SVERIGES GEOLOGISKA UNDERSÖKNING

SER. C. Avhandlingar och uppsatser. N:o 285.

ÅRSBOK 12 (1918): N:o 2

·DIE GLAZIALE ENTWICKLUNGSGESCHICHTE NORDWESTSKANDINAVIENS

VON

FREDRIK ENQUIST

MIT EINER TAFEL

1,1)0 kr.

SVERIGES GEOLOGISKA UNDERSÖKNI NG

SER . C. Avhandlingar och uppsatser. N:o 285.

ÅRSBOK 12 (1918): N:o 2

DIE GLAZIALE ENTWICKLUNGSGESCHICHTE NORDWESTSKANDINAVIENS

VON

F REDRIK E N Q U IST

STO CKHOLM 1918 KDNGL. BOKTRYCKERlET. P. A. NORS'rEDT &; SÖNER 182107

INHALTSVERZEICHNJS. Seite. I. Verltiiltnisse währen1l de1· grössten A.usbreituu g der letzteu Vereisuug. l. Ausbreitung und Mächtigkeit des Inlandeises . 1 2. Lage der Eissehoide und Bewegungsrichtungen des E ises . 23 U. Die S}}ätg·laziale Zeittleriode, l. E inleitung ...... 30 2. Die lokalen Gletscher ...... 38 a) In spätglazialer Zeit lokal vergletscherte Gebiete . 38 b) Vom Landeis bedeckte Gebiete, wo deshalb spätglaziale Lokalvergletscherun g fe blt . 42 3. Zusammenfassende Schlussätze. Die Verteilung der lokalen Gletscher und die Ausbreitung des Inla ndeises in Fetmo- skandia am Ende der spätgla:dalen Zeit ...... 78 4. Das Inlandeis im nordwestlichen Skandinavien in spätglazialer Zeit ...... 95 III. nie postg·laziale Zeit. l. Eiuleitung ...... !O l 2. Die sc hli essli cbe Abschrnelzung des Inlandeisej> . 105 3. Die Lokalvergletscherung der postglazialen Zeit 12 4 IV. Literatnrrm·zeiclmis 137 V. ErHi.uteruug zut· 'L'afe] 14 3

I. Verhältnisse während der grössten Aus­ breitung der letzten Vereisung.

l. Ausbreitung und ltlächtigkeit des Inlandeises.

Die Frage nach der Ausbreitung der letzten Vereisung uber das nördliche Skandinavien ist in verschiedener Weise beantwortet worden. Während sie nach J. GEIKIE [1894; 30] das ganze feste Land uberschreitete, lässt G. DE GEER [1896; 6] sehr bedeutende Gebiete frei. Auch in dem Kartenbild W. RAMSAYS [1898; 69] sind nicht unbedeutendc Kuststrecken eisfrei, und dieselbe Ausbreitung wird von N. V. UssrNG 1899 in »Danmarks geologi» angegeben (in den spät• eren Auflagen 1904 und 1913 [106] sind in dieser Hinsicht keine Veränderungen vorgenommen worden). Nachdem in­ dessen V. TANNER 1906 Beweise dafur geliefert hat, dass das Landeis in Ostfinnmarken und den angrenzenden Gegenden das ganze Landgebiet bis zum Meer bedeckte (»alles Land im nördliehen Teil von Fennoskandia ist während dieser Periode vom Landeis bedeckt gewesen» [101, S. 156]), änderten sich die Ansichten auch betreffs der westlieher gelegenen Ku sten­ partien. J. H. L . .VoGT hebt 1907 hervor: »zie mlich sicher war die ganze kontinentale Plattform von dem grossen Eis bedeckt, und die Grenze wurde wahrscheinlich dureh Hav­ eg,qen gebildet» [112, S. 11]. G. ANDERSSON und S. BIRGER sc hliessen sich ebenfalls dieser Anschauung an: >> - -- wir sind indessen der Ansicht, dass alle Wahrs<.;heinlichkeit dafur spricht, dass zur Zeit vor dem Maximum der grossen V er- 1- ts2to7. S. G U. Ser. C, N:o 285. 2 FR. ENQUIST. gletscherung Skandinavien, Finland und die Halbinsel Kola vonständig von Eis bedeckt waren; davon sind vielleicht ei­ nige N unatakkpartien in W ests kandinavien ausgenommen» [2, S. 127]. In seiner Zusammenstellung »Norges Kvartmrgeo­ logi» , erschienen im Jahre 1913, äussert K. O. BJ0RLYKKE, dass »während der letzten Eiszeit das Landeis, soweit wir bis jetzt wissen, unser ganzes Land bedeckt hat» und dass »die Grenze der Ausbreitung des Landeises fur das nördliche Norwegen - besonders nach V. TANNERS Untersuchungen in Finn­ marken- bis zur Kuste verlegt werden musse. lrgendwelche während der letzten Eiszeit eisfreie Strecken hat man auch hier im nörellichen Norwegen nicht nachweisen können- - » [3, S. 133]. In seiner letzten grossen Arbeit 1915 findet TANNEl~, die bisher gernachten Beobachtungen zeigen, »dass das Ackumulationsgebiet (fur das Landeis im nord westlichen Norwegen) dm·chaus nicht auf dem Lande, sondern unter dem Meere liege, möglicherweise erst am Rand der Konti­ nentalplattform»; er »kennt auch keine Beobachtung, die der Annahme bestimmt wiedersprechen wurde, dass Schliffspuren und Festlandsblöcke, die vom lnlandeis stammen, auch auf den äussersten Schären des Atlantik angetroffen werden kön• nem [104:, S. 132]. TANNER denkt sich die Sache so, dass das Landeis das ganze Ku stenland bedeckte, und als Schelfeis von ständig uber das breite Flachseegebiet reichte bis zu seiner Grenze gegen das Tiefmeer, der »Haveggem, wo es mit einer Eisbarriere endete, die tafelförrnige Eisberge kalbte, ähnlich denen in der Antarktis. Weiter sudlieb vor Helgeland teilt J. REKsTAD mit, »Lovundvmr und Aasvmr seien die äussersten Teile der Ku s te, wo Eisschliffe beobachtet seien», aber au f Grund von Blockflinden schliesst er doch, dass die Eisdecke sich uber Trmnen weiter ins Meer hinaus erstreckt habe [80, s. 51 ]. Es liegen jedoch in der Tat nur einige wenige Beobach­ tungen uber die Ausbreitung des Landeises in den am wei­ testen ins Meer vo rspringenden Teilen der nordwestlichen Kuste Norwegens vor. DIE GRÖSSTE AUSBREITUNG DER LETZTEN VEREISUNG. 3

Selbst habe ich hauptsächlich das Inland bereist, und von den äussersten Inseln habe ich Beobachtungen nur von Andö, der nördlichsten Insel in Vesteraalen. Hier fand ich zu meiner Öberraschung eine glaziale LandschaJt von einem for diese Koste vorher 1.nbekannten Typus, am ehesten vergleichbar demjenigen, den man im Randgebiet des Landeises im Snden beobachtet. Die tiefiiegenden Teile dieser bedeutenden Insel sind in grosser Ansstreckung von typisch ausgebildeter Boden-

Fig. l. Einschnitt der Bodenmoräne bei Danmannsk., Andö. moräne bedeckt, 1 welche in Einschnitten, die sich vorfanden, von grosser Mächtigkeit war (Fig. 1). Ich beobachtete auch mehrere sehr bedeutende Endmoränen von einem Aussehen und einer Lage, dass daraus klar hervor­ ging, dass sie von einem vom Festland ausgegangerien Inland­ eis herrl"lhren und ni ch t auf die lokale V ergletscherung zurock­ gefohrt werden können, die auf dieser wie auf den benach-

1 In einer Kiesgrube östlieb von Aanes war der Moräne geschichteter Sand untergelagert. ------

4 FR. ENQUIST. barten Inseln geherrscht hat. So liegen 3 km westlieb der IGrche von Björnskinn auf beiden Seiten der Landstrasse uber 10 m hohe Moränenanhänfungen, die durch eine Eis­ zunge orientiert sind, die von Sudost in die hier offene Pas­ sage zwischen den Felspartien vorgedrungen ist. Ein sehr schönes Moränengebiet traf ich au f der W estseite der Insel sudlieb und östlieb des Fischerdarfes Nordmjele. Es waren höchst hedentende ans dem gewaltigen Moorgebiet zu zehn oder mehr Meter aufsteigende Rucken: »Storhaugem (Fig. 2),

Fig. 2. Storhaugen, Andö.

))Steinvasraet», llSimmelskarhaugem, )JStorraetJJ, »Lauholem (Fig. 3) u. a. Zu diesem Endmoränengebiet gehören deut­ lich auch »Tuven), ,Kirkeraeb u. a. auf der topographischen Karte eing~zeichnete mehr östlieb gelegene Höhenri.icken. Ans dem Dverbergsmoor stachen ebenfalls an mehreren Stellen Moränenanhäufungen auf, die so gut wie vallständig von Torf bedeckt waren. Die mächtig ausgebildete Bodenmoräne wie diese bedeu- DIE GRÖSSTE AUSBREITUNG DElt LETZTEN VEREISU NG. 5

tende Endmoränenlandschaft zeigen, dass wir bier zum Acku­ mulationsgebiet des Inlandeises gelangt sind, welches also nicht ausschliesslich unter dem Meere liegt, wie T ANNEH an­ nahm. Ob erall sons t in dem nordnorwegischen Kfisten ge biet ist dagegen, wie von mehreren Forschern hervorgehoben wurde, die Moränenbedeckung äusserst dunn und zerschlis· sen, und oft babe ich gefunden, dass sie vol1st än di g fehlt, indem gewaltige Gebiete von dem beinahe vallständig kahl

F ig. 3. Lanholen, Andö.

oO'e fegten BeraO'rund~o .zebiu ldet werden - von bier hat das Inlandeis alles lose Material in grösster Ansstreckung weg­ gefuhrt und es ausserhalb der Kii ste abgelagert. Das Inlandeis hat sich also wenigstens bis zur W estseite der recht weit vom Festland gelegenen Andö erstreckt, was darauf deutet, dass es auch von den ubrigen Teilen der Kii s te se hr weits hi nausgedrungen ist. V on den Lofotinseln sind Obrigens Sporen des Landeises zu äusserst auf den Schären längs der Sodseite der Ostvaagö gefunden worden, 6 FR. ENQUIST. wo schon J. C. HöRBYE 1855 auf Henningsvmr ausserhalb der sudwestlichen Landzunge der Insel Schrammen von Sud­ osten auf einer nach Osten stark abfallenden Stossseite be­ obachtete: »Die Friktionsmassen sind bier in der Richtung vom Vestfjord gekomrnen und haben also kein Ilindernis auf ihrem mehrere Meilen langen Weg vom Festland nach Lofoten gehabt» [53, S. 26]. Später hat auch G. DE GEER von Osten stark abgeschliffene Rundböcker auf diesen Schären beobachtet, welche bei Henningsvmr prachtvoll von Osten nach W esten mit einer N eigung nach W estnord w est geschrammt waren [5, S. 200]. Weiter nach dem Vestfjord hin hat A. HELLAND Landeisschrammen auf einer Schäre zwischen Stora und Lilla Molla beobachtet [40, S. 88]. Im Norden hat. weiter · HöRBYE Schrammenbeobachtnngen nord­ östlieb von Langö und von dem lnselchen ausserhalb des Senjen [59]. Vermutlieb sind auch einige ostwestlieb gerich­ tete Sebraromen am Radselfjord auf das Inlandeis zuriickzu- fuhren. So hat sich also gezeigt, dass das Inlandeis uber den Vest- fjord wenigstens ebenso weit vom Festland hinausgedrungen ist wie oben bei Andö. Wie weit hinans uber das jetzige Flachseegebiet sich dieses erstreckt hat, ist naturlieb schwer mit Sicherheit festzustellen, aber wie ich später hervorheben werde, liegen Beobachtungen vor, die darauf deuten, dass die äusseren Lofotinseln ganz ausserhalb der Eisdecke ge­ legen haben. Es scheint mir deshalb wahrscheinlich zu sein, dass die grossen Andö-Moränen gerade die Ma.ximiausbreitung des lnlandeises bezeichnen.

Die Mächtigkeit des Inlandeises ist in den zentralen Par­ tien höchst bedeutend gewesen. An mehreren Orten sindin verschiedenen Teilen Skandinaviens Wanderblöcke aus frem­ den Bergarten gerade auf den höcbsten Spitzen oder nur unbedeutend unter denselben angetroffen worden. So hat A. HAMBERG im Sarekgebiet (höchster Gipfel Sarektjåkko 2091 m) solche in einer Höhe bis zu 1850 m u. M. ge- DIE GRÖSSTE AUSBREITUNG DER LETZTEN VEREISUNG . 7 funden [33, S. 173] und A. HoEL auf den Okstindern (höch• ster Gipfel Oksskolten 1912 m) auf 1800 m Höhe u. M. [4:2, S. 24]. Diese Ziffern geben indessen naturlieb nur Minimizifl'ern der Dicke des Eises, und beide diese Forscher sind der Meinung, dass die fraglichen Berggebiete v.·ährend der .Maximiausbreitung des Eises vollstä.ndig eisbedeckt ge­ wesen waren. Vom Torneträskgebiet im N orden "hat O. SJöGI~EN keine sicheren V ergletscherungsspuren gefunden, die hö her als ca. 1200 m sind [90, S. 497]. Ich fand indessen den auch von ihm bestiegenen Nissontjåkko - den höchsten Berg dieses Gebietes - bis zur höchsten Spitze (1 800 m) uberaus reich­ lich mit grösseren und kleineren Blöclren aus fremden Berg­ arten bestre ut, von d enen besonders rote Leptite (vom Ty pus des Kirunagebietes) und graue Syenite scharf von den dun­ keln in situ vom Frost gesprengten Blockmassen von Amphi­ bolit abstachen, die sonst die Abhänge bedeckten. Im vor­ liegenden Gebiet nahm ich auch auf dem westlieb gelegenen Vassiåive zahlreiche Schrammen auf 1400 m Höhe wahr.1 \V aren deshalb die höchsten östlichen Berge volistän• di g irn Eis b~graben, so ist dies j edoch mit allen den näher der Kuste oder auf den Inseln ausserhalb derselben gelegenen Bergen nieht der Fall gewesen. Zuerst will ich dies mittels eines theoretisehen Raisonne­ rn ents zu beweisen versuehen. Wie bekannt ist die Bewegung des Inlandeises von einer östlieb des Hoehgebirgsgebietes ge­ legenen Eisseheide ausgegangen, und das Eis ist von tiefem Lande nber und dureh das Hochgebirgsgebiet im Westen ge­ drungen. Dabei hat es die Gegenneigung der dureh das Gebirgsgebiet sich erstreckenden. Täler zu obenvinden gehabt. Nun ist nachgewiesen worden, dass die Gletscheroberfiäche eine stärkere Neigung haben muss als die Gegenneigung der

1 Au f den böcbsten Bergen des Kebnekaisemassives: Kebnekaise (2123 m), Kaskasatjåkko (2091 m), Tarfalatjåkko (1903 und 1825 m), Rullevara (1750 m) und Tuolpagorni (1700 m) babe ich dagegen, bei einem vielleicbt zu fliicbtigen N acbseben, keine Wanderblöcke finden können. 8 FR. ENQUIST.

Talsohle, wenn eine Eisbewegung gegen die Neigung einer Talsohle möglich sein soll. Die Oberfiächenneigung des In­ landeises zwischen der Eisscheide und der jetzigen Wasser­ scheide muss deshalb grösser Q'ewesen sein als die NeiO'UJ\0' u a a der darunter liegenden Talsohlen nach Osten. Vorausgesetzt., dass die Mächtigkeit des lnlandeises bei der Eisscheide der Höhe des Gebirgsgebietes im Westen entspricht, oder wenn die Mächtigkeit des Eises dort diese Dicke nicht allzusehr uber­ schritt, so mussen auf Grund des hedentenden Falles dieser Eisoberfläche nach W esten die höheren Berge an der K u s te und auf den Inseln ausserhalb der­ selben uber das Inlandeis hinaus­ geragt haben. So durften sich selbst während seiner Maximi­ ausbreitung eine hedentende Samrnlung N unatakken im \'Ves­ ten vorgefunden haben. Diese Annabme wird durcb mebrere Beobachtungen gestiHzt. So hat TH. VoGT nachgewiesen [114, S. 46], dass eine off en bar vom lnlandeis u n beruhrte prä• F ig. 4. Turmskulptur auf den Kvre nangs­ glaziale Denudationsfläcbe die tind erne. Nach Korska 'furistf. Aarbok oberen Partien der ärrsseren Lo­ 1916. fotinseln bildet. Da er auf die- ser auch vergeblich nach erratischen Blöcken suchte, wur­ de er zu der Annabme gefuhrt, dass das lnlandeis wahr­ scheinlich die Höben nicht erreicht habe, welche diese Fläcbe bier einnimmt (auf Röst zwischen 13~ und 267 m, auf V!Erö bis zu 456 m, auf Moskenesö zwischen 450 und 850 m). Wahrscheinlich ist indessen, wi e oben ange­ deutet wurde, dass das Inlandeis u berhau pt nie bis zu die­ sen Inseln gereicht hat. Selbst babe ich indessen die frag- DIE GRÖSSTE AUSBREITUNG DER LETZTEN VEREISUNG. 9 liche Denudationsfläche schön ausgebildet gefunden auf der vom Inlandeis erreichten Andö, ebenfalls ohne irgendeine Andeutung, dass sie hier von dem Landeis liberschritten worden sei, das die vorher erwähnten Moränen auf den tief liegenden Teilen dieser Insel abgelagert hat. Sichere Beweise f ur das Vorhandensein solcher Nuna­ takken zeigcn gewisse Berg­ spitzen an der Kii s te und au f den Inseln, indem diese eine Skulptur aufweisen, die Ber­ gen, welche weiter landein­ wärts liegen, fehlt, was nicht anders erklärt werden diirfte als dadurch, dass diese Gip­ fel (zum Unterschied von denjenigen des Inlandes) bei der Vergletscherung i'lber di e Eisdecke gereicht haben. Ge­ legentlich ti·agen närnlich die Kustenberge auf ihren höhe• ren Partien turmartige, ganz f re i stehende a usskul ptierte Klippenpartien, welche rni­ tunter von besonders hedeu­ tender Grösse sind. Oft ist die ganze obere Partie eines Berges au f diese weise turm- Fig o. Svolvmrgeita. Nach Norska 'furistf. Aarbok 1911. ähnlich auss kulptiert, wäh- rend seine unteren Partien ganz rnhig gewölbt sind. Fig. 4. zeigt schön die Bildung die3er Gipfelskulptur auf den Kv oo nangstinderne (70° n. Br.). Fig. 5 zeigt di e Bildung derselben auf einem Berg bei Svolvmr in Lofoten, in welcher Inselgruppe diese Gipfelform allgemein ve rtreten ist. Fig. 6 zeigt, wie die Gipfelpartien zweiet· Berge auf der weit draus­ sen im Meer gelegenen Insel Trmne n (66° 30' n. Br.), zum lO FR. ENQUIST.

Unterschied von den tieferen Teilen auf diese Weise aus­ skulptiert sind. Es durfte unzweifelhaft sein, dass solche Gipfelformen - welche nicht mit solchen verwechselt werden diirfen, die durch die Einwirkung lokaler Gletsch er gebildet werden und DIE GRÖSSTE AU SBREITUNG DER LETZTEN VEREISUNG. 11 sich leicht von diesen unterscheiden lassen - ausmodeliert wurden, während die Berge als Nunatakken iiber das Inland­ eis hinausragten. vV ährend dieses die niederen Teile der Berge schiitzte und sie wohl auch bis zu einem gewissen Grad abrundete, haben die in die freie Luft hinaufragenden Spitzen ungeschiHzt gelegen und sind den Angriffen der Atmosphärilien ausgesetzt gewesen und deshalb während sehr langer Zeiten von intensiver Frostwitterung beeinflusst war­ den. Charakteristisch fur diese ist gerade die Ansbildung solcher Tarmskulptur [52, S. 281 und Fi g. 6]. Unter einer Inlandeisdecke können solche Bergfo rmen nicht ansgebildet und auch nicht beibehalten werden. Dies scheint selbst­ verständlich zu sein, geht aber anch aus dem vallständigen Fehlen dieser Gipfelskulptur in den hochalpinen Teilen der weiter von der Kuste gelegenen Berge hervor, welche beweis­ lich vom Inlandeis hedeeld waren. Dieses V erhältnis schliesst auch aus, dass diese eigentrtmliche Ausskulptierung in post­ glazialer Zeit vor sich gegangen ist. Auch während der relativ kurzen Abschmelzungszeit d llrften diese oO'CW altio o·en Verwitterungserscheinungen nicht zur A nsbildung gelangt sein. Kennt man die Höhenlage dieser V orkommnisse, so erhält man also die Maximiwerte der Dicke des Inlandeises in ver­ schiedenen Teilen des fraglichen Gebietes. Durch eine Unter­ suchung der grössten Höhenlage der Wanderblöcke und der geschrammten oder sonst vom Inlandeis beeinfiussten Partien auf denselben oder anderen Bergen können entsprechende Minimiwerte erhalten werden. Auf diese Weise dörfte man durch eine systematische Untersuchung annäherungsweise die Dicke des Inlandeises in verschiedenen Teilen der Kn stzone bestimmen können. Eine solche Bestirnmung wird in bohem Grade von dem Umstand erleichtert, dass man eine recht gleichartige Neigung des Inlandeises voraussetzen kann. Der am weitesten landeinwärts gelegene Berg, an dem ich diese Tarmskulptur beobachtet babe, ist der an der Grenze zwischen dem Amt Nordland und Tromsö gelegene 12 FR. ENQUIST.

1458 m hohe Rivtind (Fig. 7). Die bei diesem Berg ge­ legenen Melkefjeldet (1390 m) und Snetind (1387 m) zei­ gen dagegen fl ache Gipfel von dem gewöhnlichen Inlands­ typas. Das deutet darauf, dass sie vom Inlandeis bedeckt gelegen, welche Annahme dadurch gcstD.tzt wird, dass der sudlieb von Rombakshotu und m der Gebirgskette analog

Verf. phot. 27. Juli 1912. Fig 7. Rivtind. mit den obengenannten Bergen gelegene Sildviktind (1357 m) auf sein em Gipfel wohl erhaltene Schrammen zeigt [89, S. l 06]. Die Mächtigkeit des I nlandeises w ä re al so hi er bis etwa 1400 m gegangen. Schön ausgebildet habe ich die fragliche Gipfelform wahrgenommen, scharf abweichend von den nie~eren Teilen des Berges auf den Börvastinderna I, 1 Diese Spitzen sind auch von A. G. HöGBOM wahrgenommen worden, der sie ebenfalls als Nuuatakken deutet, die dUl·ch Frostwitterung skulptiert wlll·den, obwohl erst »beim Riickzug des Landeises» [öl, S. 93]. DIE GRÖSSTE AUSBREITUNG DER LETZTEN VEREISUNG. 13 sudlieb vom Saltenfjord (Gipfelböhen ca. 1000 m; Sebram­ men sind im Aaselidalen auf 650 m Höbe beobacbtet wor­ den) und auf einer Anzahl der näher an der Kuste gelege­ nen Berge zwiscben diesem Fjord und dem Sagfjord im Norden, so beispielsweise auf den zu beiden Seiten der Mondung des Fold en~jords gelegenen Strandaatinderne (Gipfelhöhen: 712, 815, 862 m; s. Fig. 8) 1 und Kraaktind (1048 m). Auf dieser Ku stenstreeke war die Mächtigkeit des Eises offen­ har relativ unbedeutend.

