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Zum Problem der Stabilität d e r K l i m a b e d i n g u n g e n in Westsibirien während d e r Glaziale u n d Interglaziale V o n W . W E I S C H E T , Z. Zt. V a l d i v i a / C h i l e

Mit 2 Abbildungen im Text Z u s a m m e n f a s s u n g . Es werden zunächst Werte für die sommerliche Temperaturer­ niedrigung und für den jährlichen Tempeiaturgang während der letzten Eiszeit in Westsibirien ab­ geleitet. Grundlage hierfür bildet die verschiedene Lage der Grenzen von Tundra und Laub­ mischwald zur Eiszeit (nach FRENZEL & TROLL 1952) und in der Gegenwart (Sowjetatlas 1937). Das Ergebnis ist eine sommerliche Temperaturdepression von nur 5-8° C nahe dem Polarkreis und von 2-4° C in 50° Breite gegenüber 10-12° in Mitteleuropa. Anschließend wird die Frage diskutiert, ob dies allein eine Folge der größeren Kontinentalität des zentralen Teiles Eurasiens gegenüber dem westlidien und östlichen Teil des Doppelkontinentes sein kann. Es stellt sich heraus, daß die relative Stabilität der Klimabedingungen Westsibiriens im ganzen Quartär sich zwanglos als Folge des Wechsels von vorherrschender Meridionalzirkulation im Glazial und verstärkter Zonalzirkulation im Interglazial und Postglazial erklären läßt. S u m m a r y . The depression values of the summer temperature and also of the mean annual temperature in Western Siberia during the last glaciation, have been deduced. This calculation has been based on the different position of the boreal boundaries of the tundra and the continental deciduous forests during the ice ages and at the present time. According to these calculations the following depressions of summer temperature have been obtained: 5-8° C near the arctic circle and 2-4° C in the latitude of 50° North, in comparison with the 10-12° C depression in Cen­ tral Europe. Afterwards it has been discussed whether or not these relatively small depressions can be explained exclusively on the basis of the higher continentality of the central part of Eurasia in comparison with the western or eastern part of this continent. As this seems to be impossible, it is necessary to look for other facts that could be related to this problem. In the opinion of the author the relative stability of climatic conditions in Western Siberia during the whole Quater­ nary could be easily explained by the change between the meridional-circulation (low-index-type), prevailing during the glacial periods, and the reinforced zonal-circulation (high-index-type) during the interglacial and postglacial periods. Die Formulierung „Stabilität der klimatischen Bedingungen" wurde in Anlehnung an GUERASSIMOW & M A R K O W (1954) gewählt, die in einer zusammenfassenden Darstellung der bis dato erworbenen Kenntnisse über die Paläogeographie der Gebiete der Sowjetunion während des Q u a r t ä r s auf dem Geologenkongreß in Algier in Bezug auf Westsibirien v o n „größter Stabiliät der geographischen Bedingungen" sprachen. Sie ist ein umfassendes Resume gegenseitig sich stützender älterer Beobachtungen und Schlußfolgerungen und wird von später erschienenen Arbeiten noch erhärtet. Alle führen zu dem Ergebnis, daß die physiogeographischen Veränderungen, die mit dem Wechsel von G l a z i a l und Inter­ glazial die ganze E r d e im Pleistozän betroffen haben, in West- und auch in Mittelsibirien von auffallend geringer Intensität und räumlicher Ausdehnung waren, besonders im Ver­ gleich z u denjenigen der im Westen und Osten angrenzenden Teile des eurasiatischen D o p ­ pelkontinentes. Unter paläoklimatologischer Sicht bedeutet d a s : die pleistozänen K l i m a ­ schwankungen haben im zentralen Teil Nordeurasiens eine geringere Schwankungsweite gehabt als westlich und östlich davon. Zur Begründung dieses Tatbestandes liegt es bei Anwendung aktualistischer Gesichtspunkte zunächst nahe, ihn mit der unterschiedlichen Kontinentalität der genannten R ä u m e in Verbindung zu bringen, wie es nach PARMUZIN z . B . von F R E N Z E L & T R O L L (1952) sowie PARMUZIN (1954) geschehen ist. D a die These aber den von F R E N Z E L 8C T R O L L behandelten Problemkreis nur am R a n d e berührt, wur­ den die Möglichkeiten der sich in den bezeichneten Gebieten auswirkenden größeren K o n ­ tinentalität und ihre Konsequenzen nicht weiter diskutiert. Doch erscheint es mir gerade im Zusammenhang mit den Fragen der Entwicklung und Herkunft der prähistorischen


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Menschheit v o n N u t z e n zu sein, den Gedanken unter paläoklimatologischem Gesichtspunkt aufzugreifen und weiterzuführen. D e r Beitrag möge meinem Lehrer C . T R O L L anläßlich der Vollendung seines 6 0 . Lebensjahres gewidmet sein. I. D i e m ö g l i c h e k a l t z e i t l i c h e T e m p e r a t u r d e p r e s s i o n i n d e n S o m m e r m o n a t e n Zunächst möchte ich versuchen, aus dem Vergleich der rezenten und kaltzeitlichen V e r ­ breitung einiger wichtiger Pflanzenformationen in Nordeurasien eine Vorstellung von der möglichen sommerlichen Temperatur-Erniedrigung zur letzten K a l t z e i t und vom d a ­ maligen jährlichen T e m p e r a t u r g a n g im westlichen Sibirien abzuleiten. Als G r u n d l a g e , in welcher die geomorphologischen, geologischen, glaziologischen und vor allem paläobotanischen und -faunistischen K l i m a - I n d i z i e n in einer zusammenfassen­ den Überschau ausgewertet sind, sollen die K a r t e n von B Ü D E L ( 1 9 5 1 ) bzw. F R E N Z E L SC T R O L L ( 1 9 5 2 ) über die „ K l i m a z o n e n zur Würmeiszeit" b z w . die „Vegetationszonen des nördlichen Eurasiens während der letzten Eiszeit" dienen, punktweise ergänzt durch neuere Veröffentlichugnen von Funden oder Beobachtungen. E s muß unterstellt werden, daß sich an den Übersichtsdarstellungen mit der Ausweitung der Kenntnis in den Einzel­ heiten noch manches ändern kann; die G r u n d z ü g e sind aber unbestritten, und die in der vorliegenden Abhandlung z u wählenden speziellen Anknüpfungspunkte scheinen mir genügend durch Funde in ihrer räumlichen L a g e und ihrer qualitativen Aussage gesichert zu sein, um Folgerungen anschließen zu können. Zentrales

