最終氷期極大期

最終氷期極大期（LGM ）は、最終氷期最寒期とも呼ばれ、^[1]最終氷期の中で最も最近の時期で、 26,000年前から20,000年前に氷床が最大限に広がった時期です。^[2] 氷床は北アメリカ北部、北ヨーロッパ、アジアの大部分を覆い、砂漠の大幅な拡大や^{[3]海面の大幅な低下を引き起こし、}地球の気候に大きな影響を与えました。^[4]

地球起源宇宙線生成核種と放射性炭素年代測定によって測定された氷床縁の位置の変化に基づくと、南半球の氷床の成長は33,000年前に始まり、最大被覆率は26,500年前^[1]から20,000年前の間に発生したと推定されています。^[5]その後、氷河の後退により海面が急激に上昇しました。西南極氷床の減少は14,000年から15,000年前に発生し、約14,500年前に別の急激な海面上昇があったという証拠と一致しています。 ^{[6] [7]}マゼラン海峡周辺の氷河の変動は、氷河表面積のピークが25,200年から23,100年前の間に限られていたことを示唆しています。^[8]

LGMの始まりと終わりの日付については合意された日付はなく、研究者は基準と参照したデータセットに応じて日付を選択しています。ヨーロッパ旧石器時代を専門とする考古学者ジェニファー・フレンチは、その始まりを27,500年前としており、氷床は約26,000年前に最大になり、氷河期の終焉は20,000年から19,000年前に始まりました。^{[9] LGMはイギリスでは}ディムリントン・スタディアルと呼ばれ 、31,000年から16,000年前のものです。^{[10] [11]}

約21,000年前の地球の平均気温は現在よりも約6℃（11℉）低かった。^{[12] [13] [14]}

米国地質調査所（USGS）によると、最終氷期極大期には、夏の永久氷が地球の表面積の約8％、陸地面積の25％を覆っていた。^[15] USGSはまた、海面が現在（2012年）よりも約125メートル（410フィート）低かったとも述べている。^[15]

現在と比較すると、2013年から2017年までの世界の平均気温は15℃（59℉）でした。^[16] 2012年時点で、地球の表面積の約3.1％と陸地面積の10.7％が一年中氷で覆われています。^[15]

極度に成層化した生産性の高い南極海での炭素隔離は、LGMの形成に不可欠でした。^[17]氷床または氷冠の形成には、長期にわたる寒さと降水（雪）の両方が必要です。そのため、北米やヨーロッパの氷河地域と気温が似ているにもかかわらず、東アジアは高地を除いて氷河に覆われませんでした。この違いは、ヨーロッパの氷床がその上に広範な高気圧を生み出したためです。これらの高気圧は、シベリアと満州に到達する頃には非常に乾燥した気団を生み出したため、氷河を形成するのに十分な降水量は決して発生しませんでした（偏西風が日本海から水分を持ち上げたカムチャッカ半島を除く）。親潮の停止による太平洋の相対的な温度と、東西に広がる大きな山脈の存在は、アジアでの大陸氷河の発達を妨げた二次的な要因でした。

最終氷期極大期の気候は、世界中でより寒冷で、ほぼどこでもより乾燥していた。南オーストラリアやサヘルなどの極端な例では、降雨量が現在に比べて最大90％減少し、植物相はヨーロッパや北アメリカの氷河地域とほぼ同じ程度に減少した可能性がある。影響が比較的少ない地域でも、熱帯雨林の被覆率は大幅に減少しており、特に西アフリカではいくつかの避難所が熱帯草原に囲まれていた。

アマゾンの熱帯雨林は広大なサバンナによって2つの大きなブロックに分断され、東南アジアの熱帯雨林もおそらく同様の影響を受け、スンダランド棚の東端と西端を除いて、その代わりに落葉樹林が広がった。中央アメリカとコロンビアのチョコ地域でのみ、熱帯雨林がほぼ無傷のまま残されたが、これはおそらくこれらの地域の異常に降雨量が多いためである。