Fig. 8. Strandaatinderne. Nach FoRBEs.

Draussen bei Lofoten war die Mächtigkeit des Eises nator­ lieb geringer; A . HELLAND hat dort moutonnierte Flächen auf dem Skroven 213 m und Digermulen 388 m wahrge­ nommen; »die gerundeten Formen hören auf, sobald man einige hundert Meter hinaufkommt», weswegen »die Annabmc nicht fern zu sein scheint, dass die allgemeine V ereisung 1m Vestfjorden 3 bis 400 m hinaufgereicht hat» [40, S.

1 S. auch die Photographien in Norska Turistf. Aarb. 1913, S. 1-32. 14 FR. ENQUIST. 86 u. 89]. Auch H. REuscn hebt hervor, dass · )) niedrigere Bergsspitzen in Lofoten und Lyngen, wie man deutlich sieht - - nicht vom Inlandeis uberschwemmt waren (es sei denn vielleicht in einer ziemlich weit in der Vorzeit zuruckliegen­ den Eiszeit); als In sel n ragten sie u ber das umgebende Gletscher­ meer empor. Sie weisen als Folge davon in ihren höheren Teilen andere Formen auf (Alpenformen) als .unsere im all­ gemeinen gerundeten und mit Schliffzeichen versehenen Berge und ziehen mit ihren kuhnen und malerischen Konturen den Blick mehr an als diese )) [82, S. 159]. Vom Kustengebiet weiter sudlieb meJdet J. REKSTAD: ))So­ \veit wir jetzt die V erhältnisse in N ordland kennen, hat das Eis von Osten während der Eiszeit die hohe Bergpartie zwischen Ranen- und Saltenfjord, auf der der Svartis liegt, nicht uberschritten. Die Eismassen sind bier·in ihrer Bewegnng abgelenkt worden, gegen Norden in das Bassin des Salten­ fjords, gegen Si.iden in dasjenige des Ranenfjords» [80, S. 53]. Eine solche Ablenkung gegen Suden zum Ranenfjord hat indessen beim Svartismassiv nicht stattgefunden, sondern das Inlandeis hat bier eine nordwestliche Bewegungsrichtung ein­ geschlagen. Eine >Turmskulptur)) habe ich in den Teilen des Massives, die ich gesehen habe, nicht beobachtet, und nichts in R. MARSTRANDEns schönen Photograpbien seiner gegen 1600 m hohen Spitzen [58] deutet darauf, dass dieses auch heute so ausserordentlich stark vereiste Gebiet uber die Inlandeisdecke gereicht hat. 1 Auch die gerade sud­ westlieb vom Svartis gelegenen Kj erringviktinderne (1144 m), Högtuva (1291 m) und Snefjeldet (1182 m), die ich bes ucht babe, zeigen nicht die geringste Nunatakkskulptur. Das Inlandeis ist offenbar um das Svartismassiv höchst bedeutend viel mächtiger gewesen als uber der weiter nörellichen Kusten­ strecke. - Östlieb vom Svartis babe ich Schrammen auf den höchsten Teilen des Örtfjeldets wahrgenommen (auf dem Kamm 2,2 km westlieb von der Spitze 1442 m und beim

1 Dagegen diirften die westlieb und nordwestlieb vom Svartis ge legenen boben Ktistenberge iiber die Eisdeeke geragt haben. DIE GRÖSSTE AUSBREITUNG DER LETZTEN VEREfSUNG. 15

Steinhaufen 1284 m), wie auch auf der Spitze 1300 m beim Steintoppen. Sudlich vom Ranenfjord trägt der Höhenkamm der Lukt­ tinderna gleich nördlich von Spitze 1327 m deutliche Schram­ men. G. HoLMSEN hat weiter gefunden, dass die bis zu 1660 m hohen Börgefjelden ganz von Eis bedeckt waren [44, S. 21]; selbst habe ich Sebraromen au f dem Golverfjeldet (1364 m), wie auf dem Gipfel des westlieb gelegenen Kap­ fjeldets (1173 m) wahrgenommen. Vorher babe ich die Verhältnisse auf den Okstinderna beruhrt, wo HoEL Grund zur Annahme gefunden hat, dass das »Eis während seiner grässten Ausbreitung» sogar uber die höchsten Gipfel gereicht hat, also uber 1900 m. Doch hat HoEL auf recht niedrig gelegenen Pu!lkten (1300 m, 900 m und 850 m) aufragende kleine Felsen (»smaaknauser») gefunden, l!ber welche kein Eis gegangen sein kann. Er nimmt deshalb an, dass diese älter als die letzte, ja sogar als die letzten Vereisungen seien (a. a. 0., S. 24-5). Diese Vereisung (oder Ver­ eisungen) hätten also hier nach ihm eine erstaunlich unbedeutende Mächtigkeit aufgewiesen. Die fragli ch en ver­ witterten Bergpartien sind indessen ganz unbedeutend (s. den Geologhammer auf Fig. 2, Tafel IV in HoELS Arbeit!) und durchans nicht mit den mächtigen Verwitterungsbildungen zu vergleichen, die ich oben erwähnt habe. HoLMSEN hat später gefunden, dass solche scharf aufragenden Schieferschol­ len (von einer Grösse von ein paar Metern bis zu 6-8 m) in gewissen Teilen der niederen Berge sudlieb von den Oks­ tinderna ganz gewöhnlich sind (a. a. O., S. 24), und er ist der Ansicht, dass sie (wie auch die von HoEL beschriebenen) die Grösse der Erosion angeben, nachdem das Eis sich schliess­ lieb von den Gebieten zuriickgezogen hat, wo sie sich finden. Dieser Auffassung schliesse ich mich an. Sofern meine Beobachtungen gentigend sind, so zeigen die sudlieb vom Polzirkel auf dem Festland gelegenen Spitzen auch an der Kuste niemals die erwähnte Turrnskulptur, was darauf zu deuten scheint, dass sie vallständig vom Inlandeis 16 FR. ENQUIST.

bedeckt waren. Dieses war deutlich vom Svartismassiv aus nach So.den hedentend mächtiger als in den weiter nach N orden gelegen en Teilen der Kuste. Dies wiederum deutet darauf, dass das Inlandeis hier hedentend weiter uber das Flachseegebiet im Westen gereicht hat, als dies im Norden der Fall war, 1 was ich auch auf der kleinen Ubersichtskarte, Fig. 34 angedeutet habe. Die sehr hedentende Anhäufung des Eises u ber diescrn letzteren Teil der K Ostenstreeke ist offenbar durch den Leeschutz vor den vorherrschenden Nord­ westwinden verursacht worden, den die bier ungewöhnlich hohen und dicht liegenden Kustenberge den Schneenieder­ schlägen gewährt haben. Besonders hat dabei das nahe der Kuste gelegene hohe und kompakte Svartisrnassiv eingewirkt.

Im vorhergehenden babe ich die Frage nach der Ansbrei­ tung und Mächtigkeit des Inlandeises im nordwestlichen Skandinavien während der grössten Ausbreitung der letzten Vergletscherung auf Grund der bisher gernachten Unter­ suchungen behandelt. Naturlieb ist diese Deutung etwas unsicher, da fur diese Frage wichtige Teile des Gebietes noch wenig oder gar nicht untersucht sind; meine eigenen Feld­ untersuchungen sind auch in der Hauptsache auf andere Fragen gerichtet gewesen. Der bedeutungsvollste Beitrag ist die unzweifelhafte Fest­ stellung einer sehr hedentenden Sarnmlung von N unatakken im nord'i,·estlichsten Teil des Randgebietes des Inlandeises. Das V orkoromen solcher N unatakken in diesern Ge biet ist schon längst von skandinavischen Botanikern aus pfianzen­ geographischen Grunden angenommen worden [4:, 86, 110, 38, 19, 105]. Die heutige Ausbreitung einer nicht unbedeutenden Anzahl Pftanzen in den Gebieten des nörellichen Skandina­ vien schliesst närnlich nach diesen ans, dass di e fraglichen Pfianzen nach der Abschmelzung des InlandeiRes aus von

1 Noch so weit draussen im Mecr, wie bei den Trren-Inseln scheint 'das Iulandeis eine Mächtigkeit von gegen 300 m gehabt zu haben, wie aus Fig. 6 hervorgeht. DIE GRÖSSTE AUSBREITUNG DER LETZTEN VEREISUNG. 17 dieser nie h t beru hrten Gebieten im Suden o der Osten haben einwandern können; sie mussen auf geeigneten Plätzen die letzte Vereisung irgendwo im nordwestlichen Kustengebiet uberlebt haben. l Das Vorkommen solcher N unatakken ist in dessen au ch be­ zweifelt worden. }, Oh es auf den Lofotengebirgen während dieser Zeit N unatakken gab, ist ungewiss» äussert T ANN ER in seiner Diskussion dieser Frage [104, S. 135] und hebt bervor - nach meiner Ansicht mit Recht - dass die von TH. C. E. Fums als Grund fur die Eisfreiheit angeful1rte kräftige Ansbildung von Gletschernischen und im Zusammenhang mit diesen stehenden steilen »tinder» dort keine Eisfreiheit zu beweisen braucht, da sie ebensogut wie die grosse An­ zahl nachweislich einmal in Eis gehullten Nischen im Inland aus der Anfangsperiade der Vergletscherung stammen kön• nen. Ich schliesse denn auch nicht aus den durch Lokal­ vergletscherung ausgebildeten Bergformen, sondem aus Ver­ witterungserscheinungen, die unabhängig von dieser sind, au f das Vorkornmen von N unatakken. Auch wenn ich also annehme, dass die von den Botani­ kern angenommenen N unatakken yorhanden gewesen sind, so scheint es mir doch wenig glaublich, dass eine höhere Flora das harte Klima auf den doch hedentenden Höhen dieser N unatakken hätte nberleben können. 2 Die Vergletscherungs­ grenze lag während des Maximums der Vergletscherung sehr tief unter ihrer gegenwärtigen Lage, was zur Folge hatte, dass die Klimaverhältnisse au f diesen N unatakken viel härter

1 Auch filr das sildliche Norwegen fordern die Pflanzengeographen eis­ freies Land, welches von N. WILLE an die äussere Kustenstreeke des Nord­ fjords verlegt wird [110, S. 337]. Dies scheint mir sehr annehmbar zu sein aus dem Grund, weil das Landeis auch bier von geringer Mächtigkeit ge­ wesen sein muss, was aus der ausgeprägten Nnnatakkskulptur hervorgeht, die die l(ilstenberge in Nordfjord und Romsdal aufweisen (s. z. B. die Photo­ graphien in Norske Turistf. Aarb. 1913, S. 110-137). 2 Vgl. damit A. G. HöGBOMs Äusserung: »Dagegcn ist es wohl nicht aus­ geschlossen, dass Nunatakken iiber die westlichen Randgebiete aufgeragt ha­ ben. Ob aber die Pflanzen- und Tiergeographen damit befriedigt werden können, ist eine andere Frage» [51, S. 131 J. 2-182107. S. G. U. Se.·. C. N:o 285. 18 FR. ENQUIST. waren als die, die Jetzt auf denselben Bergen herrschen. Das damalige Klima auf diesen Bergen lässt sich am ehesten mit dem vergleichen, das auf den allerhöchsten Teilen der heute hoch uber die Vergletscherungsgrenze reichenden Gipfel herrscht, was mi r wie gesagt die .lVlöglichkeit irgend welchen höheren Wachstums auszuschliessen scheint. Indessen finden sich mehrere Umstände, die fur das Vor­ kommen von auch tief gelegP-nem eisfreien Land in diesen Gegenden sprechen und das ausse1·lwlb dem Rande des Inlandeist>s. Im Zusammenhang mit der Frage nach der Ausbreitung des Inlandeises beriihrte ich die Mögliehkeit, dass dieses nie bis zu den äusseren Inseln in Lofoten, welche teilweise nur sehr unbedeutend uber die heutige Meeresoberfläche rcichen, gegangen sei. Auf den niederen, st.ark vervvitterten Inseln bei Röst hat TH. VoGT auch vergebens nach Spuren des Inlandeises geforscht [114]. Besonders wichtig fur das vorliegende Problem ist indessen die Fr~:~ge nach der Höhenlage der Meeresoberftäche wäh• rend der V ereisung. Die bedeutende Ansammlung von Gletschernischen unter der )leeresflllche, die an dieser Kuste vo1·kommen, zeigt, dass die marine Grenze in einer fruheren Periode der Quartärzeit nicht dieselbe war 'vie heute, sondern dass sie bedeutend tiejeT gelegen hat. Die Gletseher, wdche diese Nischen ver­ ursacht haben, mussen uber der Meeresoberfläche gelegen gewesen sein; die mechanischen Prozesse, die sol ch e Land­ formen ausbilden, können nicht unter derselben vor sich ge­ gangen sein. Am zahlreichsten und schönsten ausgebildet sind diese ve!'sunkenen Nischen auf den äusseren Lofoteninseln, wie aus den topographischen Kartenblättern und ans den ein­ gehenden Schilderungen, die TH. VoGT von diesen Jnseln gegeben hat, schön hervorgehen. Die Figuren 9 und 10 zeigen, wie nur die höheren Partien der typische Hochalpen- F ig. ~ - Dctail aus den Blättern Moskenesöcn und LofotDddcn der norw. topographi· sch en Karte. Masstab 1: 200,000. 20 FR. ENQUIST. skulptur zeigenden Moskenesinsel heute iiber die Wasserfläche reichten. Auch längs der FestlanJskiiste kommen diese versunkenen .Nischentäler vor, und REKSTAD hebt ihre oft hedentende Tiefe u n ter der W asserfläche hervor [78, S. 34-36; 80, S. 42], wie auch dass sie sich unter einer Periode gebildet haben miissen, da das Land höher lag als heute.

Fig. 10. Kirkefjordcn, Moskenesöen. Nach TH. VoGT [114].

Di e Zeit fur die Ansbildung der versunkenen Gletscller­ nischcn karm recht gut bcgrenzt werden. Während des Maximums der Eiszeit kann die Mehrzahl nicht ausgebildet worden sein, da die Kiiste zur Hauptsache vom Landeis be­ deckt war. N u r die äussersten der Lofotinseln können w äh• rend dieses Zeitranrns frei ausgebildete lokale Gletscher ge­ tragcn haben. 1 Wie REKSTAD bemerkt [78, S. 34], sind ver-

1 Beim Rand gebiet des Landeises reichten, wie fruher hervm·gehoben wurde, die Lofotgebirge iibcr die Eisobcrfläche. Da sic auch höchst be­ deutend iiber die Vergletscheruugsgrenze der Eiszeit rcichten, fällten sie sebr bedeutende Mengen Schneeiiberschusses aus und bildeten deshalb un­ abhängig von dem vom Festland ausgehenden lnlandeis das Zcntrum fiir DIE GRÖSSTE AUSBREITUNG DER LETZTEN VEREISUNG. 21 sunkene Gletschernischen an der Festlandknste vom Landeis geschrammt. Diese Beobachtung schliesst die Möglichkeit ans, dass sie in spät- oder postglazialer Zeit sich ausbildeten, während welchen ZeitraUJnes die marine Grenze an dieser Koste ubrigens wohl höher, aber ni cht niedriger als heute lag. Wie ich im falgenden zeigen werde, sind i'lberdies ge­ wisse Partien der Ki'l ste, wo versunkene Ni..;chen vorkommen, irgend einer lokalen V ergletscherung ausgesetzt gewesen, nachdem die Inlandeisdecke sich zuri'lckgezogen hat. Die Nischen mUssen deshalb vo1 · der voll en Ansbildung des Land­ eises ausskulptiert warden sein. 1

Vergletscherungen lokalen Typus. Mit dem Landeis sind jedoch die nie­ deren Part en des E ises, das vom Lofotgebirge gebildet wurde, wenig­ stens auf der Festlandscite der Inseln zu sam mengesch molzen. Irgend welche Untersuchungen, um di ese kompli­ zierten Verbättnisse klarzulegen, sind jedoch ni~:ht augestelit worden. - Was die äussersten der Lofotinseln ·~ betrifft, so nimrnt man wahr, dass die Nischenbildung auf denselben hedentend weiter gegangen und also vo n ))altertlimlicherem» Typus ist J als die iibrigen östlicher gelegenen. Dies zeigt, dass sie während hedeu­ tend längeren Zeiten der Einwir­ knng lukaler Gletscher ausgesetzt . waren was wiederum die Anna h me F1g. 11. Detail aus den Blättern Lof0todden und st.iitzt,' dass sie unberlihrt vom Lan- Röst der norw. topographischcn Karte. Masstab deis gelegen, wie auch, dass diese 1:200,000. jetzt versunkcnen Nischen sich wäh- rend der ganzen Zeit vo r dem Maximum der Vorgletscherung iiber der Mceresfläche berunden haben. Die grossen lokalen Gletscher auf diesen Inseln waren deshalb wahrscheinlich Äquiv alente zum Inl:mdeis, weshalb hier eine Möglichkeit vo rliegt, fUr dieses Gebiet die Depression der Ver­ gletscberuugsgrenze währeud der Eiszcit zu bestirnmen. Von grussem Iuteresse ist, dass man von diesen Inseln konstatieren kann, dass die vorherrschende Windrichtung wäbrend der E iszeit nordwestlieb ge­ wesen ist, oder dieselbe, die iiber dem total vergtetscherten Festland gc­ herrscbt hat [15, S. 36 und Tafet II],. weil ihre grössten Gletscher auf der Slidostseite der höchsten Partien der Inseln ansgebitdet gewesen waren (s. Fig. 9 und 11). 1 Die Eiszeitvergletscherung wurde also mit einer Höhenlage der Ver- 22 FR. ENQUIST.

Die zahlreichen versunkencn Nischen an der Kuste zeigen also, dass die marine G1·enze tief unter ihrer gegenwärtigen Lage während des bctreffenden Zeit ra u mes gelegen war, der anch, wie ans der hedentenden Grösse dieser Nischen hervor­ geht, von sehr hedentender Länge gewesen sein Jnuss. Nach fortgesetzte m Sin k en der V ergletschernngsgrenze sch melzen aber schliesslich diese lokalen Gletscher mit dem wachsenden Landeis zu sam men. Da dieses au f . eine ganz andere \\' eise vom Stand der Meeresfläche unabhängig ist als die Lokal­ vergletscherung, fällt in dem von diesem hedeelden Gebiet die Möglichkeit fort, mittels dieser )1ethode die Höhenlage der marinen Grenze zu benrteilen. Nichts spricht indessen dafur, dass eine Hebung während des Maximums der Ver­ gletscherung eingetreten ist, sondern Jiese traf wahrschein­ lich erst am Ende der Eiszcit und .irn Zusa.mmenhang mit dem schliesslichen Abschmelzen des Landeises ein. (Vgl. 14: och 15, S. 101). Die Grösse dieser Senkung der marinen Grenze, die die Ansbildung der jetzt ver::mnkenen Nisehen errnöglichte, kann wohl noch nicht mit Sicherheit angegehen werden, aber sicherlieb sind dem Landgebiet ganz beträchtliche Zu­ schusse zngefuhrt worden. Schon eine Senkung von nur ei­ nigen zehn )t etern w u rde nämlieh in grosser A usstreckung die jetzt zum grössten Teil uberschwemmte flache sog. »Strandebene» uber den .Meeresspiegel heben. i\'li e scheint wahrscheinlich, dass die K ustenlinie während der bewussten P eriode der Eiszeit bis zur »Haveggen» gegangen ist. Auf der Kustenstreeke ausseehalb der Lufot- und Vesteraal­ Inseln, wo auch beim heutigen Sta11d der Meerestlii che niedrig gelegenes eisfreies Land existieeen wurde, kann ich rnir gute l\löglichkeiten fur eine Existenz arktische Ptlanzen während der Eiszeit denken. Sie hätten dort u n ter Verhllltnissen, die

gletscherungsgrenze eingeleitet, die berlentend nnter der heutigen, aber doch nicht so tief lag, dass totale Vereisung zu stande kam. Ans dieser sicher sehr lang währenden Zeit stammt anch die bedente11de Zabl jetzt eisfreier Nischen, die liberall im Hochgebirgsgebict vorkommen. DIE GRÖSSTE AUSBREITUNG DER LETZTEN VEREISUNG. 23 denjenigen gleichen, welche jetzt z. B. an den Kusten des närdlichen Grönland herrschen, die grosse Vereisung ober­ lebt.

2. Lage der Eissclteide und Bewegungsdchtungeu des Eises.

Wir mussen voraussetzen, dass das grosse I nlandeis zu Beginn der Eiszeit in den Hochgebirgen entstanden und ur­ sprunglich auch von ihnen ausgegangen ist. Rundhäckera und Schrammen ans dieser Zeit sind naturlicherweise nicht erhalten, aber Blöcke aus Bergarten des Hochgebirges sind in Moränen abgelagert auf dem Urberggebiet östiich der­ selben gefunden worden, was beweist, dass eine solchc Eis­ bewegungsrichtung einmal vorhanden gewesen war (s. dartiber TANNEit 104:, S. 16 und 133). Während des V erlaufs der V ergletscherung veränderten sich indessen die Verhältnisse, indem der Hauptteil der Schneeniederschlitge sich nun nicht mehr im Huchgebirgs­ gebiet ansammelte, sondern östlieb davon ilber relativ tiefem Lande. 1 Dort bildete sich die mächtigste Partie des Inland­ eises, die Eisscheide, aus, und von dieser ging nun die Eis­ beweguno- aus. Gegen Westen drang so das Eis uber und durch die Bergkette hinaus gegen den A tlantischen Ozean. Den Beweis fur die dortige Ausbildung der Eisscheide und fur diese Eisbewegung gegen Westen während der grössten Ausbreitung des Inlandeises liefern ebenfalls \Vanderblöcke, indem zahlreiche Blöcke aus Urbergarten vom Terrain östlich der Bergkette in dieser und bis hinaus zur Kuste, soweit das Eis reichte, zerstreut liegen. 2 (Was die Blockfunde in

1 Die Ursachen dieses ganz naturlichen Entwicklungsganges der Ver­ eisun~ babe ich in meiner Abbandlung •Der Einfluss des Windes auf die Verteilung der Gletscher» [tö] nachgewiescn. · 2 Eigentiimlich ist intiessen, dass erratische Blöcke aus Urbergarten in grösseren Höhen iiber Meer als bis zu der spätquartären marinen Grenze nach K. PETTERSEN in den äussersten Teilen gcwisser Gebtete im Amt Tromsö nicht vorkomrncn. Dies soll nach G. DE GEER [5, S. 195] und V. TANNER [104, S. 134] darauf beruhen, dass die Eisscheide westlic/t vom 24 FR. ENQUIST. diesem Ge biet betrifft s. 104:, S. 12-54; 79, S. 9; 80, S. 51-57; 74:, s. 16.) Die A uffass ung, zu der ich in dieser Frage gelangt bin, lautet dahin, dass die Eisscheide, schon als die Lokalver­ gletscherung nach Beginn der Eiszeit aufhörte und von einer totalen Vereisung abgelöst wurde, nach Osten im Ver­ hältnis zum Höhenkamm des Berggebietes versehoben wurde. W elchen Abstand vo n diesem die Eisscheide während der verschiedenen Perioden der Eiszeit eingenommen hat, ist sch w er, näher festzustellen, aber alles spricht fur diesen Ent­ wicklungsgang: je rn ehr sich das Landeis mwh Osten und Suden ausbreitete, desto mehr entfernte sich die Eisscheidc vom Höhenkamrn. Der längste Abstand durfte deswegen zur Zeit der .Maxirniausbreitung des Landeises erreicht wor­ den sein. Wo die Eisscheide sich damals befand, kann mit Hulfe der westwärts gewanderten Blöcke noch nicht bestimmt wet·den, da die Ursprungsgebiete derselben allzu unvollstiln­ dig bekannt sind, aber di e Annahme J. J. SEDERHOLMS, dass sie »vielleicht ungefähr gerade uber dem Bottnischen .Meer­ busem lag [85, S. 52] scheint mir aus mehreren Grunden sehr glaublich zu sein. Teils durfte sie sich bedeutend öst• licher befunden hahen als beim Aufhören der Eiszeit, da ihre derri Gebirge nähere Lage mit ziemlich grossel Sicher­ heit festgestelit werden kann, teils muss nach der Theorie von der Abhängigkeit der Niveauveränderungen vo n der Eis­ belastung die grösste Niederpressung des Landes dort statt­ gefunden haben, wo sich die grösste Eismasse anhäufte, d. h.