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Abb. 1. Vergleich der rezenten und würmzeitlichen Verbreitung von Tundra, borealem Nadelwald und Laubmischwald im westlichen, zentralen und östlichen Eurasien (nach BÜDEL 1 9 5 1 und FRENZEL & TROLL

1952).

In A b b . 1 sind für den westlichen ( 0 ° bis 1 5 ° O s t ) , mittleren ( 8 0 ° bis 1 1 0 ° Ost) und östlichen T e i l ( 1 2 0 ° bis 1 5 0 ° Ost) Eurasiens die wichtigsten klimabedingten Vegetations­ zonen ihrer rezenten und würmzeitlichen Verbreitung entsprechend eingetragen, sowie der unterschiedliche Betrag der kaltzeitlichen Südverlagerung zur Darstellung gebracht. Dabei entspricht die Darstellung von Westeurasien den Angaben von B Ü D E L ( 1 9 5 1 , v g l . auch W O L D S T E D T 1 9 5 4 ) , dessen Schema als Vorbild für die ganze Abbildung diente. In dynamisch-klimatologischer Ausdeutung besagt die Darstellung für Westeurasien folgen­ des: das unverrückte Widerlager der Anordnung der zirkulationsbedingten Klimazonen ist der K e r n der subtropischen Hochdruckzelle etwas nördlich von 2 0 ° , repräsentiert durch


Stabilität der Klimabedingungen in Westsibirien

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den Wüsten- u n d Steppengürtel. V o n Norden her wurde die labile Z o n e des ektropischen Westwindgürtels durch den Vorstoß des polaren Systems mit L a n d e i s , Frostschutzzone und T u n d r a im Gefolge vorwiegend auf K o s t e n seines borealen Teiles (Nicht-tropischer Waldgürtel) zusammengedrückt u n d in abklingendem Maße nach Süden verschoben. Gleichzeitig gewinnt die innertropische Zirkulation polwärts gegen den Hochdruckgürtel an R a u m , da dieser in seiner Wirkungsmöglichkeit geschwächt ist. V o n N o r d e n greift die intensivere Zirkulation der Subtropen, von S ü d e n die ausgeweitete der T r o p e n a u f ihn über. E r wird als Trockengürtel weniger extrem; landschaftskundlich werden die Wüsten v o n Steppengebieten durchsetzt (Ausdruck der Pluvialzeit in der subtropisch-randtropi­ schen Trockenzone). Speziell w u r d e im Meridian-Ausschnitt West- u n d Mitteleuropas die G r e n z e zwischen baumfreier T u n d r a und nichttropischem W a l d zur Eiszeit um 24 Brei­ tengrade von c a . 6 9 ° N bis 4 5 ° N , die Südgrenze des thermisch anspruchsvolleren L a u b ­ mischwaldes um 9 Breitengrade v o n 4 5 ° bis 3 6 ° im Mittel zurückgedrängt. I m zentralen T e i l des Kontinentes (80 bis 1 0 0 ° Ost) hingegen verlief die Grenze der­ jenigen Vegetationsgebiete, in denen der W a l d den Aufbau wenigstens mitbestimmte ( W a l d s t e p p e — W a l d t u n d r a , W a l d - und Strauchtundra sowie borealer N a d e l w a l d nach F R E N Z E L & T R O L L 1952) von c a . 5 6 ° am Ischim nach ca. 7 0 ° an der unteren Lena, also 15 b z w . 3 5 ° weiter nördlich als in Mitteleuropa. Als Belege können folgende Befunde gelten: in der N ä h e der paläolithischen Fundstellen im Umkreis v o n Krassnojarsk bei 5 6 ° am Jenissei sind Birke, Lärche u n d Weide als Vertreter der T a i g a - H a i n - V e g e t a t i o n nach­ gewiesen, und die Tatsache, daß im oberen Wiljuj-Gebiet zwischen den Zähnen eines N a s h o r n s H o l z f a s e r n und N a d e l n v o n N a d e l b ä u m e n gefunden wurden ( T H I E L 1951), zeigt wenigstens, daß in diesem Bereich N a d e l b ä u m e bis zum Polarkreis vorkamen. Eine Stütze erfahren diese Argumente in gewisser Weise durch die Feststellung, daß das nörd­ lich des Polarkreises gelegene 1000 bis 2000 m hohe Norilsker P l a t e a u oder auch d a s bis 2 0 0 0 m hohe Byrranga-Gebirge der T a i m y r - H a l b i n s e l nur Talgletscher aufgewiesen ha­ ben, die Chatanga-Senke eisfrei w a r . Neuerdings glaubt zwar BLAGOWESCHTSCHENSKAJA (1955) vom Unterlauf der Unteren T u n g u s k a (also ca. 6 3 ° N o r d ) Spuren der Würm-Ver­ eisung doch nachweisen zu können, die vorher K O M A N I N und K U S C H E W bestritten haben. Aber es handelt sich wohl um eine mehr lokale Ausbildung, wie j a auch sonst nur v o m Oberlauf des Wiljuj im zentralen T e i l des Mittelsibirischen Berglandes lokale Moränen in 800 m Meereshöhe bekannt sind. D e r ganze übrige Bereich des Mittelsibirischen Berglandes gilt mit Sicherheit für die Würmeiszeit als eisfrei, wie PARMUZIN (1954) noch einmal z u ­ sammenfassend feststellt. Erst im Satanischen G e b i r g e finden sich wieder Spuren kleiner Gletscher. T H I E L (1951) gibt d o r t als Schneegrenzhöhe 2000 m an. Im Vergleich zu rezenten Verhältnissen m u ß m a n für den zentralen Teil Eurasiens also mit einer Südwärtsverlagerung der baumfreien T u n d r a zur Würmeiszeit von nur 10 Breitengraden im westlichen, b z w . drei im ostwärtigen Teil rechnen. Bezüglich der Zurückdrängung des thermisch anspruchsvolleren Laubmischwaldes sind die Beträge noch geringer. Die Südgrenze der borealen N a d e l w ä l d e r l a g ostwärts des U r a l s bei ungefähr 5 ° . Bei Dschilandschik (ca. 4 9 ° ) in der Kirgisensteppe ist neben Fichte und Lärche auch die Eiche und damit eines der wärmebeanspruchenden Laubhölzer nachgewie­ sen. F R E N Z E L bestätigte auf briefliche Rückfrage neuerlich, „ d a ß sowohl florengeogra­ phische Überlegungen als auch pollenanalytische Untersuchungen die Existenz eines W a l ­ des zur letzten Eiszeit zwischen oberem O b u n d Ischim beweiskräftig darlegen". N a c h dem erwähnten F u n d des Eichenblattes und florengeographischen Zusammenhängen müsse m a n sich den Bestand als lockeren Eichen-Birken-Hain vorstellen. D i e erwähnte Zone entspricht in der Breitenlage den eiszeitlichen Tundrengebieten in Mitteleuropa. In Nordostasien ist dagegen wieder durch zahlreiche Funde die Ausdehnung der baumfreien T u n d r a nach Süden bis über den Polarkreis belegt. D u r d i Bohrungen, die von N E U S T A D T 8C T J U L I N A (1936) ausgeführt w u r d e n (zit. nach F R E N Z E L & T R O L L 1952) ist