世界の砂漠のほとんどが拡大した。例外は現在のアメリカ西部で、ジェット気流の変化によって現在砂漠となっている地域に大雨が降り、大きな雨水湖が形成された。最もよく知られているのはユタ州のボンネビル湖である。同じことがアフガニスタンやイランでも起こり、ダシュテ・カヴィールに大きな湖が形成された。

オーストラリアでは、移動する砂丘が大陸の半分を覆い、南アメリカのチャコとパンパも同様に乾燥しました。現在の亜熱帯地域も、特にオーストラリア東部、ブラジルの大西洋岸森林、中国南部で森林の大部分を失い、これらの地域では、はるかに乾燥した気候のために開けた森林地帯が優勢になりました。中国北部は、寒冷な気候にもかかわらず氷河がなく、草原とツンドラが混在していましたが、ここでも樹木の成長の北限は現在よりも少なくとも20度南でした。

LGM 以前の期間、完全に不毛の砂漠となった多くの地域は現在よりも湿潤しており、特にオーストラリア南部では、アボリジニの居住が現在より40,000 年から 60,000 年前 (BP、1950 年から数えた未較正の放射性炭素年代の正式な測定) の湿潤期と一致していると考えられています。

ニュージーランドと太平洋の近隣地域では、約25,500年前に起きた世界で最も最近の超巨大火山噴火であるオルアヌイ噴火によって、 LGMの一部の期間に気温がさらに低下した可能性がある。 ^[18]

しかし、過去に用いられてきた種の豊富さの調査ではなく、地下水に溶解した希ガスの分析に基づくと、LGMの間に、低高度の低緯度から中緯度の陸地表面は現在の温度に比べて平均5.8℃冷却されたと推定されている。^[19]

最終氷期極大期には、世界の大半が寒く乾燥していて住みにくい場所で、嵐が頻繁に発生し、大気は塵を多く含んでいた。大気の塵埃の多さは氷床コアの顕著な特徴であり、塵埃のレベルは現在よりも20～25倍も高かった。これはおそらく、植生の減少、全球的な風の強さ、大気から塵を除去する降水量の減少など、いくつかの要因によるものと考えられる。^[20]巨大な氷床は水を閉じ込めて海面を下げ、大陸棚を露出させ、陸地をつなぎ、広大な海岸平野を形成した。^[21]氷床は大気の循環も変え、北太平洋と大西洋が冷えて雲が増え、雲がさらに多くの太陽光を反射したため、地球全体の寒冷化が促進された。^[22] 21,000年前の最終氷期極大期には、海面は現在よりも約125メートル（約410フィート）低かった。^{[23] [24]}地球のほとんどの地域で水循環が遅くなり、世界の多くの地域で乾燥が進んだことが説明できます。^[25]

アフリカと中東では、多くの小規模な山岳氷河が形成され、サハラ砂漠やその他の砂漠の面積は大幅に拡大しました。^[21]セネガル沖で採取された大西洋深海堆積物コアV22-196は、サハラ砂漠の南方への大きな拡大を示しています。^[26]

ペルシャ湾の平均水深は約35メートルで、アブダビとカタールの間の海底はさらに浅く、ほとんどが15メートル未満の深さです。何千年もの間、ウル・シャット（チグリス川とユーフラテス川の合流点）はホルムズ海峡を通ってオマーン湾に流れ込み、ペルシャ湾に真水を供給してきました。水深データによると、ペルシャ湾には2つの古盆地があったことが示唆されています。中央盆地は20,000 km ²の面積に近かった可能性があり、最大面積はアフリカのマラウイ湖などの湖に匹敵します。12,000年前から9,000年前の間、ペルシャ湾の底の大部分は水に覆われておらず、8,000年前以降に海水が入っただけです。^[27]

