形した。[264]
チチカカ湖はおそらく26,000年から15,000年前の間に南で溢れ、[195]タウカ湖に水を加えた。[265] [266]チチカカ湖の流出量であるリオ・デサグアデロは、今日の8倍であった可能性がある。[83]タウカ期には、より深い水があった証拠が見つかるまで、チチカカ湖の水位は低かったと考えられていた。[267]同時期に、アルティプラーノの他の部分やアタカマの標高3,500メートル（11,500フィート）を超える地域では、より高い湖水位が見つかっている。[268]チチカカ湖が上昇したのはこれが初めてではなく、更新世の湖水位上昇は、マタロ、カバナ、バリビアン、ミンチンとして知られている。[269]チチカカ湖から南アルティプラーノへの溢れは、過去5万年間可能であった。これは、5万年前以前に南部アルティプラーノに大きな湖があったという証拠がほとんどない理由を説明するかもしれない。[266]
当時、アタカマでは湖も形成（または拡大）され、[51] [270] [d]、塩原では洪水が増加した。[d] [204] レヒア湖は11,480 ± 70 BP以降に上昇し始め、アグアスカリエンテス塩湖では高水位が8,430 ± 75 BPまで続いた。[185]ラグナ・コタの高水位は12,500 BPと11,000 BP頃に発生した。[271]リャマラ塩湖の湖の形成[272]とアタカマ塩湖のいくつかの高水位は、タウカ湖、ミンチン湿潤期、コイパサ湿潤期と関連している。[273]タウカとコイパサ湿潤期の痕跡は、それぞれペデルナレス塩湖とリオ・トゥルビオ渓谷で、南緯26度を過ぎて見つかっている。 [d] [274] [275] 23,000年から14,600年の間にラグナ・ポズエロスに湖が形成された。[146]タウカ湖の高水位はペルーのピスコ川の河岸段丘と相関している。 [276]その支流であるケブラダ・ベラデラ川の24,000年から16,000年前の段丘、[133]ケブラダ・ベラデラの排水システムの拡大、 [277]フニン湖の湿潤期、[278]およびアルゼンチンのキント川南部のパンパ[279]とペルーのアオルカド川渓谷における新しい土壌形成。[280]第二次中央アンデス多雨期には、チリ北部の湿地帯にも土壌が形成された。[281]
タウカ期には、ミスカンティ湖の水位が現在よりも高かった。[282]チヤル・クタ[148]とトゥヤト湖の出来事により湖岸線が形成され、[d] [283]リペス地域では塩湖が形成され、[174]グアヤタヨック・サリナス・グランデス流域[284] 、ペルーのスーチェス湖[285] 、ウトゥルンク湖とラズフレ湖の水位が上昇した。[286]アタカマ・アルティプラーノの一部の湖の水位は 30 ～ 50 メートル (98 ～ 164 フィート) 上昇した。[149]マル・チキータ湖、[213]東山脈のラ・サラダ・グランデ湖 [es] [287] 、アルゼンチンのベベデロ湖の水位が上昇した。[216]
太平洋に流れ込む河川の植生の下方拡大と流量増加は、タウカ期と相関関係にある。[216]ケブラーダ・マニ遺跡には、16,400～13,700年前に水供給量が多かったことを示す証拠がある。[288]タウカ期には、アタカマ地域の河川の水量が増加し[289]、地下水涵養量も増加した。[d] [290]リオ・サラド渓谷の降水量が増加した。[291]リオ・パラグアイ・パラナ流域の洪水が発生し[292] 、リオ・サラド川やリオ・ベルメホ川などのアンデス河川からの流入が増加した。[293]リュタ川渓谷[d]、[294]プルママルカ渓谷[295]、コルカ渓谷の掘削は水供給の増加によって促進された可能性があり、[296] 川の浸食が変化し、[215]ロマス・デ・ラチャイに河岸段丘が形成され、[153]ピルコマヨ川沿いに浸食が起こり、[297]太平洋プランクトンの増加はおそらくアンデスからの流出量の増加（および栄養供給の増加）に関連していた。 [246]地下水に支えられた湿地がコルディジェラ・デ・ラ・コスタに発達し、[d] [298]アタカマ塩湖の北西に谷と大きな塩洞窟が形成された。 [d] [299]
コチャバンバ山脈で氷河が前進した。[219]ロス・フライレス火砕流台地に氷帽が形成され、タウカ湖期の終わりに氷帽が消滅したことでマグマが上昇し、ヌエボ・ムンド火山が形成された可能性がある。[300]氷河が拡大したワルカワルカ[301]とネバド・デ・チャニ[302]にモレーンが形成された。 [287]東部コルディリェラのチョケヤプII氷河が前進した。アルゼンチン[5]（シエラ・デ・サンタ・ビクトリアを含む）の氷河の前進によりモレーンが形成された。 [303]サハマで基底滑り氷河が形成された。 [36]北西部アルゼンチンでは水分供給の増加により周氷河現象がより顕著になった。[304]シラジワイでは氷河、おそらく岩石氷河も成長した。[305]アタカマ高原の積雪は標高4,000メートル（13,000フィート）以上で約10％に増加しました。 [306]アタカマ北部では氷河が前進しました。[d] [307]約15,000年前にチリ中央部で起こった氷河の前進も降水量の増加とタウカ湖期と関連しており、熱帯循環の変化によって引き起こされたと考えられます。[308]