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sie a m Main, am Mittellauf des A n a d y r in Breiten von 63 bis 6 4 ° nachgewiesen. D i e V e r ­ gletscherung dieses Bereiches w a r ebenfalls bedeutend stärker als diejenige Mittel- u n d Westsibiriens. Z w a r w a r es auch keine Inlandeisdecke wie im atlantischen Westen, d a selbst die Indigirka-, K o l y m a - und J a n a - N i e d e r u n g eisfrei blieben. Aber die Beobachtun­ gen deuten auf eine starke Gebirgsvergletscherung hin. D i e Schneegrenze lag a m oberen K o l y m a (61 bis 6 2 ° N o r d ) bei 600 m, auf dem südlichen K a m t s c h a t k a bei 700 m ( K L U T E 1928). Für den unteren Sela ( 5 4 ° ) wird sie nach N I K O L S K A J A SC SCHTSCHERBAKOW ( 1 9 5 6 ) mit 1500 m anzusetzen sein, nach VON WISSMANN (1938) in der K a l m i - K e t t e im N o r d e n Koreas in 2200 m und im zentralen H o n d o bei 2400 bis 2600 m. Die zuletzt genannten Gebiete liegen aber schon etwas nördlich bzw. südlich des 40. Parallels, also weit südlich der Zentralalpen. Bis nach H o k k a i d o ist neuerdings durch M I N A T O (1955) Mammontcus primigenius nachgewiesen. Die Südgrenze der borealen N a d e l - gegen die anspruchsvolleren Mischwälder w i r d man demzufolge entsprechend den Darlegungen VON WISSMANNS (1938) in der S ü d m a n ­ dschurei mindestens bei 42 bis 4 3 ° N o r d annehmen müssen. Faßt man das Ergebnis der Übersicht über den Verlauf der würmzeitlichen k l i m a ­ bedingten Vegetationszonen in den verschiedenen Teilen Eurasiens etwas schematisiert zusammen und vergleicht es mit der gegenwärtigen L a g e der Südgrenzen von T u n d r a u n d borealem N a d e l w a l d als wichtigsten physiogeographischen Landschaftsgliedern, so ergibt sich das Bild, daß zwischen der exzessiven Südverlagerung der physiogeographischen Zonen auf der atlantischen Westseite des Kontinentes und einer etwas geringeren, aber doch sehr deutlichen auf seiner pazifischen Ostseite im kontinentalen zentralen Teil eine minimale Verlagerung während der letzten K a l t z e i t stattgefunden hat. Es ist jener R a u m von Südwest- und Mittelsibirien, für den GUERASSIMOW SC M A R K O W die eingangs zitierte Feststellung getroffen haben. Welche Folgerungen lassen sich nun aus diesem T a t b e s t a n d hinsichtlich der kaltzeit­ lichen Temperaturverhältnisse im zentralen Eurasien ziehen? Im globalen Uberblick w i r d die durchschnittliche kaltzeitliche Depression des Breiten­ kreismittels der Jahrestemperatur der bodennahmen Luftschichten der Breiten 5 0 ° v o n verschiedenen Autoren, zuletzt F L O H N (1953), übereinstimmend auf 7 bis 8° C geschätzt. Dabei ist die Erniedrigung der Wintertemperatur größer, die der Sommertemperatur kleiner als die des Jahresmittels (vielleicht 4 bis 5 ° im Hochsommer, 11 bis 12° im H o c h ­ winter). In die Mittelbildung gehen einerseits die ozeanischen R ä u m e , andererseits die kontinentalen ein. N u n müssen auf Grund der fundamentalen allgemeinklimatologischen Erfahrung, nach der in der Breiten polaufwärts von 4 0 ° Br., in denen „die Wintertempe­ ratur den Charakter der Jahrestemperatur bedingt" ( H A N N - S Ü R I N G 1939, S. 1 7 8 ) , die kontinentalen Gebiete diejenigen minimaler Wintertemperatur u n d im Vergleich zu den ozeanischen Teilen auch relativ niedriger Jahrestemperatur sind, in den ozeanischen G e ­ bieten notwendig die D e p r e s s i o n e n der Jahresmittel- und Wintertemperatur geringer, in den kontinentalen merklich größer als das Breitenkreismittel gewesen sein, wenn nicht eine gegenüber der Gegenwart stark abgeänderte Zirkulationsanordnung diese Regel, die für die rezent vorherrschende Zonalzirkulation ( H i g h - z o n a l - i n d e x - T y p W I L L E T T ' S 1 9 5 0 ) gilt, dynamisch modifiziert hat. F L O H N gibt die Depression der Jahresmitteltemperatur für die ozeanischen Gebiete mit 3 bis 5 ° C an. D i e Sommertemperatur muß in den eis­ nahen Gebieten Mitteldeutschlands nach verschiedenen Ableitungen (vgl. W E I S C H E T 1 9 5 4 ) um 10 bis 1 2 ° , die Wintertemperatur um 16° zurückgegangen sein. U n d für das Gebiet um Laibach hat P O S E R (1947) als für die würmzeitliche Baumgrenze Werte von etwa 1 0 ° bzw. 12° überzeugend abgeleitet. U m eine entsprechende Vorstellung von der unter den vorausreferierten physiogeogra­ phischen Bedingungen zur Würmeiszeit möglichen Temperaturdepression in Südwest- und Mittelsibirien zu bekommen, habe ich die gegenwärtigen thermischen Verhältnisse mitein-