最終氷期極大期には、南アフリカの年間平均気温が現在より6℃低かったと推定されている。しかし、この気温低下だけでは、ドラケンスバーグ山脈やレソト高原に広範囲にわたる氷河や永久凍土を生成するのに十分ではなかっただろう。^[28]レソト高原の季節的な地面の凍結は、地表から2メートル以上の深さに達した可能性がある。^[29] しかし、最終氷期極大期には、特に南向きの斜面でいくつかの小さな氷河が発生した。^[28]西ケープ州のヘックス川山脈では、マトルースバーグ山頂近くで発見されたブロックストリームとテラスは、最終氷期極大期に発生したと思われる過去の周氷河活動の証拠である。 ^[30]古気候学的プロキシは、ブームプラース洞窟周辺の地域はより湿潤で、冬の降水量が増加したことを示している。^[31]ザンベジ川流域は現在に比べて寒く、地域的な平均気温の低下は季節的に均一であった。^[32]

マスカレニャス諸島のモーリシャス島では、閉鎖層状の高木林が優勢であった完新世のモーリシャスの森林とは対照的に、開けた湿潤林の植生が優勢であった。^[33]

現代のチベット（チベット高原がどの程度氷で覆われていたかについては科学者の間でも議論が続いているが）やバルティスタン、ラダックにも氷床があった。東南アジアでは多くの小規模な山岳氷河が形成され、永久凍土が北京南方までアジアを覆っていた。海面低下により、今日の島々の多くは大陸とつながっている。インドネシアの島々はボルネオ島やバリ島まで東はアジア大陸とつながり、スンダランドと呼ばれる陸地となっていた。パラワン島もスンダランドの一部であり、フィリピン諸島の残りの部分はシブツ海峡とミンドロ海峡のみで大陸から隔てられた一つの大きな島を形成していた。^[34]

南シナ海の海面は現在よりも約100メートル低かったにもかかわらず、南シナ海沿岸の環境は現在とあまり変わらず、湿潤な亜熱帯常緑樹林が広がっていた。 ^[35]

オーストラリア本土、ニューギニア、タスマニアおよび多くの小さな島々は、単一の陸地を構成していました。この大陸は現在、サフルと呼ばれることもあります。オーストラリア北西部のボナパルト湾では、海面が現在よりも約125メートル低かったです。^[36]オーストラリア内陸部では、砂丘の大規模な活動と湖の水位の低下によって証明されるように、広範囲に渡って乾燥が見られました。^[37]オーストラリア東部では、気温が2度最低値を記録しました。^[38]クイーンズランド州沿岸のノースストラドブローク島の湖沼堆積物は、湿潤な状態を示しています。^[39]リトルランゴスリンラグーンのデータも同様に、この時期にオーストラリア東部に熱帯雨林が存続していたことを示しています。 ^[40]オーストラリア南東部では、川が曲がりくねった形を維持し、現在と比較して、1960年代の風成堆積物が増加しました。^[41]フリンダース山脈も同様に湿潤な状態を経験しました。^{[42] [43]}

サフル島とスンダランド島（現在のマレーシア、インドネシア西部、北部を含む東南アジアの半島）の間には、ワラセアとして知られる島々の群島が残っていました。これらの島々、サフル島とスンダランド島の間の水域は、現在よりもかなり狭く、数も少なかったです。

ニュージーランドの2つの主要な島と、それに付随する小さな島々は、1つの陸地として結合しました。南アルプスのほぼすべてが永久氷に覆われ、そこから高山氷河が周囲の高地の大部分にまで広がっていました。^[44]

北ヨーロッパは大部分が氷で覆われ、氷床の南の境界はドイツとポーランドを通っていた。この氷は北に広がってスヴァールバル諸島とフランツ・ヨーゼフ諸島を覆い、北東にはバレンツ海、カラ海、ノヴァヤゼムリャを占め、現在のシベリア北西部のタイミル半島で終わっていた。 ^[46]北半球の温暖化は約2万年前に始まったが、それは限定的で、かなりの温暖化は約1万4600年前まで起こらなかった。^[47]