Urbergsgebiet und also iiber der Gebirgskette während der ganzen Zeit der grössten Ausbreitung des Iulandeises in diesen närdlichen Gegenden Simodi­ naviens gelegen babe und dass sie erst in einem Riickzugsstadium iiber das Tiefland im Siidosten versehoben worde n sei. Wabrscheinlich scheint mir do ch die Ursache des obenerwäbnten Verhältnisses darin zu li egen, dass das Eis vom Inland auch während des Maximums der Vergletscherung iiber die­ ses Gebiet nicbt vollständig hiniiberzudringen ve rmocbte, sondern nach Siid­ westen (bzw. Nordosten) durch eine selbständigere iiber dem Senjon und den angrenzenden Inseln ausgebildete totale Vergletscherung gedrängt wurde. Gewisse Scbrammenheobarhtungen scheinen mir darauf denten zu können. lodessen sind die Verhältnisse im Amt Tromsö nocb so wenig bekannt, dass mit Sicherbei t nichts dartiber gesagt werden kann. DIE GRÖSSTE AUSRREI'l'UNG DER LETZTEN VEREISUNG. 25 unter der Eisscheide, und die Untersuchungen haben gezeigt, dass gerade uber dem Zentrum des Bottnischen Meeres die grösste Landsenkung stattgefunden hat (Fig. 12). Das Karten­ bild mit ein er relativ westlieb gelegenen Eisscheide, das all- gemein uber das lnlandeis bei seiner gräss•t en Ausbreitung

tOo / Nacnei'szeitliche ---- / Lilndhebung . ___...- s• ...... / Endmoränen .. .· .. •" Letzle Ei.ssch eide

Fig. 12. Isobasenkarte der spätquartären Landhebung. Nach A. G. HöGBOM [M]. gegeben wird, durfte deshalb irrefuhrend sein. Eine Eis­ scheide uber dem Bottnischen Meer zur Zeit der maximalen Ausbreitung des Landeises wird auch eine weit zentralere und nach meiner Meinung naturlichere Lage einnehm en, als die vorher allgemein angenommene in unmittelbarer Nähe 26 FR. ENQUIST. des Hochgebirges. 1 Diese letztere fällt, wie ich im folgenden zeigen werde, was die Zeit betrifft, mit demjenigen Stadium des Eisröckzuges zusammen, das durch den Moränenstrich Raerna - Mittelschwedens Moränen - Salpaussälke bezeich- net wird. 2 • N

E

s Fig. 13. Orientierungsrichtungen der Gletschernischen in e in er Partie von J otun· heimen. N: 4; NNE: 8; NE: 8; ENE: 3; E: 3; ESE: 2: SE: l; W: 3; NW: 2: NNW: 4.

1 Vgl. darnit die Lage der Eisscbeiden bei den grossen nordamerikani­ seben Landeh!en in Verhältnis zu ihren Gebirgsgebieten [lä, Tafel II]. ~ Das obige gilt nur fiir die Verhältnisse in den Hördlicheren Teilen Skandinavicus. Im sudwestlichen Norwegeu ist eine cntsprecht>nde Verschie­ bong der Eissehoide nach Sudosten nicht nachgewiesen, sonrlern dort fällt diese mit der Höhenachse des Landes zusammen. Dieses abwcichende Ver­ hältnis ist von grossem Interesse, widerspricht aber in keiner Weise dem Resultat, zu dem ich gelangt bin, nämlich dass die Verschiebung der Ei~­ scheide vom GebirgsgebiPt durch die vorherrschenden niederschlagfuhrenden Winde verursacht sei. Während diese Windriebtung im nördlichen Skandi­ navien nordwestlieb war, ist sie in den siidlkhen Berggegenden (wie im uhri~en Europa) sudwestlich gewesen, d. h. bier in der Län,gsrichtung des Gebir!>(sgebietes gegaugen. weshalb sich bier kein Impuls zu einer Verschie­ bong der Eisscbeide vom Hocbgebirge fand. Dass die~e Windrichtnng im sudlichen N orwegen geberrsc\Jt hat, ge h t r.. Il. deutlicb au s den Angabeu hervor, die A. HELLAND [39J u ber die Or·ientierungsricbtungen der G letscbernischen in diesen Berggegendcn gegeben hat. Fig. 13 zeigt so nal'h ihm die Riclltungen der 37 Nischen, die sich in eiucm Gebiet der JotunfJeldene finden. Wenn er dagegen als •einen merkwurdigeu Ausnahme­ falh von den ubrigen im sudlichen Norwegen gefundenen Orientierungs- DIE GRÖSSTE AUSBREITUNG DER LETZTEN VEREISUNG . 27

Auf der kleinen Obersichtskarte Fig. 34 babe ich nach meiner Auffassung die Lagen der Eisscheiden während der z'vvei Stadien der Entwicklung des Inlandeises eingetragen, die auf dieser markiert sind. Zahlreiche Zwischenlagen ha­ ben naturlieb sowohl beirn Amvachsen wie beim Zuriickgang des Landeises zwischen diesen beiden Eisrandlagen vorge­ legen. Die Eisscheide der Kolahalbinsel, welche naturlieb zur grössten Ausbreitung des Inlandeises gehörte und die sich durchans nicht mit der vorher angenommenen Eisscheide in der Nähe der nordschwedischen Bergkette zusammenstellen lässt, sondern so zu sagen in der Luft schwebt, liegt, wie sich zeigt, gerade in der Fortsetznng der von mir iiber dem Bottnischen Meer angenommenen (V gl. auch Fig. 12). Da­ durch erhält diese also ihre natiirliche Erklärung. Die Eisbe­ wegungsrichtungen (sowohl durch Schrammen und Moränen wie von Osen und eisgedärnrnten Seen markiert), die TANNERS Ka1·te iiber die nordöstliche Fennoskandia aufweist [104] scheinen mir die V erschiebung zurtick nach N ordwesten e ben­ fnils sehr gut zu registrieren, die die Eisscheide in spätglazia• ler Zeit bei einem fortgesetzten Zurlickrocken des Landeises (und also aucn u n ter einer ununterbrochenen V erkiirzung der Eisscheide selbst von N ord os en) durchgemacht hat. Wie sonst die längs einer sehr langen Strecke senkrecht auf einander stossenden Eisbewegungsrichtungen ( ungefähr längs einer Diagonalen der angefuhrten Karte) erklärt werden sol­ len, scheint mir ein unlösbares Rätsel zu sein, besonders wenn man, wie _!!esagt, die Lage der Eisscheide auf der Kolahalbin­ sel berucksichtigt. Die Auffassung von der Verschiebung der Eisscheide zuerst von den Hochgebirgen nach einer östlicheren Lage und da­ nach wiederum nach einer westlicheren wird auch von A. richtungen hervorbeht, dass die ~rosse Niscbe der Snehretta sich nach Siid­ osten richtet, so beweist das nur, dass wi1· bier bereits in das Gebiet der Nordwe~twinde geraten sind. Desbulb war auch die Eisscheide siidöstlit:h des Dovregehirges in Obereinstimmung mit den weiter närdlichen Verhält• nissen verscboben. 28 FR. E i\' QUIST.

GAn~LIN [28, S. 10], R. LIDEN [55, Tafel 6] undG.nEGEEI~ [9, S. 192] vertreten, obwohl sie nur relativ unbedeutende Versc hiebungen voraussetzen. Dagegen weicht meine A uf­ fass ung vom Z eitpunkt der Verschiebung vallständig von derjeni gen mehrerer V erfasser ab. So sagt O. SJöG REN, dass di e Eisscheid e erst »während der Absch1nelzungspe1·iode gegen Osten versehoben wurde, sodass sie schliesslich ausserhalb des Gebirgsgebietes zu liegen karm [89, S. lll]. Dies ist indesscn, wie ieh im falgenden zeigen. werde, unrichtig, in­ dem die Entwicldung in seinem Untersuchungsgebiet während der Abschmelzungsz eit in gerade umgekehrter Richtung ging. Auch LID EN, DE GEER und G. FHÖDI N [22, S. 137] ved egen die östli che Verschiebung erst ins Abschmelzungsstadium. Vom Sarekgebiet dagegen hat A. HAMBERG mit voller Evidenz nachweisen können, dass die vo n Osten korumende Eisbewegung auf jeden Fall älter ist als die letzte Ab­ schmelzungsperiode [35, S. 11 ].

W äh rend der grussten A usbreitung des Landeises durfte die Eisbewegung in der Hauptsache unabhängig von der topographischen Ansbildung der Unterlage vor sich gegangen und nur in den peripheren Teilen abgelenkt worden sein, wo die Mächtigkeit unbedeutend oder kompnktere Berg­ ma!'sive sich vorgefunden hatten, wi e bei Lofoten und Senj en (vgl. Anrn. 2, S. 23). Das Eis durfte sich dl"S halb im all­ gemeinen ziemli ch geradlinig vo n seinen am mächtigsten ausgebildeten Partiedn gegen as Meer bewegt haben in Rich­ tungen, wo sich der geringste Widerstand fand. Eiue nH.here Beurteilung der Bewegungsrichtungen kann mit H ulfe der Schrammen geschehen. Es liegt indessen in ihrer 1\ at ur, dass sie keineswegs gleich alt sin d, und die Mehrzahl von ihnen stamrnt ohne Zweifel aus der letzten P eriode der Vergletscherung, der Abschmelznngszeit. Am sichersten durfte man jedoch solche, die di e Eisbewegung während der maximalen Period e der Ve rgletscherung bezeich- DIE GRÖSSTE AUSBREITUNG DER LETZTEN VEREISUNG. 29

nen, ansser auf den Inseln ausserhalb der Kuste auf den höheren Bergspitzen finden oder iiberhaupt auf höheren, offe­ ner liegenden Gebieten, obwohl diese, wie ich später zeigen werde, auch Bewegungsrichtungen aus~ der Abschmelzungs­ periodc aufweisen . .Man findet aus diesen Schrammen, wi e zu envarten war (Tafel 1), dass eine allgemeine Eisbewegung senkrecht zur Längsrichtung des Berggebietes stattgefund en hat, also gegen W estnord west oder N ord westen. Am schönsten t ritt dies in den Schären ausserhalb Helgelandes zu Tage, wo ein relativ reiches Beobachtungsmaterial vorliegt; aber auch in mehreren höher gelegenen Partien des Binnenlandes ist diese Bewe­ gungsrichtung registriert. Oft wird sie jedoch dort von Schrarnmensystemen gekreuzt, welche auf die letztere Periode zuri'lckzufiihren sind. Im schwedischen Teil des Kartengebie­ tes liegen jedoch nur wenige Beobachtungen vor, die mit einern grässeren Grad von Sicherheit auf die Zei t der grässten A usbreitung des Landeises zurO.ckzufuhren sind, auch wenn die Schramrnen dort gelegentlich den Haupt­ richtungen des T alstriches folgend, nach N ord w esten weisen. Die Ursache dafur liegt wohl vor allern darin, dass die höhe­ ren Partien der Berge im Hauptteil dieses Gebietes durchans nicht erforscht sind, aber auch in dem Umstand, dass die Bergarten, die die höheren der lappischen Berge aufbauen, wenig geeignet sind, Schrarnrnen zu bewahren. So hat es sich gezeigt, dass dies in dem grundlieb durchforschten Sarek­ gebiet der Fall ist [35, S. 11], und dieselbe Erfahrung babe ich in den nördlichsten Teilen Lapplands gemacht, indern die Arnphibolite, die dort die höchsten Gebiete aufbauen, niemals irgendwelcbe Schrammen bewahrt haben. N ur ~vo die Berge aus Granit oder Schiefern (z. B. Granatglimmer­ schiefer) gebildet werden, liegen solche vor, wie z. B. auf dem Vassiåive. II. Die spätglaziale Zeitperiode.

l. Einleitung. Die Vergletscherungsgrenze 1 gibt einen Ausdruck fur das herrschende Klirna in dem Masse, wie es auf die V ergletsche­ rung einwirkt. Da die Höhenlage, welche diese Grenze heute in verschiedenen Teilen des Gebiets einnimmt, sich mit Leichtigkeit feststellen läss t, so liegt deshal b e in sicherer A usgangspunkt bei der Beurteilung fruherer V eränderungen im Klirna vor. Die Grösse der Gletscher hängt von der Höhe und der Ansstreckung ab, mit der ein Berg uber die Vergletscherungs­ grenze reicht. Da eine eintreffende Verschlirnmerung des Klimas die bewusste klimatische Höhengrenze senkt, wirkt dies deshalb auf folgende beide Weisen auf die herrschende V ergletscherung ein. Teils kommen grössere Partien der gletschertragenden Berge uber die Vergletscherungsgrenze hinaus: die Gletscher dieser Berge nehmen da an Grösse zu und rocken vorwärts. Teils tauchen eine Anzahl vorher nicht gletscherti·agender Gipfel nber der Grenze auf: unter diesen bilden sich dann neue lokale Gletscher. In welcher Ans­ streckung die V ergletscherung sich bei einer eintrefi'enden Klimaveränderung vergrössert, hängt davon ab, wie gross 1 Fiir die Bedeutung di eses von mir eingefiihrten und in dieser Arbeit öfters gebrauchten Terminus verweise ich auf meine Abhandlung »Der Ein­ fluss des Windes auf die Verteilung der Gletscher» [15], in der auch eine Karte iiber die Höhenlage der Vergletscherungsgrenze im nordwestlichen Skandinavien mitgeteilt ist. DIE SPÄTGLAZIALE ZEITPERIODE. 31 die Depression der V ergletscherungsgrenze ansfäll t. Bei einer nur unbedeutenden Senkung ist der Zuschttss der vorhande­ nen Gletscher nur unbedeutend, und nur ganz wenige und kleine neuc Gletscher werden gebildet. Je grösser die Sen­ kung aber ist, urn so intensiver und ausgebreiteter gestaltet sich diese lokale V ergletscherung. Der Entwicklungsgang, wie er oben geschildert wurde, kann jedoch im skandinavischen Gebirgsgebiet bei einem immer fortgesetzten Sinken der Vergletscherungsgrenze nur bis zu einer gewissen Grenze gehen. Die Ursaehe hiefur liegt, wie ich in einer andern Arbeit hervorgehoben babe [15, S. 33- 34], in dem ausgeprägten Plateaucharakter dieses weitge­ streckten Hochalpengebietes und den besonders uniledenten­ den N eigungen seiner Bergtäler. Sinkt die Vergletscherungs­ grenze absehwert, so reichen deshalb alle einigermassen boben Berge Uber dieselbe hinaus, und dies in mehreren Fällen in höchst hedentendem Masse. Die fladten Talsysteme, die diese irn allgemeinen an einander liegenden Berge trennen, werden bald vallständig von den von allen Seiten gegen dieselben herabftiessenden Risströmen ausgefullt. Das Berggebiet wird total vergletschert und die Möglichkeit fur die Ausbildung lokaler Gletscher fällt deshal b weg. 1 Erst bei eincr später eintreffenden Erhöhung der Vergletscherungsgrenze und nach­ dem das alles bedeckende Landeis ilberdies geschmolzen ist, liegt wiederum die Möglichkeit fur das A uftreten lokaler Gletscher vor. Ans obigen Grunden können lokale Gletscher bier ilber­ haupt nur unter relativ hohen Gipfeln ausgebildet werden, und man kann voraussehen, dass sie als solche nicht beson­ ders weit uber die Bergtäler hinausgedrungen sein können, die sich an sie an schliessen; denn, wie gesagt, die Lokal­ vergletscherung wird hier bald bei fortgesetzter V erschlim-

1 Mit Ausnabme jedocb freier liegender Inscln oder Kiistenberge, die ausserhalb des Bereiches eines nicht allzu intensiv ausgebildeten Landeises Ii egen. 32 FR. ENQUIST merung des Klimas durch die totale V ereisung abge­ brochen. Der Unterschied zwischen dem oben skizzierten Entwick­ lungsverlauf in Skandinavien bei einem Sinken der V er­ gletscherungsgrcnze und demjenigen, der in den meisten an­ deren während der Eiszeit vergletscherten Gebieten vor sich gegangen ist (und da besonders in den am besten bekannten derselben, in den Alpen), ist bedeutend. Skandinavien ist nämlich von einem zusammenhängenden Inlandeis bedeckt gewesen, in welchem die Eisbewegungen nicht von den höch­ sten P artien des Berggebietes ausgegangen sind, sondern von einer u ber tiefem Land liegenden Eisscheide, die östlieb im Verhältnis zum Hochgebirgsgebiet gelegen war. Im grösse­ ren Teil des Gebietes ist das Inlandeis auch schliesslich gegen diese Eisscheide und nicht gegen das Berggebiet ubgesehmol­ zen. In den Alpen z. B. ist dagegen die ganzc Entwicldung als eine ungehem·e V ergrösserung der au ch jetzt herrsc henden

Verhä ltnissc vor sich oaeaan o oa en, die Eisbeweo·uo n oer ist d ort während der ganzen Verglet sc.: herung von den hö chsten Spitzen und Kärnmen ausgegangen und bei ihrem Aufhören auch wieder zu diesen zuruckgekehrt: dort ist die lokale Ver­ gletscherung nie/d von einer von den topographischen V er­ hältnissen unabhängigen totalen Vereisung unterbrochen worden. Während man deshalb in den Alpen den abschmelzenden Eiszungen der Eiszeit durch die Täler hinauf folgen karm, da sie sich gegen die Höhen zuruckgezogen haben, muss man in den Berggegenden Skandinaviens dem Ruckzug des Inland­ eises durch und von dem Hochgebirgsgebiet gegen das tiefe Land zu fol gen versuchen. Die Verhältnisse werden bier auch äusserlich dadurch kompliziert, dass Partien des Inland­ eises schliesslich selbst innerhalb des Hochgebirgsgebietes ab­ geschmolzen sind. Man muss weiter untersuchen, ob nicht gleichzeitig mit der Absc.:hmelzung des Inlandeises lokale Gletscher auf den von diesern allmählich freigemaehten Hoch­ gebirgen gebildet wurden und in di esem Fall feststellen, in DIE SPÄTGLAZIALE ZEITPERIODE. 33 welchem Ge biet und in welcher A usstreckung dies geschehen ist. Schliesslich muss die Einwirkung eventueller postglazialer Klimaveränderungen auf die Ansbildung der lokalen Ver­ gletscherung beobac htet werden, darnit nicht Spuren der letzteren mit den während der Eiszeit gebildeten verrnischt werden. Der Abschmelzungsverlauf am Ende der Ei szeit ist deshalb in Skandinavien viel komplizierter ausgefall en als in den Alpen, und die Gefahr die gern achten Beobachtungen falsch zu deuten, ist g ross. Liegt z. B. eine Observation einer Endmoräne in einem Tale dieses Gebietes vor, so entsteht die Frage: rOhrt diese von einer abschmelzenden Partie des In­ landeises her oder von einem lokalen Gletscher, der sich bildete, nachdem das Inlandeis das Gebiet verlassen, und wann ist dies in diesem Fall geschehen ? Die richtige Be­ antwortung einer solchen Frage ist von g rösster Wichtigkeit fur die Deutung des Klimas, das wäbrend oder nach der A bschrn elzungsperiode der Eiszeit herrschte; denn die .Mo­ räne eines lokalen Gletschers, die tief unter den heatigen Gletscherzongen liegt, beweist eine tief liegende Vergletsche­ rungsgrenze und also ein hocharktisches Klima, während eine Moräne, die von dem zurnckweichenden Inlandeis abgelagert ist, nur das Vorkommen eines hedentenden Restes einer Eis­ masse zu bewcisen braucht, die u.rsp riinglich unter weit schlim­ meren klimat ischen Hedingungen gebildet wurde, als die, welche während der Ablagerungszeit dieser Moräne geherrscht haben mO ssen. Durch diese Problemstellung wird freilieb die Behaneliung dieses Gebietes erschwert, aber gleichz eitig bieten sich da­ durch Möglichkeiten dar, die Klimaverhältnisse zu bestimmen, welche 'vährend des sukzessiven A bschmelzens des letzten Landeises herrschten und welche ausserhalb solcher total vergletscherter Gebiete nicht vorliegen. Bei der Beurteilung der Klimaverh ältnisse, die während verschiedener Perioden der Abschm elzung des Inlandeises herrschten, spielt deshalb das Vorkommen lokaler Gletscher 3-182107. S G. U. Se,-. C, N:o 285. 34 FR. ENQUIST. eine grundlegende Rolle. Da sich das Inlandeis zuerst von den peripheren Gebieten zuruckzog, und nachher sukzessive immer grössere Teile des Gebirges frei liess, kann man durch das Studium und die Vergleich ung der lokalen Glet­ scher unter einander die verschiedenen Höhenlagen der Ver­ gletscherungsgrenze während der verschiedenen Stadien der Abschmelzung des Inlandeises feststellen. Dadurch gewinnt man eine sichere Einsicht uber den Grad der Veränderungen im · damals herrschenden Klima, welche das Aufhören der Eiszeit bedingten. Die festen Ausgangspunkte, an die die gernachten Beobach­ tungen angeknupft werden mussen, bilden die heutigen Glet­ scher und die heutige V ergletscherungsgrenze; n ur dadurch kann eine vallständig sichere Auffassung nber die geschehe­ nen V eränderungen gewonnen werden. 1 Es liegt in der Natur der Sache, dass man eine vallstän• dige Ermittelung der fruheren lokalen Gletscher nicht erhal­ ten kann. An vielen Orten sind keine oder nur zweifelhafte Spuren bewahrt; auch darf man nicht vergessen, dass auch das Landeis bei einer Abschmelzung solche hinterlassen hat, die in gewisscn Fällen schwer von denjenigen der lokalen Gletscher zu scheiden sind. Mit Hilje ein er Anzahl ,qeeignet ve1·teilter, siche1·er und nnzweideutige1' Beobachtnngen kann je­ doch die Fehlerquelle, die möglicherweise in i/men enthalten ist, voltständig eliminiert werden. Liegen z. B. fur ein Ge­ biet bindende Beweise vor, dass die jetzigen Gletscher nie­ mals grösser waren, seitdem das Landeis wegschmolz, so geht als Korollarium darans hervor, dass auch keine jetzt ver-

1 Da das Gebirgsgebiet indessen in spätquartärer Zeit eine zum Teil recht hedentende und ungleichförmige Erhöhung durchgangen hat, kann man bis auf weiteres bei einer direkten Vergleichung der jetzigen und der ehemaligen lo­ kalen Vergletscherung nur relative Ziffern der Depression gewinnen. Am unbedeutendsten ist auf jeden Fall dieser Einfluss an der Kiistenlinie, wo auch die lokalen spätglazialen Gletscher, wie sich zeigt, ausgebildet gewesen sind. Indessen ist es nicht unwahrscheinlich, dass die Höhenlage der Ver­ gletscherungsgrenzfläche nahe mit der allgemeinen l\'Iassenverteilung des Ge­ bietes zusammenhängt, weshalb möglicherweise diese relativen Höhenziffern tatsächlich mit den absoluten nahe zusammenfallen. DIE SPÄTGLAZIALE ZEITPERIODE. 35 schwundenen Gletscher seit dieser Zeit auf benaebbarten Gipfeln unter der heutigen Vergletscherungsgrenze ausgebil­ det waren. Eventuell beobachtete Endmoränen in den Tä• lern eines solchen Gebietes mussen da auf das Landeis zuruck­ gefutut werden. Die oben hervorgehobenen Schlusse, die aus Beobachtungen uber die in spätglazialer Zeit ausgebildete Vergletscherung gezogen werden können, setzen indessen weit ausfuhrlichere Forschungen im Feld voraus, als bisher in diesern weitge­ streckten Berggebiet angestellt warden sind. Meine eigenen Untersuchungen haben sich in der Hauptsache auf das Ge­ biet beschränken mussen, in welchem heutige Gletscher vor­ kommen, weshalb mein Beitrag zu dieser Frage nur in dem Nachweis besteht, dass hocharktisches Klirna plötzlich in einer bestimmten Periode des Zuruckweichens des Landeises zu herrschen aufhörte und in einem Versuch die ungefähre Ausbreitung des Landeises zu dieser Zeit zu bestimmen.