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Stpt Okl Nov Dez Jan. Jan Febr März Apr. Mai Jan- Juli Aug. Sept. Okt Nov. Dez. Abb. 2. Vergleich des Temperaturganges im Bereich der rezenten und würmeiszeitlichen a) polaren Baumgrenze b) Nordgrenze der Laubmischwälder und die mögliche sommerliche Temperaturdepression während der Würmeiszeit in Westsibirien. Mai

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ander verglichen, die jeweils in den Bereichen der rezenten und der kaltzeitlichen polaren Verbreitungsgrenze der N a d e l b ä u m e der T a i g a einerseits und der anspruchsvolleren Laubbäume der Mischwaldzone andererseits herrschen (vgl. A b b . 2 ) . Dabei wurden als Begrenzungswerte nicht allein die Monatsmitteltemperaturen, sondern auch die verschie­ denen Längen der Vegetationsperioden berücksichtigt. (Letztere läßt sich ungefähr durch die mittlere Zeitspanne festlegen, welche Tagesmitteltemperaturen über 5 ° C aufweist; für das Verfahren spielt es k a u m eine Rolle, einen anderen Wert zwischen 5 und 0 ° zu nehmen). Monatsmittel der Lufttemperatur für die Sommermonate und Zahl der T a g e über der Grenztemperatur der Vegetationsperiode sind als die zwei Größen anzusehen, welche die Anordnung der subpolaren Vegetationszonen von der thermischen Seite we­ sentlich bestimmen. Die Zahl der T a g e über 5 ° C läßt sich aus dem Sowjetatlas (1937) entnehmen, die Monatsmittel aus den von K O P P E N (1939) zusammengestellten K l i m a w e r ­ ten für R u ß l a n d . Zunächst die polare B a u m g r e n z e (Abb. 2 a ) . Bei der relativ geringen Stationsdichte ist es zwar schwer, jeweils Stationen aus dem engsten Bereich der derzeitigen und würmzeit­ lichen polaren Baumgrenze zu bekommen. Doch C h a t a n g a (50 m + N N ) in Mittel- und Kasetschje ( 1 7 m + N N ) in Ostsibirien repräsentieren ziemlich genau die Tundrengrenze. R u n d 64 bis 70 T a g e über 5 ° C bei einem Julimittel von 10 bis 1 1 ° sind die Kennzeichen. Setzt man diese Bedingungen auch für die würmzeitliche polare Baumgrenze an und vergleicht d a m i t die im Gebiet ihrer damalagen L a g e gegenwärtig herrschenden thermi­ schen Verhältnisse, so kann nahe der Mündung der Unteren T u n g u s k a die würmzeitliche Temperaturdepression während der Sommermonate nur die Größenordnung v o n 4 bis 6 ° C gehabt haben. Dort ist nämlich in Turuchansk ( 6 5 ° 55', 40 m + N N ) heute das J u l i ­ mittel ungefähr 1 6 ° bei einer D a u e r der Vegetationsperiode von rund 100 T a g e n . In Mit­ telsibirien ist die zahlenmäßige Abschätzung aus Ermangelung v o n Beobachtungsstationen im Zentralsibirischen Plateau nicht möglich. A b e r die Werte des Temperaturrückganges müssen geringer sein als weiter westlich, da rezente und eiszeitliche Tundrengrenze fast zusammenfallen. Für die Errechnung der Temperaturdepression im Gebiet der eiszeitlichen N o r d g r e n z e der Laubmischwälder (s. Abb. 2 b) ergibt sich die Schwierigkeit, daß gegenwärtig L a u b ­ wälder, an denen die Eiche beteiligt ist, wegen der nach Osten zunehmenden Trocken­ heit auf d a s Gebiet westlich v o m Ural beschränkt sind. D i e Verbreitungskarten im Sowjetatlas ( 1 9 3 7 ) unterscheiden „ N a d e l - und breitblättrige W ä l d e r (Mischwälder) sowie 6 Eiszeit u n d Gegenwart