ロシア北西部では、フェノスカンジア氷床がLGMの範囲に達したのは約17,000年前で、デンマーク、ドイツ、ポーランド西部よりも約5000年遅い。バルト楯状地の外側、特にロシアでは、フェノスカンジア氷床のLGM氷縁は非常にローブ状であった。ロシアの主なLGMローブは、それぞれドヴィナ盆地、ヴォログダ盆地、ルイビンスク盆地に沿っていた。ローブは、柔らかい堆積物基質で満たされた浅い地形の窪みに沿った氷の結果として発生した。^[48]ウラル北部は周氷河ステップで覆われていた。^[49]

永久凍土は氷床の南のヨーロッパを、現在のハンガリー南部のセゲドの南まで覆っていた。氷はアイスランド全体を覆っていた。^[50]さらに、氷はアイルランドとイギリス諸島のほぼ北半分を覆っており、氷床の南の境界はウェールズ南部からイングランド北東部まで、そして現在は水没しているドッガーランドを越えてデンマークまで伸びていた。^[51]中央ヨーロッパには、熱水活動域に対応する比較的暖かい孤立した地域があり、極寒の気候に適応していない分類群の避難場所としての役割を果たしていた。^[52]

イベリア半島北西部のカンタブリア山脈には現在永久氷河はないが、LGMは東と北のさらに遠くにある他の氷床の成長によって引き起こされた乾燥の増加の結果として局所的な氷河の後退をもたらし、スペイン北西部の山々の年間降雪量を大幅に制限した。カンタブリア高山氷河は、それ以前にこの地域の局所的な氷河極大期の約6万年から4万年前に拡大していた。^[53]

イタリア北東部のフィモン湖周辺の地域では、LGMの開始時、具体的にはハインリヒ・スタディアル3の時期に、アルテミシアが優勢な半砂漠、ステップ、草原ステップが開けた北方林に取って代わりました。この地域の気候は全体的に乾燥し、寒冷化しました。^[54]

サール山脈では、氷河平衡線の高度は完新世よりも約450メートル低かった。^[55]ギリシャでは、ステップ植生が優勢であった。^[56]

ヨーロッパにおける大型動物相の豊富さは、およそ27,000年前から21,000年前にかけてピークに達しました。この豊富さは、寒冷な停滞期の気候によるものでした。^[57]

グリーンランドでは、LGM気温と現在の気温の差は、夏季の2倍の冬季に見られました。グリーンランド北部では温室効果ガスと日射量が気温変化を支配していましたが、グリーンランド南部では大西洋南北循環（AMOC）の変動が主な影響を及ぼしていました。^[58] イロース島は寒冷地氷河で覆われていました。^[59]

ベーリング地峡東部は極度に寒く乾燥していた。^[60]アラスカ北部とユーコン準州の7月の気温は、現在と比べて約2～3℃低かった。^[61]アラスカの平衡線高度は、産業革命以前と比べて夏の気温が2～5℃高かったことを示唆している。^[62]アラスカ南西部のローンスプルース池の堆積物コア分析によると、比較的暖かい地域であったことがわかった。^[63]

52,000年前から40,000年前にかけての相対的な後退期に続いて、^[64]ローレンタイド氷床はLGMの開始時に急速に成長し、ロッキー山脈の東のカナダのほぼすべてを覆い、おおよそミズーリ川とオハイオ川まで広がり、東はマンハッタンまで広がり、^{[65] [66] [67]}最大で総容積が約2650万から3700万立方キロメートルに達した。^{[68] [69] [70]}ローレンタイド氷床は最盛期にはキーワティン・ドーム周辺で高さ3.2km、プレーンズ分水嶺に沿って約1.7-2.1kmに達した。^{[71]カナダと}モンタナ州の大規模なコルディレラ氷床に加えて、高山の氷河が前進し、（場所によっては）さらに南のロッキー山脈とシェラネバダ山脈の大部分が氷帽に覆われた。緯度勾配が非常に急であったため、永久凍土は標高の高い場所を除いて氷床の南には達していなかった。氷河はもともとシベリア北東部から移住した初期の人類集団を避難所へと追いやり、突然変異と漂流によって遺伝的変異を再形成した。この現象により、ネイティブアメリカンに見られる古いハプログループが確立され、その後の移住が北アメリカ北部のハプログループの原因となっている。^[72]