Gegen das Ende der Eiszeit verbesserte sich das Klima, weswegen die Vergletscherungsgrenze sich zu heben begann. Dies fuhrte ein verringertes Ansfällen des Schneeuberschus­ ses, der das grosse Landeis aufbaute, mit sich, weswegen die Mächtigkeit desselben abnahm, wobei es sich in seine peripheren Teile zuruckzuziehen begann. Während vorher nur die äussersten Lofotinseln unberuhrt vom Landeis ge­ wesen zu sein schienen, verliess dieses nun allmählich die ganze Inselgruppe, wobei auch Teile des Kustenlandes frei zu w~rd e n begannen. Auf Grund des Studiums der lokalen Vergletscherung, die zu Anfang des Rnckzuges des Landeises in den allmählich frei werdenden Bergpartien sich ausbildete, kann festgestelit werden, dass ein hocharktisches Klirna mit niedrig liegen­ der V ergletscherungsgrenze fortwährend in einer fri'theren Periode der Abschmelzungszeit herrschte. In dem in dieser Arbeit behandelten Teil Skandinaviens 36 FR. ENQUIST. waren es indessen nur di e Inselgruppen im Nordwesten und eine relativ unbedeutende Strecke des Ku stenlandes in ihrer Nähe, deren Berge cine Lokalvm·gletscherung zeigen, die grösser ist als die heutige. Im weit nberwiegenden Teil des Hochgebirgsgebietes (dem ganzen inneren Land und den Kustenbergen siidlich des Polzirkels) fehlt j ede Spur einer solchen ausgebreiteten lokalen V ergletscherung, und eine grössere Zahl von Beobachtungen zeigen mit Sicherheit, dass diese weitgestreckten Teile des Gebietes, nachdem das Inland­ eis die Berge frei gelassen, niemals mehr oder grössere Glet­ scher getragen als die, welche heute dort vorkommen. In hedentungsvoilen Teilen weichen die Resultate, zu de­ nen ich gelangt bin, von den herrschenden Auffass ungen ab. Mehrere Angaben liegen nämlich iiber eine in vielen Fällen äusserst intensive spätglaziale Vergletscherung von Gegenden des weitgestreckten Gebietes vor, wo ich gefunden habe, dass sich keine ausgebreitetere Vergletscherung vorfand als heute, nachdem das Land von dem grossen Landeis vedassen wor­ den war. Von den in N orwegen gelegen en Te ilen di eses Gebietes erwähnen J. H. L. VoGT und J. REKSTAD da'3 Vorkommen lokaler Gletscher auf Syv Söstre [111, s. n5 ]; J. OxAAL fin­ det, dass Toven auf der Siidseite des Rarr enfjords nach der grossen Vergletscherung einer hedeatenden lokalen V erglet­ scherung ausgesetzt war [62, S. 36]; A. HoEL hält es nicht fot· ausgeschlossen, da,ss die Gletscher auf den Okstinder höchst hedentend grösser waren [4:2, S. 36] ; R. MARSTRAN DER findet, dass die Gletscher des Svartis und Högtuva fruher ungeheuer viel grösser waren als jetzt [58, S. 39]. REKSTAD nimmt weiter das Dasein eines lokalen Gl etschers an der Mun el ung des Bindalsfjordes an, welcher bis zu m jetzigen Mee­ resspiegel gereicht [73, S. 17], und OxAAL findet um das J etnamsvand Schrammen, deren Ursprung er )) in Verbindung mit späteren me hr lokalen V ergletscherungen, die man auch andern01·ts aufgewiesen zu haben glaubt», setzt [61, S. 21]. Oben auf dem Ofotfjord dentet O. SJöGREN das tiefe Felsen- DIE SPÄTGLAZIALE ZEITPERIODE. 37 bassin des Sildviksvatten als von einem lokalen Gletscher >> am Ende der Eiszeit» ausskulptiert [89, S. 106]. Von dem in Schweden gelegenen Teil des bewussten Ge­ bietes nennt A. GAVELIN jetzt verschwundene Gletscher vom Norra storfjället [29] und A. ERmiANN schildert einen solchen vom Staika [16, S. 67]. F. SvENONIUS behaupt.et

Fig. 14. Karte mit angenommener und wirklicher Ausbreitung der spätglazialen Lokalvergletscherung im nordwestlichen Skandinavien. eine Mehrzahl Endmoränen von einem der Sulitelmagletscher mehr als 10 km von seinem jetzigen Endpunkt beobachtet zu haben [97, S. 565], wie auch GAVELIN [24] und ,J. FRöDIN [20] annehmen, dass dieses Gebiet während der letzten Abschmelzungsperiode des Jnlandeises äusserst intensiv lokal vergletschert gewesen sei. W. voN ZEIDLITZ kann sich der Auffassung HAMBEH.GS nicht anschliessen, dass 38 FR. ENQUIST. die leeren Gletschernischen im Sarekmassiv vor der letzten Vereisung ausgebildet worden seien [115, S. 36]. J. FRö• DIN nimmt an, dass jetzt verschwundene Gletscher hie und da während des letzten Teiles der Abschmelzungszcit auf den höheren Bergen beim Stora Luleälf entstanden seiEm, wie er auch voraussetzt, dass klimatisch bedingte Gletscher gewaltige Gebiete des Sarek- und Sulitelmamassives bedeckt haben. O. SJöGREN endlieb behauptet besonders interessante Spuren der Lokalvergletscherung im Kebnekaisegebiet ge­ fonden zu haben und schildert eine allgernein vorkommende äusserst intensive spätglaziale Lokalvergletscherung von Ber­ gen westlieb und si.'tdlich des Torneträsks [89]. Auch V. TANNEH glaubt Spuren ausgebreiteter lokaler Gletscher in denselben Gegenden gefunden zu haben [104:]. Auf der Ubersichtskarte Fig. 14 sind die oben erwähnten Plätze angegeben. Die schraffi erte Partie deckt das Gebiet., bis zu welchem nach meiner Auffassung die spätglaziale Lokalvergletscherung beschränkt war. Ich werde nun zu einer Erörterung der Beobachtungen und Gri'mde i.'tbergehen, auf welche ich mein e oben darge­ steliten Behauptungen gri.'tnde.

2. Die lokalen Gletscher. a) In spätglazialer Z eit lokal vergletscherte Gebiete. In einer 1897 herausgegebenen Arbeit i.'tber die Geographie der Lofot- und Vesteraalinseln [40] teilt A. HELLAND das Vorkommen einer Anzahl Endmoränen und Schrammen mit, die von lokalen Gletschern auf der Moskenesö, Flakstadö, V estvaagö, Ostvaagö und Hinnö herrilhren. Er findet, dass nach »der allgemeinen Vereisung im Westfjord», die die Berge bis zu 300 a 400 m u. M. bedeckt zu haben scheint, »eine lokale Vergletscherung folgte, unter welcher die Glet­ sc her der ldeim•n Fjorde in den Westfjord hinausgingen; gleichzeitig und nach dieser Periode fol gte eine Zeit, da die DIE SPÄTGLAZIALE ZEITPERIODE. 39 Gletscher sich in den Nischen hielten, welche Zeit bis heute sich erstreckt, indem ein Teil der Nischen der Ostvaagö noch einige Gletscher in ihren Wänden verbirgt» (a. a. 0., S. 89). Weiter gibt J. HoLMBOR 1903 eine Notiz Uber eine kleine Endmoräne 13 m ö. M. ausserhalb einer Nische zuinnerst im Mel~jord auf der Sudseite der Langö [4:3, S. 103]. Im Jahr 1907 beschreibt J. H. L. VoGT [112] zahl­ reiche Endmoränen und Gletscherschrammen von dieser loka­ len V ergletscherung au f der V estvaagö, Ostvaagö, Flakstadö und Moskenesö. Er findet, dass wenigstens der halbe Teil dieser Inseln von Gletschern bedeckt war. VoGT hält diese Lokalvergletscherung, in welcher er zwei Stadien unterschei­ det, fur spätglazial und glaubt, dass sie Moränen und Schliff­ spuren der grossen Vergletscherung vallständig zerstört babe, von der er annimmt, dass sie bis zur »Haveggem hinaus­ gegangen sei. Einige Jahre später (1913) schildert TH. VoGT [114] ein­ gehend die topo'graphischen V erllältnisse der äusser~n Lofot­ inseln. Er Rennt das Vorkommen von Endmoränen lokaler Gletscher auf V mrö, Mosken und Moskenesö. Auf der letzt­ genannten Insel unterscheidet er zwei Perioden, die Ji)ord­ periode, da die Gletscher die grösseren Fjorde fullen und dieselben auserodieren, und die Botnpe1·iode (eventuell mit mehreren Unterabteilungen), da' die Gletscher kleiner wurden, getrennt liegen und die zahlreichen auf geringer Höhe ö. M. liegenden Nischen oder »Botner» ausskulptieren. Er ist der Ansicht, dass diese Perioden nicht mit denjenigen zusammen­ fallen, welche die beiden Moränenstriche hinterliessen, die J. H. L. VoGT ans den inneren Teilen der Lofoteninseln er­ wähnt: »sie entsprechen wahrscheinlich zwei Stadien während der l

Verf. phot. 2, Aug. 1912. Fig. 15. Endmoräne eines lokalen Gletschers in der Nische SE von Disken, Andö. den ebenfalls Moränen angetroffen. Die äusserste, die un­ gefäbr 200 m von delll Zusammenfluss zwischen den Bächen vom Lilla Högtindvand und Mölnelva liegt, wird von einem besonders markierten 14 m boben Wall ans groben Blöcken aufgebaut. Ihr Kamm liegt 110 m u. M. Weiter oben (gegen Sudwesten) liegen weiter einige Moränen, zu einem Teil von einem kleineren Gletscher von der Nische sudlieb des Lilla Högtindvand (164 ro ii. M.) abgesetzt, welcber See von einer dieser Moränen aufgedämmt ist. Der Talboden DIE SPÄ1'GLAZIALE ZEITPERIODE. 41 gleich östlieb vom Stora Höglindvand (216 m n. M.) ist voll­ ständig mit Endmoränen angefullt. - In den tieferen Par­ tien der bedeutend grösseren Täter gegen W esten (Sördalen, Norddalen und des 'fales uber dem Mjeles) konnte ich bei je­ doch nur fl.uchtigem Besuch keine Endmoränenbildungen entdecken. Im mittlersten Teil der Insel besuchte ich eine kleine, aber besonders scharf ausgebildete Nische auf der Nordseite der Krysdalstind, an deren Mcmdung unterhalb des kleinen Nischensees mehrere besonders ansehnliche Moränen• anhäufungen lagen. Bei einem Besuch des Kraaktind (topogr. Bl. Steigen), ganz nahe der Kuste auf der Nordseite des Nordfoldenfjordes, fand ich Spuren dieser lokalen Vergletscherung anch auf dem Festlande. Unterhalb der nach Nordosten orientierten Nische, in welcher heute ein kleiner Gletscher liegt, befindet sich unten auf der Talsohle des Nonselv die schönste kleine End­ moräne, die man nur sehen kann. Sie wird aus ungefähr sechs, recht nahe beieinander liegenden langgestreckten Rocken oder in nahem Anschluss an einander gelegenen Hugeln auf einer Höhe von cca. 60 m iiber Meer gebildet. Während der beschwerlichen Kletterpartie zum Gletscher traf ich auf 4:::!0 m gleich sudlich vom Gletscherbach noch einen Moränenwall, obwohl von kleineren Dimensionen. Der Fels oberhalb des­ selben war deutlich in der Richtung des 'fales von S ..')6° W. geschramrnt. Die unterste Zunge des Gletschers liegt auf 1 660 m Höhe und ungefähr 2 / 4 km von dem tiefsten Mo­ ränengebiet. Beim Abstieg, den ieh dm·ch die nach Sudosten offene Nische vornahm, die von den Stamsvikvandena ans­ gefullt ist, beobachtete ich unter dem obersten derselben (476 rn U. M.) moränenähnliche Blockanhäufungen. Die Tal­ sohle war auch an einem der mittlersten kleinen Seen ge­ schramrnt von N 40° W. W enigstens in den oberen Teilen dieser Nische scheint also ein Gletscher gelegen zu haben, und dies durfte auch in den ubrigen, auf diesem wie auf den benach barten Bergen besonders ausgeprägten Nischen­ tälern der Fall gewesen sein. 42 FR. ENQUIST.

Auf der erst kiirzlich herausgegebenen geologischen Karte uber das topogr. Blatt Kj erringöy [46] hat G. HoLMSEN ausgeprägte Endmoränenbogen vor zwei neben einander gelegenen Nischen auf der Sudseite des Nmvelsfjord (25 km sudlich vom Kraaktind) rnarkiert. · Diese sind deutlich von lokalen Gletschern abgesetzt. Vielleicht ist dies auch mit ~ 1m ge n weiteren Moränen dieses Kartenblattes der Fall ge­ wesen. Im Text zu HoLMSENS Arbeit werden indessen diese Bildungen nicht erwähnt. Auf der Festlandkilste nordwestlieb vom Svartis scheint sich ebenfalls ein Gebiet mit Lokalvergletscherung vorgefnn­ d en zu haben. Nach REKSTAD [80] kommen bier in einigen Nischentälern am Glaamfjord und Holandsfjord Endmoränen vor, welche mit den obengenannten, wie es scheint, zusam­ mengestellt werden durfen, woraus hervorgehen wurde, dass auch bier ein Teil der Ku stenstreeke vom lnlandeis während der Zeit hocharktischen Klimas frei gelegen war. REKSTAD diskutiert indessen diese Möglichkeit nicht, und da ich selbst keine Gelegenheit gehabt habe dieses Gebiet zu untersuchen, ist es doch möglich, dass die bewussten Moränen auf das In­ landeis zuruckzufuhren sind. Obwohl die Frage bis auf weiteres offen steht, babe ich diese Observationen do ch auf der Öber• sichtskarte Tafel I wie auf Fig. 21 als von lokalen Gletschern herstammend eingetragen. b) Vorn Landeis bedeckte Gebiete, wo deshalb spätglaziale · L okalveTg letscheTung f ehlt. Auf einer recht bedeutenden Insel ausserhalb des Vefsen­ fjordes (66° n. Br.) erheben sich die allen nach der Nord­ landkuste Reisenden wohl bekannten Syv Söstre (Fig. 16). Zwischen den steil ansteigenden Gipfeln, welche bis zu 1060 m r eichen, liegen eine Reihe nach Nordwesten orientierter Gletschernischen, deren Sohlen in einer Höhe von ungefähr 4 7 5 m gelegen . sind. Die Bewegung des Inlandeises, die ubrigens nach Westnordwest uber die Inseln ausserhalb diesei; DIE SPÄTGLAZIALE ZEITPERIODE. 43

Kustenstreeke gerichtet war, ist auf der äusseren Seite un­ mittelbar unterhalb dieses Granitmassives gegen Sodwesten, paraHel mit der Längsrichtung des Berges ahgelenkt worden. Diese dortige abweichende Eisbewegung geht aus den pracht­ voll rundgeschliffenen und geschrammten Felsen hervor, die unmittelbar unterhalb der zwischen den Gipfeln Skj::eringen und Grytfoten gelegenen Nische liegen (Fig. 17). Ein Stuck nordöstlieb dieser Felsen hat das I nlandeis au ch eine wo hl ausgebildete Endmoräne abgeworfen.

Fig. 16. Syv Söstre.

Nach Angaben VoGTS und REKSTADS haben diese jctzt im Spätso mmer schneefreien Nischen lokale Gletscher getragen: »In der Nähe des NW -lichen Fusses der Syv Söstre find en sich rnehrere Moränen, voran die von den Nischen der Syv Söstre kommenden kleinen Gletscher» [111, S. 65]. Eine nähere Untersuchung, die ich unterhalb und oben in den vier sudliebsten Nischen vorgenommen, bewiesen in­ dessen, dass diese nach der Abschmelzung des lnlandeises keine Gletscher beherbergt haben (1). 1 Die von VoGT und

1 Die · lmrsivierten Ziffern der folgenden l.okalbeschreibung beziehen sich auf die Obersicbtskarte Fig. 21. 44 FR. ENQUIST.

REKSTAD angefohrten Endmoränen aus-serhalb der Nischen existieren, wie sich zeigte, nicht, ebensowenig wie irgend­ welche Moränen droben in denselben. Kaum dass sich ein loser Stein auf den Nischensohlen fand, und obwohl ausge­ zeichnet zur Bewahrung von Schramrnen lokaler Gletscher geeignet, fehlte auf den kahlen Granitfelsen jede Spur von solchen. Dass nicht dun:h lokale Gletscher gebildetes Mo­ ränenrnaterial möglicherweise später zerstört und aus diesen Nischen weggeföhrt wurde, geht ans den höher gelegenen Klippenschwellen hervor, die diese Nischensohlen nach anssen abschlossen.

Verf. phot. 18. Juli 1911. . Fig. 17. Vom Inlandeis rundgeschliffener Fels unterhalb Syv Söstre.

Entscheidende Beweise for die Frage nach der lokalen V ergletscherung in diesem Teil des Hochgebirges fan d ich bei einer Exkursion, die ich gleich nach dem Besuch der Syv Söstre nach dem Högtuvbneen (sudwestlich vom Svartis, s. Kartenblatt Svartisen) unternahm. Die Högtuva bildet die höchste Partie eines hedentenden Granitmassivs zwischen dem Melfjord und Ranenfjord. Meh­ rere ihrer Gipfel reichen uber 1200 m, der höchste ist 1291 rn. DIE SPÄTGLAZfALE ZEf'l'l'ElUOl>E. 45

Die Högtuva ist heute sehr stark vergletschert; die ge­ sam m te Oberflächengrösse ihrer Gletscher beträgt 31 2 km • Gegen Nordnordost d ringt eine breite Gletscherzunge (2) bis auf 610 m ii. M. nieder iiber die flache Partie des Granitmassives, das hier an seine höheren, steilen Teile grenzt. Dieses flache Gebiet, das von hedeuten­ der Ausstreckung ist, ist so gut wie vallständig von lo­ sen Ablagerungen entblösst, und liberall sind die kahlen Felsen von dem Inlandeis, das sich hi er i n nord west­

Ii ch er Hichtunao fortbewea-O · te, geschrammt (notierte Hichtungen: S 38° E (zahl­ reich), S 43° E, S 58° E). Unmittelbar unterhalb der Gletscherzunge und in sei­ ner grässten Erstrec-kung etwa 600 m von dieser, ist der sonst, wie gesagt block­ lose Klippengrund mit zahlreichen Blöclren be­ streut, die mehrerenorts zu Endmoränen konform mit der Eiszunge geordnet sind. In diesem mit Blöc• ken bestreuten Rayon sind die Felsen an ruebreren 46 FR. ENQUfST.

Stellen in der Bewe- gungsrichtung der Gletscher geschrammt (ausserhalb der west­ lichen Partie der Z unge wurde die Richtung S 3° W notiert). Unmit­ telbar ausserhalb der ärrssersten Blöcke sind indessen die Felsen, wi e gesagt, ausschliess­ lich von Sudosten ge­ schrammt. Fig.18 zeigt di eses Moränengebiet. Die gestrichelte Linie stellt den Saum der Gletscherzunge dar, di e ausgezogene begrenzt das Gebiet mit Morä• nen nach aussen. lm V ordergrund sieht man das vallständig kahle und vom lnlandeis ge­ schrammte Bergpla­ teau, auf welchem die G Jetscherzunge hinaus­ drängt. A us den Beobachtun­ gen unte1·halb dieses be­ deutenden Gletsche1·s geht hervor, dass die­ ser, nachdem das Jn­ landeis das Gebiet .f1·ei gelassen, niemals gräs­ ser geu;esen ist, als dass m· das oben geschilderte DIE SPÄTGLAZIALE ZEITPERIODE. 47 rnoränenbestreute ganz unbedeutende Gebiet bedeckte. M an kann also den Schlussatz ziehen, dass das Klinw, nachdem das lnlandeis dieses Gebiet ve1·lassen, niemals gunstiger fur Gletscherbildung gewesen ist als heute. 1 Die ubrigen Gletscher der Högtuva, die ich besuchte, zeigten eine analoge Moränenausbreitung. Unterhalb der grössten derselben (3), deren breite Zunge zum Leiraatal im Osten heruntergeht, war ein Gebiet bis zu einem Abstand von 7 45 m (gemessen nach der Neigung des Bodens) mit. rezenten MoränenrOcken ubersät. Der äusserste derselben 2 lag 85 m tiefer als der jetzige Saum des Gletschers. - Nach Suden drängt eine bedeutende Zunge (Fig. 19) nieder gegen das Trolldalsvand (4). Unterhalb derselben beginnt eine ausserordentlich schöne Morl\nenlandschaft, die ungefähr 20 vor einander liegende grössere und kleinere Endmoränen• wälle umfasst, von denen Fig. 20 einen zeigt. Die äusserste Moräne liegt 685 m von der jetzigen Gletscherzunge und 27 m unter dersel ben. Fig. 19 zeigt im V ordergrund die äusserste, ungewöhnlich grabblockige östliche Seitenmoräne; die kahlen FeJsen, die man ganz unten rechts auf dieser Photographie sieht, sind von diesem Gletscher nie erreicht worden. Bei fortgesetzten Untersuchungen im Sommer 1911 in den Gegenden des Ranenfjord und 1912, 1913, 1914, 1915 und 1917 in den im Suden und Norden angrenzenden Gebieten wurden diese Beobachtungen uber die Ausbreitung der lo­ kalen V ergletscherung in diesen G egenden bestätigt. Die Endmoränengebiete, die sich unterhalb der heutigen Gletscher fanden, hatten durchgehend eine sehr unbedeutende Aus-

1 Ich werde im falgenden nachweisen, dass der unbedeutende Vorstoss des Gletschers, den die oben erwähnten Endmoränen zeigen, mit grösster Wahrscheinlichkeit erst während der letzten Zeit stattgefunden hat. 2 REKSTAD hat 1893 folgende Mitteilung tiber das Moränengebiet unter­ halb des Leiraagletschers gegeben: »Die Moränen beweisen, dass dieser vor nicht so Janger Zeit ungefähr l km weiter ging als jetzb [70, S. 269]. Dies ist indessen deutlich nur eine recht grobe Abschätzung, und zu irgend­ welchen Sr.hlussätzen tiber einen späteren Gletschervorstass berechtigen meine Messnugen des Jahres 1911 nicht. 48 J!'R. ENQUIST. breitung. Weiter fand ich, dass keine heute verschwundene lokale Gletscher in diesem Hochgebirgsgebiet nach der Ab­ schmelzung des lnlandeises ausgebildet gewesen sind. Ni?'­ gends, sei es in den zahl?·eichen nun eisj1·eien .Nischen ode1· sonst auf den B ergabhiingen, traj ich auf irgendwelche Spuren solcher Gletsche1·. Im folgenden werde ich die Messungen besprechen, die ober das Moränengebict det· Gletscher vorliegen. Um das

Verf. phot. 24. Juli 1911.