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„breitblättrige W ä l d e r (Laubwälder mit Eiche)". N a c h Westsibirien reichen nur „ E s p e n und Birkenwälder". Als minimale thermische Voraussetzung der L a u b w ä l d e r muß ein Temperaturgang angesehen werden, welcher zwischen denjenigen der Stationen Tscherdyn (gelegen bei 6 0 ° 2 4 ' , 1 7 7 m + N N am Südsaum innerhalb der N a d e l w a l d z o n e ) und M e n selinsk ( 5 5 ° 3 9 ' , 8 0 m + N N im nördlichen Bereich der Laubwälder) verläuft (ausgezogene Linien in Abb. 2 b ) . Dieser Temperaturgang entspricht für das Sommerhalbjahr demjeni­ gen in der breitenmäßig vergleichbaren Zone des Westsibirischen Tieflandes am Unteren Irtysch (Station T a r a z. B.), in der heute aus hygrischen Gründen die Eiche fehlt. D i e z u ­ gehörige Vegetationsperiode muß in Westsibirien mit wenigstens 1 6 0 T a g e n angesetzt werden, da die D a u e r an der N o r d g r e n z e der L a u b w ä l d e r von 1 8 5 T a g e n bei K i e w m i t wachsender Kontinentalität auf 1 7 0 T a g e an der W o l g a und 1 6 5 T a g e südlich Perm a b ­ nimmt. Weitere 5 T a g e wurden für das noch sommerwärmere Westsibirien in Rechnung gestellt. Den gegenwärtigen Temperaturgang für diejenigen Gebiete, in denen nach F R E N Z E L Sc T R O L L ( 1 9 5 2 ) in der letzten K a l t z e i t Laub-Mischwälder mit Eichen vorhanden w a r e n , repräsentieren die Werte von Akmolinsk ( 5 1 ° 1 0 ' , 3 4 7 m + N N ) und Semipalatinsk ( 5 0 ° 2 4 ' , 2 0 7 m + N N ) , wobei die zuletzt genannte Station sicher thermisch günstiger ist als die Standorte würmzeitlicher Laub-Mischwälder (gestrichelte K u r v e n in Abb. 2 b ) . Aus dem Vergleich ergibt sich, daß die sommerlichen Temperaturdepression im Bereich zwischen oberem O b und Irtysch in der B a r a b a - S t e p p e höchstens 3 bis 5 ° C betragen haben kann. N a c h der Wahl der Stationen sind dieses maximale Abschätzungswerte, die wahrscheinlichsten liegen zwischen 2 und 4 ° C . Als Resultat für den Gesamtraum des zentralen Eurasiens ist festzustellen, daß auf Grund der gegenwärtigen Vorstellung vom Verlauf der kaltzeitlichen Vegetationszonen die Sommertemperatur zur letzten Eiszeit nahe dem Polarkreis m a x i m a 1 5 bis 8 ° , in B r e i ­ ten um 5 0 ° 2 bis 4 ° niedriger gewesen sein kann als in der Gegenwart. Im Vergleich z u m ozeanischen Westen ist also die Temperaturdepression im Innern des Kontinentes w ä h r e n d des Sommers in den höheren Breiten 4 bis 5 ° (verglichen mit Mitteldeutschland), bei c a . 5 0 ° N 6 bis 8 ° (verglichen mit dem R a u m Laibach) geringer gewesen. Die Differenz z u m Breitenkreismittel in 5 0 ° beträgt 1 bis 2 ° . Wenn man das als Folge der verschieden großen Kontinentalität ansieht, so verlangt die Anwendung eben dieses K l i m a f a k t o r s aber nach der vorher zitierten klimatologischen Grunderfahrung auch, daß man die Depression von Winter- und Jahresmitteltemperatur als größer annimmt als im ozeanischen Westen oder im Breitenkreismittel. Die Wintertemperatur war in den periglazialen Bereichen Mitteldeutschlands um 1 6 ° , im R ä u m e um Laibach ca. 1 2 ° , im Breitenkreismittel um 1 0 bis 1 1 ° zurückgegangen. V e r ­ anschlagt man nun den Kontinentalitätseffekt für den Winter mit derselben Größenord­ nung temperatur-erniedrigend, mit der er Sommer erhöhend wirksam wurde, also mit 4 bis 5 bzw. 6 bis 8 ° , so wird m a n die Depression der Wintertemperatur im Gebiet um Turuchansk mit ( — 1 6 zuzüglich 4 bis 5 ° ) 2 0 bis 2 1 ° , im Bereich der B a r a b a - S t e p p e mit ( — 1 2 zuzüglich 6 bis 8 ° ) 1 8 bis 2 0 ° annehmen dürfen, abgeleitet von der Erniedrigung der Wintertemperaturen im ozeanischeren Mitteleuropa. Ausgehend von der Erniedrigung des Breitenkreismittels der Wintertemperatur für 5 0 ° N o r d ( 1 1 bis 1 2 ° nach F L O H N 1 9 5 3 ) , ergibt sich für das Gebiet der würmzeitlichen Laub-Mischwaldgrenze ein Rückgang der Wintertemperatur um ( 1 1 bis 1 2 ° zuzügl. Kontinentalitätseffekt von 1 bis 2 ° ) 1 2 bis 1 4 ° . D a Turuchansk heute schon ein minimales Monatsmittel von minus 2 8 ° hat, müßten zur Kaltzeit 4 8 bis 4 9 ° erreicht worden sein. Im Gebiet der B a r a b a - S t e p p e , wo heute im J a ­ nuarmittel 1 6 bis 1 7 ° unter N u l l gemessen werden, wären 3 5 bis 3 6 ° , bzw. wenigstens 2 9 ° (nach dem Breitenkreismittel errechnet) unter dem Gefrierpunkt anzunehmen. Bei den vorher abgeleiteten Julitemperaturren v o n 1 2 ° an der polaren B a u m g r e n z e und 1 6 bis 1 7 ° an der Laub-Mischwaldgrenze, ergeben sich somit Jahresamplituden von