北アメリカ南東部、アパラチア山脈南部と大西洋の間には、異常に温暖な気候の地域がありました。^[73]

南半球では、パタゴニア氷床がチリ南部の3分の1全体とアルゼンチンの隣接地域を覆っていた。アンデス山脈の西側では、氷床はチャカオ海峡の南緯41度線まで海面まで達していた。^[要出典]パタゴニア西海岸は大部分が氷河に覆われていたが、一部の植物種にとって氷のない避難場所が存在する可能性を指摘する研究者もいる。アンデス山脈の東側では、氷河ローブがセノスカイリング、セノオトウェイ、イヌーティル湾、ビーグル海峡の窪地を占めていた。マゼラン海峡では、氷はセグンダアンゴスチュラまで達していた。^[74]

LGM の間、南アンデス (南緯 38～43 度) の谷氷河が合流してアンデスから下りてきて湖沼盆地や海盆を占め、広がって大きな山麓氷河ローブを形成した。氷河は現在のランキウエ湖の西約 7 km まで広がったが、南には 2～3 km しか広がっていなかった。アルゼンチンのナウエル ウアピ湖も同じ時期に氷河化した。^[75]チロエ諸島の大部分では、氷河の前進が 26,000 年前にピークに達し、チロエ島(南緯 41.5～43 度)の東海岸に沿って南北に長いモレーンシステムを形成した。その頃までに、チロエの緯度での氷河作用は、チリ北部で見られる谷氷河作用とは対照的に、氷床型になっていた。 ^[76]

氷河の進展にもかかわらず、最終氷期極大期には、ランキウエ湖の西側の地域の大部分はまだ氷が張っていなかった。最終氷期極大期の最も寒冷な時期には、この場所の植生は広い開けた地面に生える高山植物が優勢だった。その後の地球温暖化により、植生はゆっくりと変化し、ノソファガス属の種が優勢な、まばらに分布する植生へと変化した。^[77]この公園植生内では、マゼラン荒野とノソファガス属の森林が交互に現れ、温暖化が進むにつれて、この地域では温暖な気候の樹木も生育し始めた。最も寒冷な時期には、樹木限界が現在の標高に比べて約1,000メートル低下したと推定されているが、19,300年前まで徐々に上昇した。その当時、寒冷化の逆転により、樹上性植生の多くがマゼラン荒野と高山性種に置き換わった。^[78]チロエ島では、マゼラン高原と閉鎖樹冠のノソファガス林がLGMの時代には存在していたが、前者はLGM後期までに消滅した。^[79]

チリ湖水地方の北方における最終氷期極大期の氷河の範囲についてはほとんどわかっていない。北部では、中央アンデスの乾燥した地域と最終氷期極大期は湿度の上昇と少なくともいくつかの山岳氷河の前進と関連している。^[80]北アンデスの山岳氷河は、約27,000年前にピークに達した。^[81]アルゼンチン北西部では、花粉の堆積物が最終氷期極大期の森林限界の高度低下を記録している。^[82]

アマゾンは現在よりもはるかに乾燥していた。^[83] LGMの植物ワックスのδD値は、現在のものやMIS 3に遡るものよりも大幅に豊富であり、この乾燥の増加を証明している。 ^{[84]ブラジル東部も影響を受けており、}バイーア州のグアナビ遺跡は現在よりもはるかに乾燥していた。^[85]