Fig. 20. Endmoräne unter dem Gletscher beim Trolldalsvand, Högtuva.

Aufsuchen der Lage der Observationspunkte zu erleichtern, wird das Material nach den topographischen Kartenblättern zusammengestellt. Die Verteilung der Observationspunkte geht aus Fig. 21 hervor; die Ziffern auf dieser Ubersichts­ karte weiscn auf die entsprechenden in den folgenden Lokal­ beschreibungen hin. Die Anzahl der Beobachtungen hätte bedeutend verrnehrt werden können, aber da der Hauptzweck meiner Reisen ein anderer war, musste ich im Hinblick auf die Grösse des Arbeitsgebietes (das Amt Nordland allein ist beinahe so gross wie die ganze Schweiz) und die herrschen- DIE SPÄTGLAZIALE ZEITPERIODE. 49

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"' l j _ ---tJ Fig. 21. Ubersichtskarte i1ber die Observationspunkte, die die Frage nach der spätglazialen lokalen Vergletscherung betreifen. 4-182107. S. G. U. s.,.. C, N:o 285. 50 FR. ENQUIST. den Witterungsverhältnisse, die die Arbeit in der Gebirgs­ region oft verhinderten, auf den zeitraubenden Aufstieg nach mehreren Gletscherenden verzichten. Die Verteilung der gernachten Beobachtungen macht jedoch die Schlussätze fur das ganze Gebiet durchaus bindend. Bei manchen Gletschern zeigte es sich auch, dass Endmoränen vollständig fehlten, im ' allgemeinen deswegen, weil ihre Zungen auf so steil ab­ fallendem Boden endeten, dass das abgeladene Moränen• material unmittelbar hinuntersturzte. 1 Die Messungen wurden mit einem 50 m langen Stahl­ massband ausgefuhrt, und die mitgeteilten Ziffern drucken den Abstand zwischen dem Gletschersaum und dem äusser• sten Aussenrand der Moräne aus, nach der.Neigung des Ter­ rains bestimmt (also im allgemeinen etwas länger als der horizontale Abstand). Die Vertikaldifferenz zwischen dem Gletschersaurn und der äusseren Moräne wurde mittels des Aneroidbarometers bestimmt; wo dieser nicht angefohrt ist, ist der Höhenunterschied ganz unbedeutend.

Norwegisches top. BL Börgefjeld. Auf der Ostseite des 2 Gaksfjeldes (.5) liegt ein 0.45 krn grosser Gletscher (Fig. 22), der in eine kleinen von Moränen eingedämrnten See ·endigt. Endmoränen finden sich in derselben Höhe und bis zu einem grössten Abstand von 78 m vom Gletscher. Ause?'!talb des

1 Friiher habe ich auf Grund meiner Untersuchungen im siidschwedischen Hochgebirge auch den Erdfiiesen eine besonders bedoutende Rolle beim Zerstören der Moränenwälle zugeschrieben [11; 12]. Vor eintr Oberschätzung dieses Faktors warnte damals A. HAMBERG [36, S. 231 J, indem er bei seinen Untetsuchungen im Sarekgebiet gefunden, dass eine Einwirkung des Flics­ erdphänomenes in dieser Hinsicht eine seltene Ausnahme war. Zur selben Auffassung bin auch ich nunmehr gelangt. In der Tat habe ich in den Gegenden des nördlichen Norwegens, die ich bereist, solche Erdfliesen nur am Börgefjeldet wahrgenommen (unterhalb eines Gletschers auf der ~o rd­ seite des Golverfjeldets, wo sich der ganze Bergabhang in einer Gleitung befand, die das Ablagern der Endmoränen vollständig unmöglich machte) und auf den N ord- und W estseiten des Melkefjeldets (an der Grenze nach dem Amt Tromsö). DIE SPÄTGLAZIALE ZEITPERIODE. 51

Jforänengebietes beginnen kahle, blankgeschliffene Felsen, die vom lnlandeis S 63° E geschrammt sind. Norw. top. BL Hatfjelddalen. Auf der Nordostseite des Kapfjeldets findet sich ein O.s krn 2 grosser Gletscher (6), der in einem ganz seichten, von Moränen eingedämmten See endet (Fig. 23). Die eindämmende Moräne, die die einzige unterhalb dieses Gletschers ist, liegt cca. 100 m vom Glet­ schersaum.

Verf. phot. 6. Sept. 1912 . Fig. 22. Gletscher beim Gaksfjeldet. .Aufgenommen vom änssersten Punkt des Moränengebietes.

Norw. top. BL Velfjorden. Auf der Nordostseite des Hvit­ 2 ~jeldets liegt ein 0.65 km grosser Gletscher, nach N 40° E orientiert (7). Seine äussersten Endmoränen liegen 60 m vom Gletscherrand und 6 m tie f er als dieser. A usserhalb dieses Moränengebietes beginnt kahler Berggrund, der gleich ausse1·halb de1' Mo1·änen sclzön geschmmrnt ist S 39° E. Die Bewegungsrichtung des Jnlandeises war also winkelrecht zu derjenigen des Gletschers. Die Vistinder tragen nach Nordosten drei Gletscher, von 52 FR. ENQUIST.

welchen ich den mittlersten (8) besuchte, dessen Grösse 0 . 15 km2 beträgt und dessen Orientierung ungefähr N 20° E ist. Die Maximumausbreitung der Lokalmoränen ist 45 m. Un­ mittelbaT ausseThalb derselben ist der kahle Fels vom Inland­ eis von S 74° E _q eschmmmt.

Fig. 23. Endmoränc untcr dem Kapfjcldsgletschcr.

Der Langskarnes trägt auf seiner nördlichen Seite 5 Glet­ scher. Auf der Nordostseite, unter dem Gipfel 1188 m liegt ein O. s km2 grosser Gletscher (.9), dessen äusserste Moränen cca. 200 m vom Gletscherrand liegen. Am weitesten nach W esten liegen zwei kl ein e Gletscher, der eine gerade o ber­ hal b des anderen (Fig. 24). Die äusserste Moräne unterhalb des oberen (lO), dessen Grösse O.t5 km2 beträgt, liegt 38 m vom Gletscher und 9.5 m unter demselben. Vor dem unte­ ren Gletscher (11), dessen Grösse nur O.t km2 ist, liegen die DIE SPÄTGLAZIALE ZEITPERfODE. 53 Moränen in einem grössten Abstand von 30 m (Fig. 25). Beobachtungen auf den umliegenden Bergen zeigten analoge V erhältnisse, so war beispielsweise die l\Ioränenausbreitung unter den hedeuteoden Gletschern auf der Nordseite des Langskarfjeldets ganz unbedeutend. Norw. top. Bl. Rösvand. Die Gletscher unter dem Gjei­ tind (12), Brurskanken (13) und den Lukttinder (14) zeigen sämtliche ganz unbedeutende Moräncnausbreitung. Nähere lVIessungen auszufuhren, hatte ich aber hier keine Gelegen­ heit.

Fig. 24. Die zwei westliebsten Gletscher auf dem Langskarnescn.

Norw. top. Bl ~L tter Krutfjeld und Umbugten. Die Glet­ scher auf den hoch iiber die umgebenden Berge aufsteigen­ den Oxtinder sind recht wohl bekannt, hauptsächlich durch A. HoELS Un tersuchungen [4:3]. Selbst hatte ich 1911 Gelegenheit Teile dieses stattlichen Massivs zu b e~ u c h en, des­ sen Gletscherbedeckung ich im ganzen auf 72 krn 2 schätzte. Messungen iiber die A usbreitung der Moränen sind bier an 54 FR. ENQUIST. drei Gletschern ausgefuhrt. Unterhalb dem westlichen Arm des Ostra Okstindgletschers (1.5) liegt der Mittelri.icken der äussersten Moräne nach HoELS Messurrgen 240.3 m vom Gletschersaum. Nach meinen Messurrgen liegt diese Moräne 51 m tiefer als der Gletscherrand. Der östliche Arm, durch den die Hauptmasse dieses 18.6 km2 grossen Gletschers ab­ fiiesst, endet in einer Schotterebene, wo Moränen fehlen. -

Verf. pbot. 24. Sept. 1913. Fig. 25. Endmoräne unter dem unteren der westliebsten Gletscher des Langskarnesen.

Unter dem Cornelius-Gletscher (16), dessen Grösse 2.9 km2 beträgt, erstreeken sich die Moränen nach meinen Messurrgen bis zu einem Abstand von 235 m. Die äusserste liegt 45 m unter dem Gletschersaum. - Unter dem Vestra stekvas­ gletscher (17) liegen 5 Moränenbogen, von denen der äusser­ ste nach HoEL in einen Abstand von 480 m vom Gletscher­ rand liegt. HoEL erwähnt (a. a. 0., S. 26) das Vorkornmen DIE SPÄTGLAZIALE ZEITPEIUODE. 55 von Terrassen, verursacht durch einen eisgedämmten N unatakk­ see unter dem östlichen Arm des östlichen Okstindgletschers und hebt hervor, dass dies beweise, dass dieser grosse Glet­ scher nicht bis zum Grmsvand babe reichen können. Der Abstand zwischen dem Gletschersaum und den Terrassen be­ trägt ungefähr 1200 m. Norw. top. Bl. Ranen. Unter dem östliebsten 0.7 km2 grossen Gletscher, auf dem unmittelbar nördlich von den Okstinder gelegenen Tverfjeld (18) liegt die äusserste End­ moräne 20 m unter dem Gletschersaum und in 17 5 m Ab­ stand davon. Wie vorher erwähnt, teilt J. OxAAL [62, S. 36] mit, dass der Berg Toven auf der Sodseite des Rarrenfjords »nach der grossen V er gletscherung einer neuen, me hr lokalen V er­ gletscherung ausgesetzt gewesen sei». Er . stiHzt diese Ä asse­ rung darauf, dass >man hie und da Rundhöcker mit zwei Stossseiten sehe» und au f das Vorkommen östlieb im V er­ hältnis zum Berg sich vorfindender Wanderblöcke aus Granit von demselben Typus wie der Tovengranit. -- Es ist in­ dessen ausgeschlossen, dass dieser nur 991 m hohe Berg einen solch gewaltigen lokalen Gletscher getragen haben sollte, während solche auf den benaebbarten sehr viel höhe­ ren Bergen, wie es sich herausstellte, fehlten. Bemerkens­ wert ist auch, dass die von OxAAL beobachteten Schrammen, die von dieser lokalen V ergletseherung stammen sollen, aus­ sehliesslieh »in einer beinah diametral entgegengesetzten Rieh­ tung zu den Sebraromen der grossen Eiszeit» verlaufen. Die­ ses Verhältnis deutet darauf, dass die bewussten Sehrammen in der Tat vom Inlandeis herriihren. Die angefiihrten Blöcke können wohl ursprunglieb vom Granitfeld Tovens gekommen sein, da sie aber von »dem Typus sind, der die weiteste Ver­ breitung hat», ist es wahrseheinlicher, dass sie von irgend einem der Granitgebiete im Sudosten stammen. Norw. top. Bl. Svartisen. Die Verhältnisse der Högtuva sind auf S. 37 beschrieben. Von einem »glacier de deuxieme ordre, le plus oriental 56 FR. ENOUIST. au pied du point culminant des Skavigtinder» (19) fuhrt RAHOT folgende Messangen (ausgefuhrt 1884) an: )) Devant son front s'etendent cinq moraines espacees sur une largueur de 400 m» [67, S. 136]. R. MAHSTRANDEH. ist der Ansicht [58, S. 39], dass der Svartisen, 1 unter welchem Namen die bekannten zwei ge­ waltigen Gletscher am Polzirkel zusammengefasst werden, in einer fruheren Periode ungeheuer viel grösser gewesen sei, als heute, sodass z. B. der halbwegs zur Högtuva gelegene 936 m ho h e Storvastind )) einmal als ein N unatak aus der Eisdecke hervorstak, die durch das Glorodal und Österdal und die Eisfelder des Högtuva ihn umschlossen». Von RABOT auf dem N ordabhang dieses Berges gefundene W anderblöcke au s Porphyrgranit J>Zeugen auf das deutlichste von der Bewegung des Eises nach unten von den aberen Regionen». - Indessen sind weder der Svartisen noch die Högtuvgletscher nach der Abschmelzung des Inlandeises nennenswert grösser gewesen als heute, wie aus REKSTADS (s. unten) und meinen Unter­ suchungen hervorgeht. Die von MAHSTH.ANDER beobachteten Schrammen und Moränen, die nicht in unmittelbarer Nach­ barschaft der heutigen Gletscherzongen liegen, mussen als zu dem abschmelzenden Inlandeis gehörig gedeutet werden. Die auf dem Storvastind gefundenen Wanderblöcke aus Porphyr­ granit, wie die von MARSTRANDEn angefuhrten von der Nord­ seite des Storglaamsvand (nördlich vom Svartisen, s. top. Bl. Melö) sind sicher vom Inlandeis von einem der zahlreichen siidlich gelegen en Granitfelder d orthin gefuhrt warden (v g l. di e Verhältnisse bei Toven S. 5.5 ). Die Blöcke beim Stor-

1 REKSTAD [ 70] hat vom Svartisen Angaben iiber die Moränen bei den zwei gegen den Holandsfjord sich erstreckenden bekannten Eis­ znugen, dem Enga- und dem Fondalsgletscher, sowie bei einer Glet­ scherzunge, die im Osten höchst oben im Bjellandsdalen herunterdrängt. Der unterste Moränenwall des Engagletschers (20) lag 1890 etwa 400 m von dem Gletschersaum oder ungefähr in der Mitte zwi schen diesem und dem Fjord (8. 282), während die äusserste Moräne des Fonddals­ gletschers (21) am Meeresstrande cca. 3,ö km vom 8aum liegt (8. 286). Die Moränen des Bjellandsdalgletschers (22) »bezeugen, dass dieser Gletscher einmal ungefähr 2 km we i ter gereicht hat» (8. 27 8). DIE SPÄTGLAZIA LE ZEITPERIODE. 57 glaamsvand durften aus diesern G1·und vom Svartismassiv her­ stammen. Norw. top. Bl. Melö. Vom Svartisen liegt bier folgende Beobachtung von REKSTAD vor [80, S. 50], welche in voll­ ständiger Öbereinstimmung mit meinen Beobachtungen steht. ))Eine auffallende Schrammenrichtung von der Ostseite des nördlichen vom Svartisen bei dem Holmvatn (23) möge bier erwähnt werden. Starke und fris<.:he Schrammung wurde an dieser Stelle ganz nahe dem Gletscherrand beobachtet, in einer Richtung, die von derjenigen, welche der Gletscher heute hat, vollständig abweicht. Darunten beim Holmvatn geht die Schrammung sud-nord, oder senkrecht zu der Richtung, die der heutige Gletscher hat. Etwas weiter oben geht die Schrammung dicht am Gletscherrand nach NNW. Diese ganz abweichende Schrammung mag von der Eiszeit stammen. Daraus folgt, dass der Svartisen bier frnher keine nennenswert grössere Ausbreitung gehabt haben kann, als heute.» - Unter einer gegen das Sundfjorddal sich erstreeken­ den Zunge von dem recht hedentenden Glaamgletscher (24) erwähnt RABOT »la moraine la plus ancienne est situee a cent metres du front du glacier) [67, s. 137]. Norw. top. BL Dunderlandsdalen. Auf dem westlichen Teil des Ortfjeldets ist der nördliche Abhang mit einem 6.7 km2 grossen, in mehrere Partien geteilten Gletscher bedeckt. Unter seiner östlichen Zunge (2.5) liegt ein bedeutender Endmoränenbogen, schätzungsweise 450 m von seinern ober­ sten auf einern Bergabschuss endenden Saum und in hedeu­ tender Tiefe unter demselben. Den westlichen Zungen feh­ len Moränen, da sie uber die stark geneigten Abschlisse ge­ rutscht sind. Am Ostabhang des langgestreckten Stormdalsfjeldets drin­ gen mehrere Gletscher nieder. Von dem sudlichsten, der 0.75 km2 gross ist, gehen zwei Zungen aus. 50 m unter dem sudlichen (26') liegen schöne Endmoränen in einem A b­ stand von 220 m vom Gletschersaum. Un ter ,dem nördlichen 58 FR. ENQUIS'l'.

(27) liegt die äusserste Endmoräne 11 m unter und cca. 200 m von dem Gletscherrand. Von der halbkreisförmigen Nische auf der Ostseite des Gipfels »1493 rm dringt ein l.s km2 gro~ser Gletscher nie­ der (28), dessen 1\usserste Moränen 250 m vom Gletscher­ saum liegen und 20 m tiefer als dieser. Nordöstlieb vom Gipfel »1365 m» dringt ein 0.6 km2 grosser Gletscher nieder (29), dessen äusserste Moränen 272 m vom Gletschersaum und 67 m unter demselben liegen. Unter einem 0.45 km2 grossen Gletsc her mit nördlicher Orientierung gegen das Peradektal (:-JO) liegen die äussersten Endmoränen ungefähr 100 m vom Gletseherrand. Unter dem westliebsten der Gletscher, die mit nördlicher Exposition gegen das Övre Fossb::ekken dringen (31), liegen die äussersten Moränen 115 rn vom Gletschersaum und 34 m unter demselben. Die Grösse des Gletschers beträgt 0.25 2 km • N orw. top. Bl. Beiardalen. RABOT hat von dem Gletscher »de la source du Beierelv» (32) folgende im Jahr 1882 ge­ machte Beobachtung: »Le glacier est precede de cinq mo­ raines, echelonnees sur une distance de 900 m» [67, S. 136J. Norw. top. Bl. Bodö. Die vier kleinen Gletscher unter den FalkBagtinder (33) zeigen eine ganz unbedeutende Mo­ ränenausbreitung (einige zehn Meter). Von den Beiartinder drängen nach Osten drei Gletscher­ zungen nieder (auf der t.op. Karte Smaatindisen genannt). Unter dem nördlichsten (34) derselben liegen die äussersten Moränen 93 m tiefer als der Gletschersaum und schätzungs­ weise in 250 m Abstand von diesem. Norw. top. Blätter saltdalen und Sulitelma. Ganz neulich hat HoLMSE~ den Beweis dafur geliefert, dass der grosse Plateau­ gletscher Blaamandsisen (3.5) nicht das Zentrum einer aus­ gebreiteteren Lokalvergletscherung gebildet hat. »Eine fru­ here, hedentend grössere Ansstreckung des Blaamandsisen kann nicht nachgewiesen werden, und es ist auch nicht wahrschein­ lich dass dieses nach der grossen Eiszeit viel grösser ge- DIE SPÄTGLAZIALE ZEITPERIODE. 59 wesen ist als heute. Man findet nämlich Findlinge, die kaum dem Ort angehören, dicht am heutigen Gletscher­ rand. - - W eder Moränen noch Schrammen deuten auf eine grössere Ausbreitung der Gletscher, die jetzt von dem Ak~ kumulationsgebiet aus radiieren. Dagegen finden wir dicht beim Eise westlieb gehende Schrammen von der Bewegung des Inlandeises» [4:7, S. 25]. Auch fur die Sulitelmagletscher findet HoLMSEN ähnliche V erhältnisse.

Verf. phot. 18. Aug. 1912. Fig. 26. Aja-vokkagletscher und sein !lioränengebiet.

Norw~ top. BL Nordfold. Während die näher an der Kuste gelegenen Berge in diesem Kartenblatt, wie vorher erwähnt, von einer intensiven spätglazialen Lokalvergletscherung ge­ troffen warden waren, waren die Verhältnisse weiter land­ einwärts anders, wie ich bei einem Besuch des Kalvtind und Aja-gokka beobachten konnte. Während des sehr beschwer­ lichen Hinunterkletterns durch die jetzt gletscherfreie \ sud­ östlieb orientierte, prachtvolle Nische zwischen dem Kalvtind und Slattlifjeld (36) konnte ich konstatieren, dass Moränen• bildungen in dieser vallständig fehlten, wie auch dass die

1 Die topographische Karte zeigt bier wie gewöhnlich eine höchst iiber­ triebene Gletscherbezeichnung. Nur auf der Siidostseite des Kalvtind und der Nordostseite des Slaatlifjelds liegt je ein kleiner Gletscher. 60 FR. ENQUIST.