アルゼンチン北西部では地すべり活動が減少したが[309] 、ペルーのロクンバ川沿いのアリコタでは増加した。[310]ペルーの東山脈では扇状地が活動していた。 [189]コロプナ北部のクンカイチャ洞窟で石灰華の堆積が始まった。[311]ブラジルの洞窟堆積物に見られるように、アマゾン南部では気候が湿潤化した。 [ 312] [287]パンパ・デル・タマルガルの降水量と森林被覆は増加したが[313]、ティカーナ低水位期には中断（「後期更新世のパンパ・デル・タマルガル乾燥イベント」）があった。[193]アタカマ砂漠の植生限界は海岸に向かって下がった。アタカマの地下水流出量が増加した。[314]プンタ・ネグラ塩湖では湿地が発達した。[315]アタカマでは、植生の増加と植生内での山火事の発生の結果として「ピカガラス」が形成されました。 [316]また、さび菌などの植物病原体は現在よりも多様でした。 [317]プロソピス・タマルゴは、より良い水供給のおかげでより高い高度で成長しました。[d] [318]アタカマ高原の植生被覆率が増加しました。[306] タウカ湖の正確な日付の記録は、この地域の他の場所での気候イベントの相関関係を調べるために使用されています。[319]
環境への影響
南米における古インディアンの定住は、タウカ湖期とティカーニャ期に始まり、 [320] CAPE期のより好ましい環境によって促進された。 [216]チチカカ湖周辺のビスカチャニ文化はタウカ湖と同時期に起こった。[321]タウカ湖周辺の地域への最も初期の人類の拡散はティカーニャ期の終わり頃に起こり、コイパサ期は、この地域での人類の決定的な定着と一致しており[322]、条件が良好だったアルゼンチン北西部への拡散も一致している。[323]アタカマ地域では、タウカ時代の古湖が最初の定住者に環境を提供した。[306]中央アンデス多雨期に、人類は砂漠に定住し[324]海岸への商業ネットワークを確立した。[325]タウカ湖と一致する古湖沼期の終焉は、人類の定住の第一段階の終焉を伴い、[326]人類は砂漠を去った。[324]アルティプラーノでは、[327]タウカ湖と同時期の湿潤期[202]により、この地域への定住が可能となった[e] [329] 。また、中央アンデスの多雨期は、パンパ・デル・タマルガル[330]とアタカマ南部の渓谷でも同様であった。[331]アタカマ塩原地域に最初に人が定住したのはタウカ湖[d]の時代であったが、湖が干上がった後に人口が急激に減少した。[206]アルティプラーノのインカの塔は、タウカ湖が残した岩で建てられている。[332]
乾燥アンデスの化石水資源の一部はタウカ期に形成され、[333]チリ中央渓谷北部の地下水、[334]プナのペイナド周辺[335]やパンパ・デル・タマルガルの地下水の一部などはタウカ湖湿潤期に遡る。[336]タウカ湖はリオ・デ・ラ・プラタ地域に水を供給し、乾期にはそこでの生命を支えていた可能性がある。[91]
タウカ湖とその前のサイクルは蒸発岩の堆積物を残しました。[337]ウユニ塩湖に残された堆積層は厚さ6メートル（20フィート）に達しました。[131]塩は一時的な降雨によって絶えず洗い流され、再堆積されるため、塩湖の塩の表面は非常に平らで滑らかになります。[82]ウユニ地域の空気中のエアロゾル含有量が高いのは、タウカ湖が残した細かい堆積物によるものです。[22]粘土や石灰を含む珪藻類の堆積物は湖によって残され、[42]デルタの堆積物によってウレキサイト堆積物が形成されました。 [338]
ラウカ国立公園とカルコテ塩湖に生息するオレスティアス属の魚類の分類上の類似性は、これらの流域がタウカ湖の一部であったことに起因している。 [61]一般的にこれらの魚類の進化は、タウカ湖サイクルに先立つものも含め、様々な湖サイクルの影響を強く受けた。[339]古代の湖が干上がったことで両生類の生息地が断片化され、別々の個体群が生まれたと考えられる。[ 340]タウカ湖とその前身は、グリプトドン科、ゴンフォテリウム科、メガテリウム科、トクソドン科などの哺乳類が生息する生産的な環境[55]を作り出した可能性がある。[341]タウカ湖サイクルの間、アタカマ高原には絶滅したシカやウマなど、現在よりもはるかに多くの生物が生息していた。[342]一方、高原の湖は動物と植物の個体群を分離したと考えられる。[343]
ラテンアメリカのアルティプラノと古湖
参照
注記
- ^ ボリビア高気圧は高気圧であり、湿った空気をアルティプラーノに導く。[211]
- ^ 南大西洋収束帯は、南半球の夏にブラジル中部と南部に広がる降水帯である。[227]
- ^ 「ミンチン湖」という名前はアルティプラーノ最大の湖によく使われるが[34]、更新世末期の高地はタウカと呼ばれている[52] 。
- ^ abcdefghijklm 関連する中央アンデス多雨事象はタウカ湖の形成と一致した[202] 引用エラー：名前付き参照「Santoro2011a」は、異なる内容で複数回定義されています（ヘルプページを参照してください）。
- ^ 近隣のセロ・カスキオ[327]とクエバ・バウティスタ[328]の遺跡を含む
- ^ アルティプラーノ・クンディボヤセンスの面積 約25,000平方キロメートル（9,700平方マイル）
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外部リンク
ウィキメディア・コモンズには、タウカ湖に関連するメディアがあります。
- チチカカ湖固有の腹足類動物相：分子進化と水文史の相関関係
- チリ、アタカマ砂漠における第四紀後期の古水文学と表層プロセス：湿地堆積物と土壌塩の安定同位体からの証拠
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