AMOCはLGMの間は弱く、浅かった。^[86]北大西洋の西部亜熱帯環流の海面水温は、現在と比較して約5℃低かった。北大西洋の中深層水は、現在上部北大西洋深層水（NADW）による換気に比べ、LGMの間は氷河期北大西洋中層水（GNAIW）によってよりよく換気されていた。GNAIWは、現在上部北大西洋深層水と比較すると栄養分が乏しかった。GNAIWの下では、栄養分が非常に豊富な南方の底層水が北大西洋深層を満たしていた。^[87]

ヨーロッパと北アメリカに巨大な氷床が存在したため、ネオジム同位体比における放射性同位体の割合の増加によって測定されるように、北大西洋への大陸風化フラックスは減少しました。^[88]

モロッコ沖の湧昇がLGM期に現在よりも強かったかどうかについては議論がある。Calcidiscus leptoporusのコッコリスサイズの増加は、LGM期に貿易風が強まり、アフリカ北西海岸の沿岸湧昇が増加したことを示唆しているが、^[89]プランクトン性有孔虫のδ13C^記録は、約23,200年前と22,300年前の一時的な期間を除いて、LGM期には湧昇と一次生産性が向上しなかったことを示している。^[90]

南極中層水が形成される南大西洋西部では、最終寒冷期の塵の流入増加と持続的な輸出生産性の結果として、沈降粒子の流入が増加した。沈降粒子の流入増加により、浅瀬からネオジムが除去され、同位体比の変化が生じた。^[91]

ハワイ島では、地質学者はマウナケア山の最近の氷河期に氷河によって形成された堆積物を長い間認識してきた。最新の研究によると、15万年から20万年前の3回の氷河期の堆積物が火山に保存されている。火山の氷河モレーンは約7万年前と約4万年から1万3千年前に形成された。マウナロア山で氷河堆積物が形成されたとすれば、それはずっと以前に若い溶岩流によって埋もれている。^[92]

最終寒冷期の東シナ海の海面水温（SST）と海面塩分（SSS）が低かったことから、黒潮の強さは現在に比べて弱かったことが示唆される。^[93]太平洋深海循環は最終寒冷期には今日よりも弱かったが、氷床後退の期間中は一時的に強まった。^[94]エルニーニョ南方振動（ENSO）は最終寒冷期に強かった。^[95]東太平洋のペルー酸素極小帯は現在よりも弱かったことを示す証拠があるが、これは空間的な範囲は同じであったものの、海水温の低下により海水中の酸素濃度が上昇したためと考えられる。^[96]

北太平洋中層水のタスマン海を通じた流出はLGM期間中に強まった。^[97]

クイーンズランド州沿岸のグレートバリアリーフでは、海面の急激な低下によりサンゴ礁の発達が海側に移動し、約20,700～20,500年前に海面が最低水準に近づいたときに現在の海岸線から最大距離に達しました。^{[98]グレートバリアリーフの微生物による炭酸塩の堆積は、大気中の}_CO2レベルの低下により促進されました。^[99]

インド洋の深海は、中期完新世と比較して、LGMの間に酸素が大幅に減少しました。^[100]特に南インド洋の深海は巨大な炭素吸収源であり、LGMの非常に低いp CO2_{を部分的に説明しています。} ^[101]アラビア海南東部の中層水は、熱塩循環が弱まったため、今日に比べて換気が悪かったです。^[102]

スコシア海の堆積物コアからの証拠は、南極周極流が完新世よりもLGMの間に弱かったことを示唆している。 ^[103]南極極前線（APF）は、現在の位置に比べてはるかに北に位置していた。研究によると、南緯43度まで北に位置し、南インド洋にまで達していた可能性があると示唆されている。^[104]

後期氷期はLGMに続き、約11,700年前に始まった完新世に先行した。 ^[105]