Klippenschwelle unterhalb eines kleinen Tumpels vom Inland­ eis geschrammt war. Norw. top. Bl. Hellemobotn. Auf der Grenze zwischen diesem Kartenblatt und dem Blatt Nordfold liegt der sehr bedeutende, plateauförmig ausgebildete Aja-~okkagletscher (.'37) . In nordnordöstlicher Richtnng dringt von di esem eine Gletscherzunge herunter (Fig. 26), vor welcher zwei wohl

o

Fig. 27. Kartenskizze ttber das ~Ioränengebiet des Aja- <; okkagletschers. ausgebildete Endmoränen liegen (Fig. 27), in einem grössten Abstand von 190 m von der Zunge und 36 m unter der­ selben. Gleich unter dem Gletscher ist ein Fels in der Be­ wegungsrichtung des Gletschers geschrammt, S 21 ° W. Vor dem äusseren Moränenwall beginnt kahler Felsgrund, an mehreren Ste1len in der Bewegungsrichtung des Inlandeises von Sudsudost geschrammt. Am Aj a-~okka sin d die V er­ hältnisse also analog mit mehreren der vorher besebriebenen: DIE SPÄTGLAZIALE ZE[TPERIODE. 61

Die kaltlen, vom Inlandeis geschrammten Felsen vor eine1· t•on dem lz eutigen lokalen Gletsche1' abgeladenen Mm·äne in ganz unbedeutendem, Abstand vom Gletsclw·saum zeigen, dass der Gletsche1' seit dem Abschmelzen des Inlandeises nie wesentlir:h ,q1·össer gewesen ist als heute. In der Nähe der Reichsgrenze liegt von diesem Karten­ blatt eine Observation (38) von J. FRÖDIN vor, welche meine Beobachtungen in diesen Gegenden bestätigt: »Um Klarheit dari.'lber ,zu erhalten, inwiefern - - eine lokale 'Vergletsche­ rung der nördlichen Talpartie (des Suorketales) stattgefunden hat, babe ich dasselbe genau untersucht, aber nicht die aller­ geringsten Spuren einer solchen Vergletscherung gefunden. Keine Schrammen oder Rundfelsen denten darauf, dass eine nord-sodliche Eisbewegung st11tttgefunden, und als entschei­ dend for die Frage muss hervorgehoben werden, dass nicht einmal die unbedeutendsten Endmoränen auf diesem Platz existieren; während solche oder wenigstens gewöhnliches Moränenmaterial mit Notwendigkeit vorhanden sein mCisste, wenn ein lokaler Gletscher während einiger Zeit von der Seite in das Tal sich vargeschoben hätte» [20, S. 117]. Norw. top. Bl. Tysfjorden. Vor dem sodlich vom Skjomen­ fjord gelegenen Södra Meraftesfjeldgletscher (39) liegt nach HoF.LS Beobachtungen vom J ah r 1906 die äusserste End­ moräne 142 m von der Gletscherkante [4:1, S. 141]. Norw. top. Bl. Ofoten. In den schwerzugänglichen Har­ jang(jelden auf der nördlichen Seite des Ofot(jordes liegt auf der Ostseite des Lilletind ein l km 2 grosser Gletscher (40), unter dessen nordöstlicher Zunge sich 4 bis 5 Moränen• wålle finden. Der äusserste derselben (2.3 m hoch), der sehr schön ausgebildet ist, liegt 185 m vom Gletschersaum und 17 m unter demselben. Dieser Wall zeigt die Maximalaus­ breitung des Gletschers; denn vor demselben beginnt der vallständig blocklose, vom Inlandeis glattgeschliffene Berg­ grund. Schrammen beobachtete ich hier keine. Norw. top. Bl. Narvik. Auf der Ostseite des Melkefjeldes liegt ein l km2 grosser Gletscher (41), unter dessen lang- 62 FR. ENQUIST. gestrecktem Saum sich grosse Moränenanhäufungen finden. Diese hedeeken jedoch nur ein ganz schmales Gebiet, vor dem der kahle Felsengrund beginnt, schön von Sudost vom Inlandeis geschliffen (Fig. 28). Unter dem närdlichen Teil der Gletscberzunge wurde der grösste Moränenabstand bis 210 m gemessen; die äusserste Endmoräne lag hier 23 m

Verf. phot. 2i. J uli 1912. Fig. 28. Melkefjeldgletscher und sein Moränengebiet. unter dem Gletschersaum. - In dem gletscherfreien, gegen W esten orientierten Nischental zwischen dem Melkefjeld und dem Sistind finden sich keine Endmoränen.

Schwedisches top. Bl. Tärna und NasafjälL In der Län Västerbotten ist die heutige Vergletscherung auf den Norra Storfjäll und Ammar(jäll beschränkt, von welchcn das erst­ genannte Massiv 8 oder 9 Gletscher trägt, das letztge­ nannte nur einen. Die Grösse der Gletscher ist unbedeu­ 2 tend, ihr Gesamtareal beträgt etwa 5 km • Die bier herr­ sehenden Verhältnisse sind eingehend von A. GAVELIN unter- •

DIE SPÄTGLAZIAJ,E ZEITPERIODE. 63 sucht [29], nach dem das folgende uber die Moränen• gebiete zusammengestellt ist. Der Muatsergletscher N:o l (42). In einem Abstand von 30 -40 m vom Gletscher findet sich eine Endmoränenserie, »die eine ältere etwas grössere Ausbreitung des Gletschers angibt; in noch weiterem Abstand von demselben aber waren keine derartigen Endmoränen wahrzunehmen, sei es weil sie gar nicht zur Ansbildung gekommen, oder weil sie später ver­ wischt worden waren.» Der Tärnagletscher (43). Ungefähr 150-200 m vom Rand liPgen einige Endmoränen, »die unzweifelhaft als von einer noch älteren und grösseren Ausbreitung dieses Gletschers herruhrend anzusehen sind. Ob die noch weiter ostwärts auf der Hochebene liegenden zahlreichen, aber stark de­ struierten Endmoränen auf postglaziale Perioden zu beziehen sin d, w äh rend welcher der Tärnagletscher ( einschliesslich einiger perennierender Schneefelder in der Nähe) eine um ein Vielfaches gr0ssere Ausdehnung als gegenwärtig gehabt hat, oder ob sie der Abschmelzungsperiode des Landeises angehören, habe ich keine Gelegenheit gehabt, näher zu untersuchen.» Der Östra Sytergletscher (44) ist unten von Endmoränen bis zu einem grössten Abstand von ungefähr 80 m vom Gletscherrand umgeben. Weiter draussen bildet die Talsohle >ein ebenes, sumpfiges und in starker Soliftuktion begriffenes Terrain. Endmoränen, die eine ehemalige grössere Aus­ breitung des Gletschers markierten, fehlen, es ist aber klar, dass solche, auch wenn sie zur Ansbildung gekommen sind, infolge Solifluktion innerhalb dieses Gletschers sehr bald haben zerstört we1'den mussen.» Vom Norra Sytergletscher (4.5) wird »der äusserste, im ganzen nur ungefähr 100 m von dem Rand entfernt gelegene deutliche Endmoränenwall» erwähnt. Der Måskonoivegletscher (46). »Nach anssen von den re­ zentesten, den ciamaligen (1908) Eisrand markierenden End­ moränen finden sich hier ältere, welche angeben, dass dieser •

64 FR. ENQUIST. Gletscher wenigstens 50- 60 Meter weiter als jetzt vorge­ seho ben gewesen ist.» G AVELIN hält es j e doch f ii r wahr­ scheinlich, dass er uber den Rand einer umnittelbar darunter gelegenen Nische gereicht und in diese niedergesturzt sei, »obschon keine Endmoränen dicht an der Nischenwand er­ halten geblieben sind». Der Ammargletscher (47). »Weit unterhalb der gegen­ wärtigen Endpartie des Gletschers trifft man Endmoränen von der ehemaligen grösseren Ausdehnung des Ammar­ gletschers her an. i) Sicber zu diesem Gletscher gehörende Endmoränen beobachtete GAVELTN in einem Abstand von ungefähr 230 m und wahrscheinlich dorthin gehörende in einem Abstand Von wenigstens 400-500 m. »Möglicherweise finden sich solcbe in nocb grösserem Abstande von dem gegenwärtigen Gletscherende, obwohl ich nicht Zeit gehabt babe, dieser Frage eine weitere Untersuchung zu widmen.» Wie aus dem obigen hervorgeht, sind die mit Sicherheit nachgewiesenen Endmoränen in einem Abstand von den Gletschern gelegen, der analog demjenigen ist, den ich in den angrenzenden Gebieten Norwegens gemessen. Das vor­ liegende Gebiet ist indessen (zum Unterschied von jenen) starker Solifluktion ausgesetzt, und GAVELIN hebt deshalb hervor, dass Moränen älterer Stadien haben zerstört werden können. Scbwed. top. Bl. Staika. 1868 erwähnt A. ERDMANN in seiner Arbeit »Sveriges qvartära bildningar» [16, S. 67] das V 01·kommen einer bogenförmig ausgebildeten Endmoräne au f der Ostseite des Staika (48). Die Lage (s. Fig. 29) ist in einem )>nach einer Seite geschlossenen Kesseltal, f, dessen Boden gefullt mit perennierendem, zmamrnenge:ointertem Schnee (einer Erinnerung an den fruheren Gletscher) steil oder im V erhältnis von ungefähr l : 6 nach Osten abfällt auf einer Strecke von ungefähr 3 000 Fuss. An der unteren Kante dieses Schneefeldes sieht man einen halbkreisförmigen Wall, a, aus lauter grösseren und kleineren l3löclten und Steinen aufgestappelt, oh n e dass irgend wie !Ges darnit v er- DIE SPÄTGLAZIALE ZEITPERIODE. 65 mischt ist, bogenförmig vor der· Mundung des kleinen Tales abgelagert und mit beiden Enden des Bogens sich gegen die Aussenkanten der Talseiten stiitzend. Diese alte EnJm01·äne, der jedoch der gewöhnliche Durchbruch in der Mitte fehlt, sondern die sich in ununterbrochenem Zusammenhang von der einen Talecke zur anderen erstreckt, hat auf der inneren Seite eine Höhe von 30-40 Fuss uber dem Schneefeld, fällt aber nach der äusseren Seite ziernlich steil, 80-100 F u ss, bevor eine andere, ebene Ter­ rasse, b, aus gleichartigen Materialien begegnet. Und unterhalb dieser Terrasse be­ ginnen dann mehrere andere grösser_e und kleinere Ter­ rassen aus Stein und Kies, c, d, und e, die eine nach l und unterhalb der anderen, alle in derselben bogenförrni• gen Ges talt wie die, die den obersten, zunä.chst beim Tal liegenden W all auszeichnet. Fig. 29. Nis<·he beim Staika. Nach Von der obersten Kante die­ ERDMANN [16]. ses letztgenannten W alles nach dem Fuss des Staika, auf dem Niveau des sog. Pabbla­ fjälles, zeigt das Barometer einen Höhenunterschied von gut 1600 Fuss an». ERDMANN hebt besonders hervor, dass die­ sem .Berg »jetzt selbst jede Spur noch wirksamer Gletscher fehle». Hier wiirde also ein typiscbes Reispiel eines in postgla.zia­ ler Zeit ausgebildeten, aber jetzt verschwundenen Gletschers vorliegen, und als solcher wird EmmANNS Beobachtung meh­ reren Orts erwähnt (SElw AND ER, TAN NE lt). Es scheinte mir .indessen eigentilrulich, dass ein jetzt ge­ schmolzener Gletscher auf dem betrefl'enden Berge hätte aus­ gebildet gewesen sein können, da er doch von Bergen um- . . 5-182107. S. G. U. Se1·. C, N:o 28.5. 66 FR. ENQUIST. geben ist, auf welchen sich nachweislich keine ausgebreitetere Lokalvergletscherung als die heutige v01·fand. Ich kam des­ halb auf den Gedanken, dass das von ERDMANN erwähnte Schneefeld in der Tat ein wirklicher Gletscher sei, was das V 01·kommen der erwähnten Endmoränen auf ganz naturliche \Vei se erklären wurde. Auch die Höhe des Berges, 1799 m, ist so beil eutend, dass er die heutige \ ~ ergletscherungsgrenze wohl ubersteigen kann, wekhe nach Bestimmungen uber benachbarte Berge zu urteilen, hier recht gut tiefer als 1800 m liegen kann [15, S. 13]. Da s Studium des in dem Arkiv von SvERIGEs GEoLO­ GisKA UNDEHSÖKNI NG verwahrten Tagebuches ERDMANNS 1 be­ wies auch unzweifelha(t, dass man es hier mit einem wirk­ lichen Gletscher und nicht nur mit einem perennierenden Schneefeld zu tun hatte. So wendet EuDMAN N im Tagebuch direkt den A usdruck »Gletschereis» an, und er schildert di e Gefahr, sich auf der »Eisfiii che» unvorsichtig zu bewegen.

1 Ich gebe bier einen vollständigen Auszug aus ERDMANNS Tagebuch iiber seinen Besuch bei Staika, der am l. Aug. 1862 stattfand. »S taika­ tj ellet har två toppar, hvaraf den norra är den spetsigaste och högsta. Båda äro nedanför förenade med en lägre bergkam eller utskott, som åt wester stänger utsigten dememellan, då de betraktas från något af de andra höga fj ellbcrgen i öster. Emellan båda topparna bildas sålunda en fullständigt sluten kitteldal med stark stupning ned åt öster, och fylld med evig is och snö till en sträcka af ung. 3 000 fot och en bredd af 3-3 500 fot. (Se den lilla teckn. i E. Sidenbladhs dagbok). Straxt där snön slutar vidtager en halfcirkdformig 30- 40 fot hög vall af idel större och mindre kantiga stenar bågformigt aflagrad framför dalens mynning, och merl brant stupning sluttande af utåt säkert l 00 fot ned till en mera utbredd terrass af samma slags stenaflagring. Denna vall är den mest tydliga och storartade morän man kan tänka sig. Men nog med denna första närmaste vall; nedanför densamma fortsätter samma aflagring i en mängd högre och lägre terasser den ena nedanför den andra och det hela egande denna hågformiga skapnad, som utmärker den öfversta nu närmast dalen liggande vallen eller moränen. Hela aflagringens mäktighet af sten, grus och jökelstenar uppgår säkert till l 500 fot rälmadt från öfre kanten af den närmast snön liggande moränen ned till foten af Staikas eller i jäm nhöjd med PabbeltJället. Det är en känsla, som djupt griper, då man står framför och nedanför denna utom­ ordentligt mägtiga moränbildning och tänker sig att alla dessa block och stenar härröra endast från de båda Staikatopparna och det mellan dem liggande berget, ty sjelfva moränaflagringen har utan all invändning ett så- 1JIE SPÄTGLAZ[ALE ZEITPElUODE. 67

Entscheidend for die Frage ist die Erwähnung »der 2-3 Ellen breiten Schlucht, die ohne sichtbaren Boden» an der oberen Grenze gegen die Bergwand ausgebildet war. Diese Schlucht. ist offenbar die charakteristische »Bergschrunde», die immer am oberen Rand eines Gletschers ausgebildet ist und die so oft ein unCtberwindliches Hindernis bei der Gipfel­ besteigung bildet. Den perennierenden Sehneefeldern fehlen immer diese for die beweglichen Gletscher charakteristischen Spaltensysteme. dant läge rakt frnmför Stuilmdalens mynning, att den omöjligt kan bafva. kornmit från någon annan närliggande dalrnorän, om icke det ytterst ut på sidan liggande gruset till en del. Hvilken mängd af år, oräkneliga, bafvu icke åtgått härtill? Serlan vi nu ändtligen sträfvat uppföre hela denna rnägtiga rnoränvall, J.lef fråga om bvilkcn väg skulle väljas för att uppstiga på den högsta topp, som ännu höjde sig 0111 kring 300-1 000 fot öfver oss. Vi hade att välja mellan vandr. på isen och snön upp till den snö- och istäckta kammen mellan hådu topparna rakt upp och på sidan uppföre den utornord •. branta sluttningen af sjelfm toppkamrnen. Vi valde tyvärr det förra och begafvo oss åstad uppföre det snötäckta isplanet (vid Barom. observ. på moränen visade luftternpc•raturen + 0.5), hvars öfre del var nog tvärbrant och be­ svärlig. Vi hade nu från moränen enl. Bar. stigit ungefär 500 fot och hade ~åledes ännu lika mycket qvar till toppen. Men här mötte just i skillnaden mellan isma ssan vi stodo uppå och fasta bergkammen till hvilken vi :unnade uppkomrna ett 2- 3 alnars bredt svalg utan synlig botten, hvar­ öfver de främsta vandrarna så förskräcktes, att de med högljudd röst ropade att de för ing1•n del ville gå vidare. Detta bragte tyvärr blindt allarm i lägret, alla vände ryggen åt svalget och nedstigningen bcgyntes åter. Sedan jag sålunda gått några strg utföre, förlorude jag fotfästet med ens, och hulkade hastigt utföre det brant sluttande isplanet, till kamraternas för• skräclwlse, som trodde att vägen skulle mrd ens bära rakt ned till - änd• mO?·äneu, men den under natten nyfallna snön gjorde friktionen stor och saktade farten, så att jag snart stannade igen, när lutningen blef mindre. - Efter återkomsten ned till moränen, öfverlades en stund om man ej borde försöka, att nu på den andra förut här omnämnda vägen bestiga topprn, men vägvisa1nas afstyrkande och de från wester allt mer antågande snömolnen (ett litet snöyr på moränen efter nedkomsten), som slutligen in­ svepte toppen och skulle förmörkat synkretsen mot we5ter, bragte oss att ufstå från bestigningen, hvaraf vi eljest skulle haft så stor njutning. Under nedfärden till Tanauris strand vid båten togs flere Jök,-lsteuar bland moJ än­ gruset. En!. Bur. obs . skulle det ställe på jökelisen, dit vi hunno, ligga ungefär 89 rnillirn. högre än sjön Tarrajaure vattenyta, således 3 560 fot deröfver. Eul. särsic fast grof vinkelmätning låg detta ställe ungefär 400 fot nedanför toppen, således högsta toppen af Staika = 3 900 ungefär öfver sjön.» 68 FR. ENQUIST. Schwed. top. Bl. Sulitälma und st. Sjöfallet. Die V er­ hältnisse der grossen Sulitälmagletscher sin d von J. W EsT­ MAN 1 näher untersucht. Nach ihm kann die MorLinenzone an 2 der Siidostecke des Salajekna (Areal 13 km ) auf 250 m ge­ schätzt werden (49), und vor der Tuolpazunge des Stuor­ 2 j ekna (Areal 14.1 km ) erreicht sie 270 m (.50). Im Durch­ schnitt findet er fur die Moränenausbreitung unter den Suli­ tälmagletschern einen Abstand von ungefähr 150 m. Unter 2 dem grossen Plateaugletseher Ålmajalosjekna (Areal 17,4 lun ) nördlich von dem vorerwähnten (.51), erreicht die grösste Breite der Moränenzone nach WESTMANS Karte etwa 600 m [108; 109]. F. SvENONIUS dagegen gibt an, dass man in der Sulitälma• gegend »von der Moränenausbreitung der fruheren Arrsbrei­ tung der einen Gletscherzunge mehr als l Meile von ihrem gegenwärtigen Endpunkt ganz genau folgen und ihre fruhere Mächtigkeit ungefähr berechnen kann !» [97, S. 56.5]. Diesen Sta11dpunkt h ~ilt er in einem Diskussionseiuwurf am 10./I. 1913 fest nach einern von mir uber diese Fragen gehaltenen Vortrag [100, S. 23]. SvENONIUS hat hier Moränen des ab­ schmelzenden Inlandeises mit denen zusammengestellt und verrnischt, die unter den jetzt vorhandenen Sulitälmagletschern sich bildeten (s. weiter dartiber S. 124). Die Verhältnisse in dem weitgestreckten Sarekgebiet 2 sind besonders eingehend von A. HAMBERG erforscht. Er hat dort gefunden, dass die Endmoränenbildungen >-'s ieh nur in un­ bedeutendem A bstand von den Gletschern erstrecken. Ge­ wöhnlich hören die Endmoränen sc hon in einern Abstand von ungefähr 200-400 m vom unteren Ende des Gletschers auf, und da sie scharf inarkiert sind, braucht man durchaus nicht zu zweifeln, wo sie zu Ende sind» [31, S. 630]. In

1 WESTMAN hut uuch einc instruktive schematische Kurtenskizze iiber die Konstitution der Moränenzone unter diesen Glet~chern gelicfert [108, S. 77] wie auch genau uusgemessene Karten iiber die Moränengebiete des Stuorjekna uud Salajelma [lOHJ. 2 Aut der Ohersichtskarte Fig. 21 sind eine Anzahl dieser Gl etscher mit den N ummerbezeichnungen .52 eingetragen. DIE SPÄTGLAZIALE ZEITPERIODE. 69 e~mgen Fällen sind jedoch Endmoränen in den Tälern in hedentendem Abstand vo n den Gletschern angetroffen worden (a. a. 0.), aber auf Grund von Beobachtungen von Strand­ linien eisgedärnmter Seen ganz in der Nähe der heutigen Gletscherenden schliesst llAMBEJW, dass das Klima, sei es zur Zeit der eisgedärnmten Seen oder später, nicht schlimmer sein konnte als heute [32, S. 482; 35, S. 7 44]. Die Er klärung för das Vorkommen der oben erwähnten Endmoränen legte HAMBEIW 1909 in einem Vortrag öber die Abschmelzung des

Verf. phOt. 21. Juli 1910. Fig. 30. Endmoräne nnter dem Skartaäiveglgtscher.

Inlandeises in diesem Gebirge vor. Er findet, dass dieses schliesslich in diesem Gebirge selbst geschmolzen sei und nicht, wie man fröher angenom men, östlieb im V erhältnis zu diesem. Dabei wurde es in eine Anzahl von den Hoch­ gebirgen getrennte Partien geteilt, welche den grossen Tal­ strichen folgten und in diesen eine Anzahl Endmoränen ab­ lagerten, welche indessen keine Öbergangsstadien zwischen den Eisströmen des Inlandeises und den heutigen Gletschern bezeichnen. Die ersteren sind nicht allrnählich in die letzte- 70 FR. E XQUIST. DIE SPÄTGLAZ[ALE ZEITPERWDE. 71 ren ubergegangen. Gletschertäler wie Nischen und kleinere Nebentäler scheinen im Gegenteil während dieser Zeit vom Eis geräumt worden zu sein [3!, S. 414-417; 35, S. 737]. Diese Beobachtungen und die Scblussätze, die HAMBEHG aus ihnen gezogen, stimmen vallkornmen mit den Resultaten uber­ ein, die ich im nördlicher gelegenen Kebnekaise-Torneträsk­ gebiet gewonnen habe. Schwed. top. BL Kebnekaise. Von einem nach Suden orientierten recht bedeutenden Gletscher auf dem Svalalieso­ tjåkko (.53) erwähnt J. FRöDIN das Vorkornmen von End­ rnoränenwällen bis auf »zirka 200 m unter demselhem [20, S. 158; 21, S. 101]. Vom Berg Nieras erwähnt er gleicb­ falls einen Gletscher (.54), unter welchem sich nur eine re­ zente, dicht am Rand gfschlossene Endrnoräne befindet [21, s. 101]. Der sudlieb von Kebnekaise gelegene Skartaåive trägt einen t~uf der topographischen Karte nicht eingetragenen, ungefäbr 0.4 krn2 grossen Gletscher (.5.5). Unter diesem liegen mäch• tige Endmoränen angesarnmelt (Fig. 30), von denen die äus• serste schätzungsweise 1QO m vom Rand liegt. Ihr Fuss ist 25 m unter diesern gelegen. Im Kebnekaisemassiv und den hohen und dicht gelegenen Bergen, die sich im N orden an dieses anschliessen, findet sich eine recht bedeutende Anzahl Gletscher. Die topo­ graphischen Karten sind hier beso nders irrefuhrend, wenn es die Wiedergabe dieser Gletscher gilt. Oft sind sie gar nicbt ausgesetzt, gelegentlich wiederum finden sich Gletscherbezeich­ nungen an Stellen, wo Gletscher fehlen. Ich werde unten die Messongen mitteilen, die ich in diesem Gebiet vorgenorn­ men. Unter dem ganz unbedeutenden Rullejekna (.56) (Areal 2 cca. 0.1 krn ) liegen dicht neben einander zwei recht Ledeu­ tende MoränenrOcken (Fig. 31). Der grösste ALstand des ärrsseren vom Gletscherrand beträgt 65 m. - Der Rand des 2 »Grossgletschers» (.57) (Areal 2.7 krn ) wird von einern wohl ausgebildeten Moränenwall in einem Abstand vo n etwa 60 m