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ungefähr 6 0 ° C um Turuchansk, sowie zwischen 45 und 5 6 ° C im Gebiet zwischen A k m o linsk und Semipalatinsk. E s resultieren also folgende thermischen Kennzeichen: Monatsmitteltemperatur Jahresamplitude des Hochsommerdes Hochwinter­ monats polare Waldgrenze +12° —48/49° ca. 60° C (untere Tunguska) Nordgrenze des Laubmischwaldes + 1 6 bis 17° —29 bzw. 35/36° 45/46 bzw. 52° C (Baraba-Steppe) Diese Werte ergeben sich notwendig aus der prämissenhaften Anwendung der These, daß die „klimatische Stabilität" eine Folge der kontinentale L a g e ist. Es läßt sich so aus dem Ergebnis der Ableitung die Berechtigung der Prämisse prüfen. Grundsätzlich muß man die Möglichkeit einräumen, daß im östlichen Westsibirien die kalkulierten T e m p e ­ raturamplituden aufgetreten sein können, da Jahresamplituden von 6 5 ° b z w . 5 5 ° heute in entsprechenden Breiten vorkommen. Aber sie finden sich gegenwärtig erst 30 bis 40 L ä n ­ gengrade weiter ostwärts; nahe dem Polarkreis erst im Lenabogen, in 5 0 ° Breite am oberen Tschilka, d. h. in unmittelbarer N ä h e der Räume größter thermischer Kontinen­ talität überhaupt. Es ist also festzustellen, daß nicht das gegenwärtige Ausmaß der K o n ­ tinentalität in West- und Mittelsibirien diesem Raum zur Stabilität der physiogeographi­ schen Bedingungen verholfen hat, daß d a z u vielmehr in i h m eine Verstärkung der konti­ nentalen Faktoren notwendig war. Diese Intensivierung der Kontinentalitätsfaktoren in Westsibirien muß mit großer Wahrscheinlichkeit als Ergebnis einer Westverlagerung der R ä u m e größter Kontinentalität im Vergleich zur aktuellen Anordnung angesehen werden, wie der U m s t a n d zeigt, daß die physiogeographische Veränderung im Ostteil Eurasiens wieder größer waren als im mittleren Teil. Bei Voraussetzung der regionalen Klimadifferenzierung der Gegenwart läßt sich nämlich schwerlich erklären, daß ostwärts des Werchojanischen Gebirgsbogens eine beträchtlich stärkere Eisakkumulation stattgefunden hat, da in der Gegenwart in erheblicher Ausdehnung in Ostsibirien sowohl die Niederschläge als auch die Schnee­ deckenhöhen noch geringer sind als weiter westlich. Erst i m unmittelbaren Einflußbereich des Bering-Meeres wachsen die genannten Elementewerte wieder an (vgl. Sowjetatlas S. 1 1 2 — 1 1 4 ) . U n d die Tatsache, daß die Südverschiebung der Grenzen von T u n d r a , N a d e l - und L a b w a l d z o n e im Gebiet größter Kontinentalität größer war als weiter west­ lich, steht im Widerspruch zu dem vorher prämissenhaff. angenommenen Prinzip, daß thermische Kontinentalität stabilisierend wirkt. Diese Hinweise führen u. E . notwendig zur Annahme einer räumlich verschiedenen Anordnung des Kontinentalitätsfaktors zur Eiszeit im Vergleich zu gegenwärtigen Bedin­ gungen, zu der Annahme einer Westverlagerung der Gebietes größter Kontinentalität. Diese kann grundsätzlich zwei Ursachenkomplexe haben: entweder eine Änderung der Land/Wasser-Verteilung oder eine solche des vorherrschenden Zirkulationsregimes. Der erstere w a r zweifellos wegen der Absenkung des Meeresspiegels und dem Aufbau der kontinentalen Eisschilde im westlichen Eurasien gegeben. D a ß er aber über den ganzen Doppelkontinent allein für sich die v o r a u f dargelegte tiefgreifende Wirkung ausübte, ist unwahrscheinlich. Erstens ist der Zuwachs der Landmasse im Westen E u r o p a s im Ver­ gleich zur Westverlagerung des Kontinentalitätsmaximums gering. U n d zweitens ist so bei Erhaltung vorwiegender Zonalzirkulation nicht die V e r l a g e r u n g des Gebietes größter Kontinentalität von Ost- nach Zentralsibirien zu verstehen. Dafür kann nur eine Ände­ rung der gegenwärtig über Eurasien herrschenden allgemeinen atmosphären Zirkulation eine befriedigende Erklärung liefern. So führt m. E . die konsequente Anwendung der Prämisse, daß die Stabilität der K l i m a ­ bedingungen in Mittel- und Westsibirien eine Folge der Kontinentalität dieses Raumes sei, zu der Folgerung, daß eine Änderung des gegenwärtigen meteorologischen Regimes wenigstens zusätzlich angenommen werden muß.