DIE SPÄTGLA ZIALE ZEITPERIODE. 73 umschlossen. - Uriter der nördlichen Partie des Isfallsglet­ schers (58) (Areal l.1 krn 2) liegt ein mächtiger 70 m breiter Moränenwall, dessen äu-sserer Rand 150 m vom Glet.scher­ saurn liegt (Fig. 32). Unterhalb des grossen Gletschers, der auf der Nords eite des Kebnekaise nach W esten drängt, fehlen, wie schon RABOT bemerkt, Endmoränen. Vom Kaskasatjåkko dringt der 0. 6 km2 grosse Tarfalglet­ scher gegen das Tarfalatal hinab (59). Unter diesem liegt eine 150 m brei.te Endmoräneuzone. - Die Ostseite des Tarfalatjåkko wird von einern l km 2 grossen Gletscher von hedentender Breite bedeckt (60). An der sudlichen Seite des langgestreckten Schneefeldes, das die l\1oränenwälle des Gletschers durchbricht, und das ihren Abftuss deckt, misst die Breite des Moränengebietes gegen 125 m. Der Höhen­ unterschied zwischen dem Rand und dem äussersten Moränen­ wall (bezeichnet + in Fig. 36) betrug 23 m. Die Moränenausbreitung vor dem grossen Gletscher auf der Nordseite des Kas kasatjåkko (61) (Areal l.s krn 2) ist schwierig festzustellen, da gross ~ Teile der Gletscherzunge vollständig von Blöcken bedeckt sind. Sie diirfte sich auf etwa 125 m belaufen. 2 Unter dem grössten (Areal cca. 2 km ) der zwei Glet­ scher auf der nördliehen Seite der westlichen Partie des Kask asavagge (62) erstreeken sich die Moränen bis zu einem Abstand von 160 m vom Gletschersaum; sie liegen hier 16 m tiefer. Zwei sehr ansehnliche Gletscher dringen nach Norden von dem auf der Karte nameniosen Bergmassiv sudöstlieb des Reitajaure herab (63 und 64). Unter beiden liegen gewal­ tige Moränenanhäufungen, die sich jedoch nur etwa 50 m von den Zungen erstrecken. Auf der Sudostseite des Reitatjäkko liegen zwei Gletscher, von deneh die grösste Moränenausbreitung des sudlichen (6'.5) auf gegen l 00 m geschätzt werden kann. Stimmen meine Beobachtungen im Kebnekaisegebiet also vollständig mit den im sUdlichen Gebiet gewonnenen, so er- 74 FH. ENQUIST. wähnt O. SJöGREN dagegen [89, S. 199], dass er 1908 wäh• reml Rekognoszierungen im Kebnekaisegebiet »besonders in­ teress:mte Spuren von Lokalvergletscherung fand, die Gegen­ stand von Sp e zialstudi~n bilden werden». lrgendwelche Auf­ schlusse uber diese Notiz hinaus hat er indessen noch nicht gegeben. Auch TANNER schliesst sich SJöGRE NS Auffassung an [104:, S. 210]. Als Beweis erwähnt er Moränenbildungen an den Mundungen einiger der fl achen Täler, die nach O,;ten vom Tjäktjavagge quer durch das höchste Massiv schneiden,

Verf. ph ot . l. Aug. 1914 . Fig. 33. Endmoränengebiet unter dem Ostgletscher des Tarfalatjäkko.

und von welchen er glaubt, dass »sie nicht wegvindiziert werden können als eine Art Zusarnm enschmelzungsmoränen, die aus getrennten, zusarnmenfliessendcn Zungen des Landei­ set gebildet sind oder aus in Täler abgesehnurten Landeis­ partien, die spä.ter gegen die Mundung der Täler geglisscn sind». - Selbst habe ich indessen während vier ·Sommern (1910, 1914, 191 5 und 1917) die Kebnekaiseberge durch­ forscht, ohne irgendwelche Zeichen gefunden zu haben, dass irgend eine ausgebreitetere lokale V ergletschenmg als die DIE SPÄTGLAZIALE ZEITPE RIODE. 75 jetzige in diesem Gebiet ausgebildet war. Wie ich im fol­ genden beweisen werde, ist dagegen das Inlandeis im Ge­ gensatz zu dem, was die obengenannten Verfasser ange­ nommen haben, schliesslich im Hochalpengebiet geschmol­ zen, und dieses .hat die erwähnten Moränen abgelagert. Schw ed. top. BL Sjangeli. Im sudlichen Teil dieses Karten­ blattes babe ich die gletschertragenden Berge urn den Pårso­ tjåkko und die benaebbarten Gebiete an der Reichsgrenze Westnordwest von diesen bes ucht. Bei diesen Gletschern liess sich keine nennenswert grössere Ausbreitung nachweisen, ebensowenig wie ich irgendwelche Ablagerungen von jetzt geschmolzenen lokalen Gletschern wahrnahm. Eine Mess ung unter einern 0.5 km 2 grossen Gletscher am oberen Teil des Stuor Reitavagge (66) :wigte, dass bier die äussersten End­ moränen 140 m vom Gletschersaum lagen. U n ter den nördlicher gelegen en Gletschern lagen die End­ 2 moränen des Kårsagletschers (67) (Oberftäche 3 km ) in einern grössten Abstand von J 60 m. Di e Moränenbildungen, welche weiter unten im Kårsavagge von SJöGH EN [89] SvENONIUS [99, S. 27 ] und TANNEH [104:, S. 210] beobachtet wurden, stammen dagegen von der Partie des Landeises, die in diesem Talgaug abschmolz und sind nicht," wie die genannten Forscher annehmen, vom Kårsagletscher in einer abnorm vergrösserten A usbreitung abgelastet worden. O. SJöGREN hat sudlieb und westlieb des Torneträskes eine A nzahl teilweise sehr hedentender Endmoränenanhäufungen beschrieben, wie auch eine Anzahl jetzt gletscherfreier Nischen [89]. Er nimmt an, dass »zahlreiche und grosse Gletscher» während >> der Zeit der Lokalvergletscherung» die Moränen abgesetzt und die Nischen ausgebildet haben (S. 41). Er hebt besonders hervor, dass diese Gletscher selbständig und klimatisch bedingt w aren (S. 7 5) und nimm t an, dass sie ohne Disko rdanz in die heutigen Gletscher ubergegangen seien: »Das letzte Stadium der Ausbreitung der lokalen Glet­ scher wird durch den Moränenstri ch vor den heutigen Gletschern oder den Nischen, worin di e Gletscher gelagert waren, be- 76 FR. ENQUIST. zeichnet» (S. 199). Diesen während der kurzen spätglazialen Zeit ausgebildeten lokalen Gletschern schreibt er weiter einen unerhörten erodierenden Einfiuss zu. Sie skulptierten die gewaltigen Gletschernischen aus (S. 77), welche »deutlich nicht ausgebildet weri!en konnten, bevor die Hauptperiode des Inlandeises aufgehört hatte»!! (S. 194); die Trogränder deutet er »als ein Werk dieser späteren Lokalvergletscherung» (S. 70), und sogar von dem hedentenden und bis 87 m tiefen FeJsenbassin des Sildvikvattnets nimrnt er an, dass es »deut­ lich genug» von einem lokalen Gletscher »am Ende der Eis­ zeit» ausgegraben worden sei, während einer »lokalen Ver­ gletscherungsperiode, als der Talgletscher dem Inlandeis ge­ folgt war» (S. 106). SJöGRENS Dentungen der hier herrschenden Verhältnisse unterwarf ich einer Kritik [13], indem ich hervorhob, dass die fraglichen Endmoränen als vom Inlandeis und nicht von lokalen Gletschern abgesetzt aufgefasst werden mössen. Die Eisscheide wurde nämlich bier nicht, wie SJöGREN (a. a. 0., S. 111) die Sache darstellt, »während der Schmelzperiode nach Osten verschoben, sodass sie schliesslich ausserhalb des Berggebietes zu liegen kam», sondem die Abschmelzung fand schliesslich iiber df!m Hochgebi1·_qsgebiet statt, und von diesem gingen die letzten Eisbewegungen aus. Gegen den Schluss der Abschmelzung bewegten sich, wie ich in diesem Vortrag hervorhob, grosse Eisreste noch in den Talsohlen unter ganz analogen V erhältnissen, wie sie HAMBEIW fruher vom Sarek­ gebirge geschildert hat. »Es sind Endmoränen, abgesetzt von diesen Eisresten in den Fortsetzungen der heutigen Gletscher­ täler nach unten, welche SJöGREN als Beweise fur eine be­ sonders intensive Lokalvergletscherung gedeutet hat». Was das Alter der Nischen betrifft, hob ich hervor, dass sie »in diesem Abschmelzungsgebiet deutlich ganz ausgebildet waren vor dem Beginn der totalen V ereisung, was au f eine sehr lange Periode biosser Lokalvergletscherung deutet, aber mit bedeutend niedriger gelegener V ergletscherungsgrenze als der heutigen. Ihr oft gut erhaltenes Aussehen beweist, dass DIE SPÄTGLAZIALE ZEITPERfODE. 77 das lnlandeis unbedeutend erodierend auf die Berge selbst gewirkt.» Dieser meiner Deutung von SJöGRENS Beobachtungen schloss sich Tu. C. E. Fnms in seiner Arbeit uber die Vegetation und ihre Entwicklung in Torne Lappmark [19, S. 309] an. - TANNER aber findet, dass »die Frage ofi'en stehe<', hält sich aber gezwungen »bis ausfuhrlichere Untersuchungen arr­ gestelit worden sind und die Frage möglicherweise endgiltig verneinend beantwortet worden, die .Mögliehkeit zuzugeben», dass gewisse ;\1oränen W vom Torneträsk wie im Kebnekaise­ gebirge »von lokalen Gletschem abgelagert worden seien» [10.:!, S. 667]. Was einen Teil der von SJöGREN angefuhrten Endmoränen betrift't, glaubt er indessen, dass »mit Sicherheit '1ngenommen werden könne, dass sie an den Loben des zuruck­ weichenden Landeises abgelagert worden seien» (a. a. 0., S. 211). Auf diese Fragen, derC:m riehtige Deutung von grundlegender Bedeutung fur so gut wi e alle Fragen ist, die die glaziale Entwieklungsgeschichte dieser Gegenden beruhren~ werde ich in dieser Arbeit später zuruckkommen. 1

1 Die Erforschung der Anzahl der heutigen Gletscher und ihrer Verteilung im Torneträsl1gebiet, die SJöGREN gelierert hat [89]. ist in den meisten Fällen, die ich zu kontrollieren Gelegenlleit hatte, fehlerhaft. So giht er an, der Nissontjåkko trage zwei Nischengletscher an seinem Ostallhang (a. a. O., S. 25 und 31 ). Dies e existicren nie h t, sogar die hi er unlledeu­ tenden Scbneefelder schmelzen gegen J<:nde des Sommers zum grössten Teil ab. Der Gletscher unter dem Pallimtjål

3. Zusammenfassende Schlussätze. Die Verteilung der lokalen Gletscher und die Ausbreitung des Inlandeises in Fennoskandia am Ende der spätglazialen Zeit.

Im vorhergehenden babe ich alle die Beobachtungen uber eine spätglaziale Lokalvergletscherung angefuhrt, die in dem Teil des skandinavischen Hochgebirgsgebietes gernacht war­ den, der in dieser Arbeit näher behandel t wird. A u s dieser Darstellung geht hervor, dass sich zwei Gcbiete trennen las­ sen, welche in dieser Hinsicht ganz verschiedene Ansbildung aufweisen und welche also verschiedene Entwicklungen durch­ gernacht haben. I n dem einen Ge biet, das die Inseln Lofotens und V ester­ aalens und die ä11ssere Kustenstreeke des Festlandes oberhalb des Polzirkels umfasst, sind an rnehreren Orten odergenauer bestimmt uberall, wo Untersuchungen ausgefuhrt wurden, Moränen und Schrammen von einer sehr intensiven lokalen V ergletscherung in den Teilen nachgewiesen w orden, die sich an nicht allzu niedere Berge anschliessen. Da sich gegen­ wärtig in diesem Gebiet nur unter den allerhöchsten Spitzen ganz unbedeutende Gletscher ausgebildet finden, so ergibt sich, dass hier einmal ein höchst hedentend ungunstigeres Klima geherrscht hat als heute, das o/me Zögem als hoch­ arktisch bezeichnet weTden dmj. Da das Landeis ursprunglieb auf jeden Fall grosse Teile dieses Gebietes bedeckt hat, so geht darans hervor, dass hochll1·ktisches 1\.lima geherrscht hat, auch nachdem das Inlandeis von d01·t abgeschmolzen wa1·. In dem anderen Gebiet dagegen, welches den weit fiber­ wiegenden Teil des Gebirgsgebietes umfasst, nämlich dem ganzen Bilmenland samt der Kustenstreeke sudlieb des Pol­ zirkels, kann nachgewiesen werden, dass eine ausgebreitetere Lokalvergletscherung als die heutige nicht vorhanden gewesen ist, nachdem das Landeis das Gebiet frei gelassen. Das Klima war also schon zu der Zeit, da das Landeis von den peri­ pheren Teileu dieses letzteren Gebietes abzuschmelzen begann, DIE SPÄTGLAZIALE ZEITPERIODE. 79 nicht mehr hocharktisch oder nur arktisch, sondern es wm· selzon zu diesent Z eitpunkt wenigstens nicht un.r;iinstige1· als heute. Aus den Beobachtungen kann ferner geschlosseu wer­ den, dass das Klirna im Gebirgsgebiet des nördlichen Skan­ dinavien auch in keinem Teil der post_qlazialen Zeit ungiin.~ti­ ge?· wm· als heute. 1 Der so scharfe und au f den ersten Blick anseheinend unvereinbare Gegensatz zwischen den beiden an einander grenzenden Gebieten lässt sich also wohl erklären. Unten werde ich versuchen die Entwicklung des Klimas klarzulegen in dem Grade als sich dies auf Grund der Be­ obachtungen ubcr die lokale Vergletscherung tun lässt, und die hi er gernachten Observationen in V erbindnng mit denen zu bringcn, die in den nbrigen Teilen des fennoskandischeu Hochgebirgsgebietes gernacht wurden. Während der späteren Periodc der Eiszeit trat eine gewisse V erbesserung des Klimas ein, die die Vergletscherungsgrenze von der tiefen Lage hob, die diese während der Zeit vor der maximalen Ausbreitung des Landeises eingenommen. Dies fnhrte ein herabgesetztes Ansfällen des jährlichen Schnee­ nberschusses mit, der vorher das grosse Landeis aufgebaut und unterhalten hatte, weswegen dieses sich in seine peri­ pheren Teile zuriickzog und eine Lage (oder besser gesagt eine Reihe von Lagen) einnahm, die von den Klimaverhält• nissen bedingt waren, welche nun herrschend wurden. Aus diesem Grund wurden die in den bewussten peripheren Ge­ bieten liegenden Berge frei gelegt. Noch herrschte indessen hocharktisches Kli ma, und die V ergletscherungsgrenze nahrn fortfahrend eine sehr tiefe Lage ein, weshalb lokale Gletscher in grosser Ansstreckung sich auf diesen Bergen ausbildeten. Sowohl die lokalen Gletscher wie das Landeis waren durch das herrschende Klirna bedingt und waren gege.nseitige Äqui­ valente, weshalb hier die Möglichkeit vorliegt, mit Hulfe der erstgenannten die Höhenlage der V ergletscherungsgrenze zu

1 Die unbedeutenden Vorstösse, die die Moränen unterhalb der heiltigen Gletscher zeigen, stammen, wie ich friiber hervorgehoben babe, aus jiingster Zeit (s. weiter Kap. III). 80 FR. ENQUIST. bestimmen, die die Ausbreitung des Inlandeises im bewussten Zeitpunkt bedingte. A us den Beobachtungen von den Lofot­ inseln geht hervor, dass es verschiedene Stadien während dieses Zeitraumes gegeben hat, mit verschiedenen, doch noch nicht bestimmbaren Höhenlagen der V ergletscherungsgreme. Das arktische Klima herrschte jedoch nur während einer gewissen Zeit des immer noch - wenn auch mit gewissen Pausen - fortgehenden Zuruckruckens des Landeises; dem folgte ein plötzlich einbrechendes, bedeutend temperiertes Kli ma, das keine tiefere Lage der V ergletseherungsgrenze bedingte als die heutige. Möglicherweise bob sich die Grenze schon in diesem Zeitpunkt zu einer Lage, die geradezu höher lag als die jetzige. Dies lässt sich indessen begreifticher­ weise nicht mit Beobachtungen beurteilen, die von den loka­ len Gletschern hergenommen sind. Die Grenze des Landeises zur Zeit, da das temperierte Klirna hereinbrach, lässt sich nach aussen aus dem V Ol·kom­ men der u n ter hocharktischen V erhältnissen ausgebildeten lokalen Gletscher bestimmen, nach .innen wird es mit Ob­ servationspunkten festgestellt, die das Fehlen solcher Glet­ scher aufweisen.' Dass das Klirna diese durchgreifende Ver~inderung durch­ maehte, als das Landeis die bewusste Grenzlage verliess, geht wie gesagt ganz unwiderleglich aus den Beobachtungen an den innerhalb der Grenze gelegenen heutigen Glet,;chern hervor. Dass die Klimaverbesserung zu diesem Zeitpunkt seh1· schnell eintrat geht aus dem Dillstand l1ervor, dass sich hine Ubergangsstadien zwischen der sehr ausgebreiteten Lokalvergletscherung innerhalb der bewussten Grenzlinie, nicht einmal bei den bier ganz peripher gelegenen heutigen Glet­ schern findet. Hieraus geht deutlich hervur, dass die V er­ gletscherungsgrenze im bewussten Zeitpunkt sieh sebueller uber die Berge bob, als dass einige solche noch vom Inland­ eis bedeckte freisehmelzen konnten. Als das Inlandeis bei seiner nun doch sehr rasch vor sich gehendl'n Abschmelzung die bisher eisbedeckten Berge frei liess, 'varen diese folglich DIE SPÄTGLAZIALE ZEITPERIODE.

sch on unte1· der V crgletscherungsgrenze gelegen, sodass sieh keine neuen lokalen Gletscher ansbilden konnten. Bei Einbruch der Klimaverbesserung schrnolzen naturlieb auch die vor·h er· unter arktischen Ve rhältnissen ausgebildeten Gletscher auf den Lofotinseln und auf der benaebbarten Kustc.

JJas h1 di eser A_rbeit behandelte Gebiet umfasst nm· cinen Teil des fennoskandischen Vereisungsgebietcs. Beim V crsuch die Randlage des Landcises bei Einbruch des ge­ mässigten Klimas auch in den Ctbrigen Teilen dieses weit­ gestreckten Gebietes zu bestimmen, habe11 wir indessen einc sichere :Methode, die sich auf den Omstand grundet, dass ein so durchgreifcnder Klimaumschlag, wie ich ihn auf mei­ nem UHtersuchungsgebiet fur das Lewusste Stadium des Röckganges des Tnlandeises nachgewiescn habe, analoge Kon­ sequem en anch fur die ftbrigen Teile von Fe1moskandia mit­ gefuhrt haben muss. Es gilt also dabei, auf der einen Seite festzustellen, in welchen einmal vorn Inlandeis bedeckten Ge­ bieten Spuren des hocharktischen Klimas vorliegen, anderer­ seits ztt i-inden, wo das nicht der Fall war. Zuvedäss iges Material liegt jetzt auch vo n ganz verschiedeneu Tcilen des Vereistlllgsgebietes in hinreichender Ansstreckung vor, um die Grenzen des Landeises bei EinbruC'h drs temperierten Kli mas mittels dieser Methode mit. einiger Bestimmtheit zie­ hen zu können. Das Hesnitat der falgenden Ermittcluug geht aus Fig. 34 hcn·or. Wir habe11 allen Grund anzunehme11 , dass die spätglazialc lokale Vergletscherung in den bis zu becleutenden Berghöhen reichenden Inseln wie auch in den Partien der Festlands­ kuste ausgebildet war, die sich dem in dieser Arbeit behau­ delteJt Gebiete nach N ordosten anschliessen. Eingehendere Kenntn.isse uber die quartärgeologischen Verhältnisse in den Berggegenden Tromsös und der angrenzenden Teile des Amtes Finnmarken besitzen wir indessen nicht; der grösste Teil dieses Gebietes muss in dieser Hinsicht noch als terra in- 6-7S:! to7. S . G. U. S er. C, N:o 28->. :FR. ENQUIST.

(:ogn:ita betrachtet werden. Angaben uber eine solche Lokal­ vergletscherung liegen jedoch vom Kustengebiet vor. So gibt A. HELLAND [39, S. 292] folgenden Ausr.ug aus einem Rappol't

l!'ig. 34. Karte iiber die Ausbrcitung des Inlandeiscs und die Lage der Eisscbeide, tcils zur Zeit der grössten Ausbreitung des Inlandcises, teils am Ende der spätgla• zialcn Zeit. Danellen sind Plätzc cingetragen, an dencn ~Iorän cn der spätglazialcn lokalen Vcrglctscherung beobachtet sind ( + ), wie auc!t Fundstcl!en rein arktischer Pflanzcnfossilicn ( • ).

von Leutnant DE SEUES zu 1Vorges Ge o_q'l'afiske Opmaaling: ))Spuren von Gletschern, wo solche jetzt nicht mehr existie­ rell, sieht man manchenorts; grosse Nischen, in denen deut­ lich Gletscher gelegen waren und Moränen an Stellen, \\·o DIB Sl'.1TGLAZIALE ZEITPERIODE- 83 man solche heute nicht mehr findet, gibt es fiberalL ..:\uf der nörellichen Seite des .Vlaarfjeld, :.mischen }laarfjeldaxlen und Osta, findet man so eine grosse Sische mit davor lie­ geneler l\1oränc; ebenso auf der Nordseite des Rostafjeld an mehreren Stellen. :> - Von der Ringvasö, Ribhenesö und ~orcl-Kvalö hat K. PETTEHSEX Beobachtungcn i'lber Endmorä• nen, die zeigen, dass diese Inseln in einer ~.\.usstreckung lokal vergletschel't waren, die der:jenigen der Lofotinseln ent­ spricht [6:!]. Derselben }• .uffassung hat sich in lctzter Zeit auch TANNEH. fnr dieses Gebiet angeschlassen [10-1-, S. 204 und 665). 1 Von der Kolahalbinsel hat w. t~AMSAY iu den uber 1200 m boben Nefelinsyenitmassiven Umptek und Lujavr-Urt das Vorkom men dieser spu,tglazialen lokalen V ergletscberung uachgewiesen [H8]. Sowohl an den Mundungen wie "·eiter draben in den grossen U-förrnigen Talgällgen liegen bier zablreicbe, schön ausgebildete Endmoräncnbogen. Heute gibt es keine Gletscher auf diesen Bergen, und während des Sommors sehmilzt auch der meiste Schnee ab, »nur an den Sordabbängen, au schattigen Stellen in Schlnchten und Klof­ ten tbaut er nicht weg» (a. a. 0., S. 21) . Es ist also eine ebenso becleutencle Depression der Vergletscherungsgrenze wie auf den Lofotinseln, die hier nachgewiesen wird. Da ltAl\fSA Y gefunden, dass so wo hl die ~ilteren wie auch die jcmgste (»Mecklenburgian») der grossen Vereisungen die Kolahalbinsel ganz uberschwemrnt und auch cliese Berge bedeckt hat, »kann die spezieUe Vergletscherung nicht diesen Eiszeiten angehören, wenn sie nicbt eincm letzten Stadium der 'Mecklenburgi.an'-Periode mit einer späteren Verschlech- . terung des Klin1as entspricht» [69, S. 121]. Indessen lag di e Grenze des Landeises zur Zeit der spät• glazialen Lokalvergletscherung wahrscheinlich nicht allzu weit 1 Dagegen glaube icb , dass die von TA~NER vom Kou.tavankatal am siid­ liclJen Fuss des Halditjokka angefiihrten Moränen auf eineu abschmelzendcn Rest des Inlandeises zuriickgefiihrt wer·den miissen. Friiber von ihm als lokal aufgcfasste Moränen am Kilpisjärvi [102, S. 20] riihren, wie er selbst später gefunden hat, vom Inlandeis her [ 104, S. 119J. FR. ENQUIST. von diesen Bergen, sondcrn reichte ober die westliebsten Teile der Kolahalbinsel. Dies scheint aus TANNERS Bcobach­ tung, dass die 1000 m hohen Bergc Siulaåivi-Tuadasch an der Sudostseite des K uorttijärvi nach dem A bschmelzen des Inlandeises von keiner Lokalvergletscherung bctroffen worden sind, herworwgehen [103, S. 34; 10!, S. L~6]. Auch in den nordöstlichen Teilen des sudskandinavischcn Gebirgsgebietes findet sich cin recht weitgestrecktes Gebiet, in welchem diese spätglazia,le lokale Verg letscherung nach­ gewiesen worden ist. Die erste Notiz ri'thrt von H. SER~\AN­ DEI~ her, der 1H9 5 unter dem kleincn Nischengletscher des Helagsfjällcs in Härjedalen alte Seitcn- und Endmor~inen bis auf cca. 288 111 unter dem Saum des Gletschers beobctchtck [S7, S. 7 4]. 1 \rährend der A_rbeitcn in den Berggegcnden des sndwest- lichen Jämtland und nordwestlichen Härjedalen 1908 und 1909, welche jedoch hauptsächlich den hcutigen Gletschern ge"·idmet " ·aren, hattc ich Gelegenheit Spuren dieser lokalen Gletscher auf mehreren der höheren Berge zu beobachten, nämlich auf dem Helagsfjitll, den Sylarna und dem Herrångs• ~jä ll [12]. ~ Besonders unterwarf ich clabei die fruhere Aus­ breitung des Helagst:ju.llgletschers einern eingehenden ~tucliurn (>l. Karte im Massta,b l : 8 000 in der oben a. A.). Dieser Gletscher, dessen am tiefsten reichende Zunge jetzt auf 1320 m Höhe liegt, ha.t in einer fruheren Periocle einen besonders schönen Endmoränenbogen auf 1041 m Höhe hinterlassen in einem Abstand von nngefähr 1500 m ...-om 2 jetzigen Gletschersaum. Der jetzt nur 0.1-1 km grosse Glet­ scher war in diesem Zeitpunkt etwas rn chr als anderthalb