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W. Weischet II. E i n f l u ß d e r Z i r k u l a t i o n s ä n d e r u n g a u f d i e K o n s t a n z d e r thermischen Bedingungen

Vorstellungen über die Zirkulationsänderung sind unabhängig von den vorauf disku­ tierten Ergebnissen auf Grund der räumlichen Lage der großen Eisakkumulationen ent­ wickelt worden, und es erhebt sich die F r a g e , wie diese sich zu den angeführten Folgerun­ gen für West- und Mittelsibirien verhalten. F L O H N ( 1 9 5 2 ) hat an H a n d zirkumpolarer Höhenluftdruckkarten die aktuell anormale Zirkulation, die zu außergewöhnlich schneereichen und kalten Winterperioden in den Gebieten der ehemaligen pleistozänen Eisansammlungen führten, mit derjenigen des nor­ malen Winterablaufes verglichen. E r k o m m t zu dem Ergebnis, daß der Meteorologe in der Verteilung der pleistozänen Vergletscherungszentren „ein fossiles Abbild der Höhenströ­ mung und damit der mittleren troposphärischen Temperaturverteilung in der Eiszeit sehen kann". Die Aussage beruht auf der Tatsache, daß die aktuelle synoptische Situation schnee­ deckenreicher Ausnahmezeiten in charakteristischer A b w a n d l u n g der normalen Höhen­ druckverteilung dadurch gekennzeichnet ist, daß sich über den Gebieten der pleistozänen Vereisungszentren kräftige Tieftrucktröge des Zirkumpolarwirbels finden. D i e eiszeitliche Höhenströmung unterschied sich demnach von der gegenwärtigen dadurch, daß erstens die Höhentröge des Tiefdruckwirbels kräftiger ausgebuchtet und zweitens etwas nach Westen verschoben waren. (Vgl. auch A b b . 1 2 8 und die entsprechende Darstellung bei W O L D S T E D T 1 9 5 4 ) . Der das rezente K l i m a beherrschende T r o g über N o r d a m e r i k a war von der Ostküste über das Gebiet der H u d s o n - B a y und der Großen Seen gewandert, der gegenwärtig im Mittel über Westsibirien nur schwach angedeutete in kräftiger Form nach E u r o p a gerückt. Zwischen den beiden lag über dem Atlantik der entsprechende Höhenhochdruckkeil. Dadurch wurde die das rezente K l i m a des Westteiles Eurasiens beherr­ schende durchgehende Warmluftdrift der Westwindzone über dem Atlantik blockiert, die Luftmassen im statistischen Mittel auf der Westseite des Hochdruckkeils bis in subpolare Breiten geführt, von w o die Ausgleichsströmung E u r o p a als nördliche Kaltluftdrift auf der Ostseite des Hochdruckkeils erreichte. Als zentrale Bedingung für die Ausbildung einer Vereisung Westeurasiens wird also angesehen, daß dieser Teil des Kontinentes aus der Vorderseiten-Warmluftzufuhr in den Rückseiten-Kaltluftstrom gelangt, wie es z . B . die Abb. 7 bei F L O H N angibt. Diese Situation ist Teil einer erhöhten Meridionalzirkulation, des „ l o w zonal i n d e x - T y p " , wie W I L L E T T ( 1 9 5 0 ) ihn nennt. Als Stütze der Ableitung FLOHNS an H a n d der Großwetterlage im Dezember 1 9 5 0 kann übrigens gelten, daß 2 9 unabhängig ausgewählte Testfälle über die synoptischen Bedingungen einer Schneedeckenbildung im normalerweise schneefreien Westdeutschen Flachland ganz eindeutig zu dem Ergebnis führten, daß die episodisch ausnahmsweise An­ sammlung von Schnee in dem genannten Bereich eine Blockierung der Westdrift über dem Atlantik und E r s a t z durch eine meridionale Nordsteuerung zwischen einem Hochdruckkeil über dem östlichen Atlantik und einem Tiefdrucktrog über dem mittleren E u r o p a erfor­ derte ( W E I S C H E T

1948).

Über dem eurasiatischen Doppelkontingent wiederholt sich dann die mäanderförmige Druckanordnung, wie sie für den Bereich des Atlantiks und seiner angrenzenden Festlandgebiete referiert wurde. Die relativ große Vergletscherung des Ostsibirischen Raumes er­ gab sich im Bereich des dort auftretenden nächsten Höhentroges. Zwischen diesem und demjenigen über dem mittleren E u r o p a muß sich aus dynamisch-meteorologischen Grün­ den ein Hochdruckkeil einschalten, der gerade den R a u m größter Stabilität der Klima­ bedingungen im zentralen Teil Eurasiens beeinflußt. F L O H N ( 1 9 5 2 ) hat seine Folgen schon angedeutet, indem er als Nebenkonsequenz der eiszeitlich verstärkten Meridionalzirku­ lation die Notwendigkeit gesteigerter Warmluftzufuhr über dem Atlantik, dem Pazifik


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und in schwächerem Maße auch über dem hier in Frage stehenden Mittelsibirien heraus­ stellte. Um diese Notwendigkeit für den in Frage stehenden R a u m speziell zu überprüfen und zu untermauern, habe ich mir für die Wintermonate der J a h r e 1949 bis 1958 aus den Täglichen Wetterkarten des Deutschen Wetterdienstes und den zirkumpolaren Synoptic Weather Maps des U S - W e a t h e r Bureaus eine Übersicht über die in den betref­ fenden Monaten vorherrschenden Großwetterlagen und die mit ihnen im atlantischen Westen bzw. in Westsibirien verbundenen T e m p e r a t u r a n o m a l i e n verschafft. Aus dieser ergibt sich, daß bei längerer Erhaltung eines Höhentroges über der Mitte Europas regel­ haft einerseits im Bereich des T r o g e s zu kalte, schneereiche Winterperioden auftreten, während sich gleichzeitig in Westsibirien als F o l g e der Warmluftzufuhr aus Südwesten positive Temperaturanomalien einstellen. Als Bsispiele können außer der von F L O H N (1953) herangezogenen Dezemberlage 1950 kürzere Zeitabschnitte der Monate J a n u a r , Februar und N o v e m b e r 1952, des Januars und Februars 1955 sowie des Februars 1956 dienen. Außerdem sind in der nachstehenden T a b e l l e diejenigen Hochwintermonate zwi­ schen 1941 und 1952 aufgeführt, die an den Stationen Barnaul b z w . Swerdlowsk besonders große positive Temperaturanomalien aufwiesen (die freundliche Vermittlung der in Ver­ öffentlichungen nicht zugänglichen Werte verdanke ich F r a u Prof. E . RUBINSTEIN, Lenin­ grad). 1

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11/43 XII/43 1/44 1/46 11/46 1/49 11/49 XII/50 XII/51 1/52 Mittlere monatliche Temperaturanomalie 3,7° +3,4° + 7 , 7 ° +6,2° + 5 , 5 ° +8,7° +3,3° Barnaul +4,0° + 10° (16.-28.) +5°(16.-28.) 4,3° + 5 , 9 ° + 4 , 6 ° + 4 , 0 ° + 8 , 8 ° +5,6° +6,6° Swerdlowsk +2,3 + 7 ° (16.-28.) Zirkulationstyp zon. zon. merid. zon abl5.merid. Zahl der Schneedeckentage Frankfurt/M. 27 1 1 1 6 3 0 24 0 6 Temperaturanomalie —3,6 +2,3—0,4 +3,4—1,9 — 1 , 2 + 1 , 7 +0,3—2,4 +1,0—0,3(16.-30.) (20.-28.) Auf G r u n d der o. a. synoptischen Übersicht stellen sich die Anomalien im J a n u a r und Februar 1949 sowie im Dezember 1951 als F o l g e einer außergewöhnlich starken Zonal­ zirkulation heraus, bei der auch im atlantischen Westen zu hohe Wintertemperaturen und geringe Schneefälle auftraten, wie die angeführten Werte für Frankfurt/M. ( M O L L W O 1958) belegen. Sie scheiden aus der Betrachtung aus, da nur die Fälle zu kalter Winter im atlantischen Bereich interessieren. Der J a n u a r 1952 ist dadurch ausgezeichnet, daß sich in der 2. Monatshälfte eine Trogsteuerung über Mitteleuropa einstellte, die in Frankfurt ab 18. zu negativen Temperaturanomalien bis z u 1,3 G r a d im 6. Pentatenmittel und zu sechs Schneedeckentagen führte, während in Swerdlowsk auf der Ostseite des T r o g e s zwischen dem 16. und 28. eine im Durchschnitt 5,2 G r a d zu hohe Temperatur herrschte. Die Großwetterlage des Dezembers 1950 ist durch die Höhendruckverteilung in Abb. 7 bei FLOHN (1953) schon als T y p der Meridionalzirkulation bekannt. Die positive T e m p e ­ raturanomalie betrug in S w e r d l o w s k 5,6°, w ä h r e n d Frankfurt im gleichen M o n a t eine Negative von 2 , 4 ° bei der extrem langen Schneedeckendauer von 24 Tagen hatte. Ein ähnliches Beispiel dürfte der J a n u a r 1941 sein, wenn dafür auch das synoptische Material noch nicht zur Verfügung stand. Die außerdem angeführten Werte für kürzere Zeit­ abschnitte im J a n u a r und F e b r u a r 1946 sowie im Dezember 1943 fügen sich in das Bild gut ein. M a n findet so also durchaus die Regel bestätigt, daß die vorherrschende Meridio­ nalzirkulation im atlantischen Westen Eurasiens zu kalten und schneereichen Wintern


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führt, im mittleren Teil des Kontinentes zwischen U r a l und mittelsibirischem B e r g l a n d dagegen den umgekehrten Effekt, nämlich relativ milde Winter zur Folge hat. N i m m t m a n nun wie F L O H N ( 1 9 5 3 ) die Meridionalzirkulation als eine meteorologische V o r a u s ­ setzung zur Ausbildung der Vereisung, so ist mit ihr notwendig verbunden, daß in Westund Mittelsibirien die Klimaverschlechterung im Vergleich zu den im Westen und Osten angrenzenden Räumen des Doppelkontinentes relativ gering gewesen sein muß. Der V o r ­ derseiten-Warmlufteinfluß milderte die weltweite primäre und sekundäre eiszeitliche T e m ­ peraturerniedrigung, während im atlantischen Westen und in Ostsibirien die nördliche Luftzufuhr sich verstärkte. DadurcherscheintdieStabilitätderKlimabedingungenWestu n d M i t t e l s i b i r i e n s i n a n d e r e m L i c h t . S i e m u ß m. E . a l s Z i r k u ­ lation sb ed in gt derart angesehen werden, daß der Luftmas­ s e n t r a n s p o r t in d i e s e m R a u m im I n t e r g l a z i a l b e i verstärkter Z o n a 1z i r k u 1a t i o n s u b p o l a r e A k z e n t e , bei der im G l a z i a l v o r ­ herrschenden Meridionalzirkulation subtropische Akzente bekommt. Diese wirken der primären, zirkulationsunabhän­ gigen T e m p e r a t u r w e 11 e z w i s c h e n Interglazial und Glazial e n t g e g e n u n d s c h w ä c h e n i h r e A m p l i t u d e , d. h. f ü h r e n z u r e l a t i v konstanten thermischen Bedingungen.

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Quaternary Science Journal - Zum Problem der Stabilität der Klimabedingungen in Westsibirien wä...