1 Ein von SEHNANDER in dieser Arbeit enväbnter Moränenwall unter dem Hammarfjäll, der von ibm als von einem lokalen Gletscher gebildet gedeutet wurde, ist, wie G. FRÖDI:K uachgewiesen hat, vom Iulandeis ab­ gesetzt warden [23]. 2 Die in dieser Arbeit besebriebenen Endmoränen unter einem Gipfel der Snasahögarne halte ich jetzt nach gewonncner reicherer Erfahnmg nicht mehr als von loka)en Gletschern, sondem fiir YOrn zuriiclmeichendeu Inlan- deis gebildet. DIB SPÄTGJ.AZIAT,E ZEITPERIODB. mal so gross. Auch Moräuen verschiedener Rnckgangsstadien nahm ich wahr. - Von dem irn Amt Söndre Trondhjem gelegenen Berg Fongen konnte ich diese lokale Yergletsehe­ rung ebenfalls wahrnehmen. Später hat G. HoLMSE:S entsprechende Beobachtungen auf dem 1539 m hohen Hummelfjeldet, 20 km sUdwestlieb vo11 Rörås gemacht [4:5]. Vor einer kleinen Nische liegt auf 1250 m Höhe eine ungewöhnlich stoile uml scharf ans­ gebildetc Endmoräne cines einmal nach Suden exponiorten Gletschers abgelagert. Von diesem Lokalvergletschcrungsgebiet ka1m ich \l" eiter cinige Beobachtungcn mitteilen, die mir Lic. phil. HARRY S:mni liebenswurdig zur Verfugung gcstellt. Er hat eine Endmoräne oben in der nach Norelen exponiorten Nische beobachtet, die unter dem närdliebsten Gipfel des Helags­ fjälles liegt. W citer hat er eine Moräne beo bachtet, die einen 1128 m hoch gelegenen See in der nach Xordosten offenen Nische zwischen dem Slmrsfjäll und dem Isengelcia eindämmt.

Beide 11oränen waren sehr schön ausgebiu ldet. Schliesslich hat er auch auf der Sudwestseite der Knutshö in Dovre eine markierte Moräne beobachtct, die er von einem lokalen Glet­ scher abgesetzt hält. Diese letztere Beobachtrmg scheint an­ zudeuten, dass man aul'h in dem nörellicher gelegenen Tr·old­ heimen Spuren der spätglazialen lokalen V ergletscherung zu envarten hat. Zur _-\bgrenzung dieses Gebietes liegen eine _-\nzahl Beo­ bachtungen von nicht lokal vorgletscherten Bergen in Jämt• land vor. So hat A. G. HöGBOM in den östlicher gelegenen Bergen dieser Landschaft keine Zeichen beobachtet, die auf eine lokale Vergletscherung de u ten [49; 50, S. 35], und G. ~ItÖDlN hat obenfalls nirgends in Jämtland nörellieb vom Aredalen Zeichen soloher Gletscher beobachtet [23, S. 45]. :Näher dem Gebiet der lokalen Gletscher liegen KJ. EmKS­ SONS Beobachtungen von dem 1503 111 hohen Lundörsfjället [17, S. 44]. Auf diesem sind nach Osten ansskulptiert drei von peren11ierenden Schneefelclern emgenommene sehr aus- FR. ENQUIST. geprägte Gletschernischen mit Sohlen auf ungefähr LOOO m Höhe. In odcr unter 'denselben finden sich keine Moränen, die anf irg·endwelche lokale Vergletschcrung· denten; au ch die clarunter liegenden Ablagerungen der von Eis eingcdämm• ten Seen sind von keinen solchen gestört. Auch elen Anaris­ bergen (1426 m) fehlen nach EmrcssoN solche Spuren. Selbst suchte ich im Jal1r 1910 vergeblich nach ~puren irgencleines lokalen Gletschers in der prachtvollen Kischc, die sich nach der nörellichen Seite des . Bunnerstöten (1554 m) öfl'nct. Gegen das Vorkommen von eisfreiem Landc in spätgla.zia­ ler Zeit haben jecloch diesc negativen Beobachtungen hier durchans nicht clieselbc Beweiskraft, wi e di e, welche ent­ sprechende Beobachtnngen im nörellichen Slmndinavien hinter­ lassen haben, weil die Spitzen der östlicheren und nördliche­ ren Berge Jämtlands sich höchst bedeutencl nnter der jetzi­ gen V ergletscherungsgrenze befinden. Diese nimm t nämlich schon in den westlichen Teilen des Gebietcs eine hedentende Höhe ein (1700 m bei den Sylarna und 17b 50 m eim HelagsfjHJiet), und nach Analogie mit den Ver hältnissen in Lappland dfn.fte die Grenze rasch nach Osten steigen. Ist deshal b die Depression der V ergletschernngsgrcnze in spät• glazialer Zeit nicht zu einem besonders grossen Betrag an­ gestiegen, so h ~Ltt e sich im östlichen Jämtbnd auch dann keine V crgletscherung ausgebildet, wenn die Berge frei vom Inlandeis gelegen hätten. ~ un scheint in der Tut die spät• glaziale Vergletscherungsgrenze, nach Beobachtungen vom Gebiet Sylarna-Helagstjället zu urtcilen, nur ungefähr 2;)0 m unter der heutigen gelegen zu haben, 1 wodurch diese Beo­ bachtungcn ihre Beweiskraft vcrlieren. Auf der Crbersichts-

1 Diese Ziffer wird teils durcb die Höhen der Spitzen der Berge gestlitzt, welcbe Gletscher trngen (Sylpappa 1519 m, skarsfjället 1iJ93 m, die nie­ deren Spitzeu des Helagsfjället 1701 m und 1631 m, Herrångsfjället 1626 m), teils durch solche Spitzcn, unter welchen ich keinc Spuren lokaler Glet­ scher gefunden (höchste Spitze der Snusabögarna 1463 m, Vaktklumpen 1447 m, Ekorrbammaren 1445 m). Die beutige Verglctscberungsgrenze steigt, wie oben erw iihn t ist, ron 1700 m an den Sylarna zu 1750 m am H elagsfjällct. DIE Sl>ÄTGJ, AZIALE ZE lTPER[QDE. 8'7 karte Fig. 34 habe ich dennoch das eisfreie Gebiet gegen­ ober demjenigen abgegrenzt, in welchem sich die beobachte­ ten lokalen Gletscher finden, weil diese Annahrne ans ande­ r en GrOriden gestutzt wird. In den Bcrggegenden des zentralen sCtdlichen Norwegen sind ansser den bereits besprochenen keine Beobachtungen gernacht worden, die au f irgendeine spätglaziale lokale V er­ gletscherung deuten, sei es im Anschluss an jetzt vorhandene Gletscher oder an die zahlreichen jetzt gletscherfreien Nischen. Der grösste Teil dieses Gcbirgsgebietes scheint deshalb beim Klimadurchbruch vom Inlandcis bedeckt gewesen zu sein, was anch aus Beobachtungen i'iber die dortigen Verhältnisse bei der Abschmelzung . des Inlandeises hcrvorgeht. Doch dcn·ften gewisse, ganz nahe an der westlichen Koste gelegene Bergpartien schon im bewussten Zeitpunkt ausserhalb des Inlandeises gelegen haben, "·eshalb man dort Spuren der lokalen V ergletschenmg antreffen dnrftc. So d l'lrften mit grosser Wahrscheinlichkeit die von iVIACIIAh<:K [57, S. 217] beobachteten Moränen am ~ordabfall des Bomsdalshorns auf diese sprLtglaziale Lok ~Llvergletscherung zuri'l ckzuföhren sein. Diese setzcn nach ihin ein e Schneegrenzendepression auf cca. 200 m vorans, welcher Vv ert sich ziemlich gut zu der von mir vom Sylarna-Helagsfjället gefundenett passt. Romsdalen war ja auch, wie ich frnher herv01·gehoben habe, ein Gebiet, wo das lnlaudeis auch während seiner Maximalausbreitung relatiY d Cm n gewesen ist, weshalb au ch das bewusste Ge biet zu den am frCthesten freigelegten gehört haben dftrfte.

Die Ermittelung hat also gezeigt, dass wr Zeit vor dem Aufhören des arktischen Klimas mehret·e recht bedeutende Teile des fennoskandischen Hochgebirgsgebietes lokal ver­ gletschert gewesen sind, nämlich die Inseln und Kosten­ strecken nörellieb vom Polzirkel, Teile der Kolahalbinsel, ein Gebiet sndlich vom Trondhjemsfjord wie auch wahrschein- Flt . ENQUIS'l'. lich em1ge Ku stengegenden im sudlichen Norwegen. Die i"ibrigen weit Uberwiegenden Teile des Gebirgsgebietes waren bis zu diesem Zeitpunkt vom Inlandeis bedeckt. Auf der Karte Fig. 34 habe ich die Grenzen cles Inlandeises in diesen Teilen von Fennoskandia zur Zeit des Klimadurchbruches hauptsächlich mit Hilfe der oben angefi'lhrten Beobacht.ungen gezogen. Die Grenze des Landeises nach Soden und Osten im be­ wussten Zeitpunkt lässt sich naturlieb nicht mittels Beobach­ t ungen i'tber lokale Gletscher bestimmen, da es an höheren Bergen dort vollsUinclig fehlt. Sie kann cl ort inclessen nach einern Verfahren festgestelit werclen, das auf analogen Prin­ zipien · aufgebaut 'ist. Die Gebiete, die währencl der Zeit vor dem Klimadurch­ bruch frei lagen oder vom Inland eis frei gelegt wurclen, m u ss ten die kräftigste E i n wirkung des herrschenden Klimas erfahren haben, und die Pflanzen- und Tierwelt muss diesem angepasst gewesen sein. Eine Vegetation vo n ausgeprägt a.rktisch-alpinem Typus cl orfte deshalb in clenjenigen Gebieten des nörellichen Europa alleinherrschend gewesen sein, die :m sserhalb der Eisdecke lagen. Andererseits muss diese, wo es kcine Gelegenheit zu einem schnellen Ro ckzng gegen die hohen Berge gab, in dem Zeitpunkt gesprengt warelen sein, als das arktische Klirna mit einem :Mal aufhörte und ein Klirna eintrat, das dem heutigen entsprach. :Mit diesen Aus­ gangspunkten cl orften die Grenzen des Lancleises auch im Tieflancl zur Zeit der Klimaveränclerung festgestelit werclen können. A usseThalb dieser Grenze dorfte man arktische Fos­ sile antreffen, wo es Möglichkeiten fur ihre Erhaltung gibt, inne1·halb dieser Grenze clorfte sich keine rein arktische Flora gefunclen haben, sonclern die ältesten einwandernclen Pflanzen durften Klimaverhältnissen angepasst gewesen sein, die den heutigen entsprechen. Seit A. G. N AT HORST 1870 in Schonen die ersten Spuren einer arktischen Flora in Susswasserablagerungen beobachtet hat, ist diese auf einer sehr hedentenden Anzahl von Punkten DIE SPÄ'l'GLAZIALJ; ZEil'l>EIUODE.

nachgewiesen worden, iJJ A blagerungen, die direkt ub er .\f o­ ränen oder von obrigen Sedimenten des Lancleises abgesetzt worden sind, in weitgestreckten Gebieten, die einmal vom I nlancleis der letzten Eiszeit bedeckt gewesen sin d. Diese Flora wircl hier in ihren untersten Lagern durch Salix polaris und Dryas octopetala gekennzeichnet. Etwas höher in den Lagerfalgen verschwindet die erstere gewöhnlich, wogegen andere weniger ansgeprägt arktische Pflanzen hinzu­ kommen wie Sali.'C reticulata, Salix lt er bacea, Betula nana, Oxyria digyna, Polygonum viuiparum usw. Das beweist, dass das Klima allmählich etwas milder wurde, was ja auch aus den Untersuchungen i1ber die spätglaziale Lokalvergletsche­ ruug hervorgeht, wo mehrere Ruckzugsstadien beobachtot wm·den, wie auch direkt aus dem immer fortgesetzten Zurock­ ri'lcken des lnlandeises. A u f der Karte Fig. 34 ha be ich bisher bekannte Funde dieser arktischen Flora eillgetragen. 1 In den zentralen Teilen Schwedens, Norwegens und Finu­ lands hat man diese typisch arktische Flora, die in den peri­ pheren Gegenden in so reichlicher Menge nachgcwiesen wor­ den ist, in den A biagerungen ni ch t gefunden, die sich bei oder nach der Abschmelzung des Landeises gebildet haben, und dies trotz sehr eingehenden und umfassenclen Untor­ suchungen. lm Gegenteil konute fi'lr grosse Gebiete direkt bewiesen werclcn, dass die zu erst eingewanderten Pflanzen einer Kiefemflora angehörten, welche ein gemässigtes Klima erforderte. Schon bei einem ersten Blick auf die Kartc Fig. 34 beo­ bachtet man, wie peripher diese arktische Flo m im V erhält• ms zu zentralen Teilen des Inlandeises verteilt gewesen ist.

1 Ausser den Angaben, die fraher von NATHORST, :\NDF; Rsso~ [1, 2], 13JÖRLYKKE [3] und LINDBERG [öGJ zusammengestellt wurden, sind auf dieser Karte di e Fundplä!ze far fossile D1'!JW! am Hornborgasjön [nach R. SANDEGREN 841 am See Asnen [ nach U. SUNDELIN 93] und in einem :VIoot· an der Eisenbahn ca. l km slidlieb vom 13ahnhof Bröttjemark eingetragen worden, wo nach glitiger Mitteilung von Dr. B. HALDEN das bew usste Fossil in sandigem Lehm zusammen mit Pol,yt1·ichum se.1·angulare gefundetl wurde. l:! O FR. ENQlJIST. Weiter findet man eine ausgeprägte Gesetzmässigkeit in dieser Verteilung: in den Gebieten nach Suden und Sn:dosten, wo das . Landeis im längsten Abstand von seinem Ursprung und Beginn, der Bergkette, ausgebreitet war, nimmt anch die Zone, in welcher die arktischen Pfl.anzenfossilien gefnnden wu rden, . ihxe grösste Breite ein. Die mit der l\1aximum­ ausbreitung des Landeises .harmonische Rockzugslage zur Zeit, da das arktisc he Klima aufhörte, tritt dadurch in schö­ ner W eise hervor. Im sudlichen Korwegen liegen alle Fundplätze an der Knste;a di e rktischen Pftanzenfossilien hat man hier in ma­ rinen Lagern zusammen mit einer Molluskenfauna YOn hoch­ a rktischem Gepräge gefunden. Sie sind offenbar Yo n den naheliegenden Ufern herabgeschwe mmt worden, welche also eisfrei gewesen sein mOssen. Noch oben auf der Sndseite des Tronth e im~jord e s liegen einige solche Frmde vor, aber weiter oben an der Kostes sind ol che Pflanzenfossilien nicht angetroffen w orden. Tief im Landinnern strdöstlich vom Trontheimfjord und in bedeutenden Höhen u. M. (765, 66 5 und 945 m) ist es H. Sll'll 'l' H [92] kO.rzlich gegläckt, in Sandablagerungen gleich oberhalb von Moränen das zu finden, was man fruher vergeblich in den iibrigen Teilen des Gcbirgsgebietes gesucht hat - diese typisch e, rein arktisch-alpine · Flora. Es ist wichtig fä r mein en V ers u ch, die spätglaziale Lokalverglet- cherung mit dieser Flora zu parallelisieren und dadurch ein Mittel zu gewinnen, die Ausbreitung des Inlandeises zur Zeit vor dem }\..ufhören des arktischen Klimas im Gebirgsgebiet im W esten und N orden wie im Fiachiand des Siid ens und Ostens, dass diese Fnnde gerade in dem einzigen weiter landeinwärts gelegenen Gebiet gern acht wurden, in dem die 1 Lokalvergletscherung ausgebildet war. · Auch der Fund LIND-

1 Da di ese drei Ablagerungen mi t glazialen P fi anzeu die ein zigeu sind, die SMITH unter seineu vielj ährigen Forschungen im Gebirgsgebiet des sud­ lichen J ämtland und nörell ichen Härjedalen beobachtet hat, scheinen die .Aussichten, Ablagerungen dieser Art in elen Berggegenden auzutreffen. sehr DIE SPÄTGLAZIALE ZEITPEHIODE.

BERGs lH.ngst im N ordosten am Enareträsk schliesst sich un­ gesucht an die lokale V ergletscherung der Kolahal binsel an. Im dritten lokal vergletscherten Gebiet im nörellichen Nor­ wegen sind noch keine Untersnchungen ausgefuhrt, die diesc Frage beleuchten. 1 Liegen, wie ich unten in Anm. l hervorgehoben babe, be­ deutende Schwierigkeiten vor bei der Dentung fossiler Funde dieser arktischen Flora im Hochgebirge selbst, so kann man indessen aus der Ausbreitung der il eutigen Gebirgsflora und ihrer einfachen Elemente gewisse Schlusse ziehen, die sich ungesucbt auf dieses spätglaziale Stadium in der Entwicklung des Gebirgsgebietes zuruckfuhren lassen. Wie TH. C. E. FmEs [19] hervorhebt, lässt sich die Gebirgsflora in vier Gruppen einteilen: die ubiquisite, die ?W?'döstlich e, die siid­ liche und die bizent1·ische. Das Vorkornmen der dr.ei letztcn Gruppen filh1·t nach FmEs »auf so starken ptlanzengeographi­ schcn Grundlagen, wie solche öberhaupt zu schaffen rnöglich sin d, zur Annahme des V orhandenseins einer norwcgisch­ mecklenburo·o-g·lazialen Flora auf zwei von einander weit ent- o ~ fernten Plätzen de1· norwegischen Ku stc während der letztcn V ereisung» (a. a. O. S. 329). lm Vorhergehenden babe ich diese z':vei während der maxi­ malen V crgletscherung eisfreien Gebiete teils neben die ä u s- gering zu seiu. Deshalb ist es wobl möglich, dass diese Flora auch in anderen Gebirgsgebieten Skandinaviens auch während der Zeit unmittelbar nach dem Abschmelzen des Eises ausgebildet gewesen ist, obwobl wir sie wegen mangelnden Nachforsellungen nicht kennen. Flir das Gebirgsgebiet spi elt das Vorkommen di eser Pflanzen doch ni cht dieselbe klimatolqgisch beweisende Rolle wi e die Funde auf dem Flachland, weit ausserhalb des­ selben, da ja diese Pflanzen heute dort vielerorts gute Möglicbkeiten fur ibr Vorhandenscin haben und aucb frliher gehabt haben. Sie gehen auch rn eh­ rerenorts längs der Westktiste N orwegens bis zu m Meer hinunter, wo die l\onkurrenzverhältnisse giinstig sind. Während der schliesslichen Abscbmel­ zungsperiode diirfte auch der zuletr.t ausserhalb des Gebirgsgebietes li egende Eisrest eine verspätete Einwanderung von mehr temperierter Art haben Yerursachen können, wodurcb bessere Möglichkciten fur die Verbreitung dieser Flora geherrscht haben können als beispielsweise heute. 1 Nur vier flir diese Frage nichtssagende pflanzenfiibrende Ablagerungen si nd in diesem Gebiet bis jetzt iiberhaupt untersucht [43]. FR. ENQUIST. sersten Inseln in den Lofoten und Vesteraalen verlegt, teils in das Gebiet unmittelbar Yor HornsdaL Wenn nun das Landeis in der spätglazialen Zeit weitere

Fig. Bo. A nsb rcituug von Xob1 ·esia cadsina.

Gebiete an der norwegischen Ku ste frei lässt, wird den be­ wussten Pflanzen Gelegenheit geboten, sich unter fortfahrend arktischen V erhältnissen und also ohne Konkurrenz mit tern- DIE ~p ÄTGLA7.IAJJE 7.F.lTI'ER IODE. !!i\ perierten Pftanzen uber die Gebiete zu verbreiten. 1 Al s die Eisdeckc spfLter das fibrige w eitgestreckte Gebirgsgebiet ver­ liess, herrschte indessen nicht mehr arktisches Klima, wes­ wegen nun nur die höhm·en Bergpartien der weiteren Aus­ breitung dieser Flora gunstig waren. Die alpinen Gebiete wa­ ren j edoch während des grässten Teils der postglazialen Zeit in ihrer Ausbreitung weit beschränkter und lagen deshalb höchst bedeutend isoh erter voneinander als heute, weshalb eine fortgesetzte Ausbreitung erschwert und för gewisse Pflanzeu deutlich beinahe veruumöglicht wurde. Erst während der weit später eintreffenden Klimaverschlechterung konnten sie ihre Ausbreitung wi eder freier fortsetzen, was mm bis heute andauert. Der Zeitraum, in welchen diese spätere klimati­ sche Periode fi el, ist indessen offenbar zu kurz gewesen, als dass gewisse Pflanzen ihre wfLhrend der s p~1tglazi al e n Zeit gew01mene Ausbreitung in etwas höherem Grade hätten vey­ vollständigen k önm~rl. Fig. 35 zeigt z. B. nach T. ~'\. TEN GW ALL [105] die heutige A usbreitung einer der Pflan­ zen, die der siidlichen Gruppe angehört. 2 Wie man sieht fäJlt . dic~se mit dem Ge biet zusammen, in welchem die spH.t­ ~-laziale Lokalvergletscherung ausgebildet ist. Di e Fundplätze der arktischen Flora im Fiachiand im So­ den und Si'ldosten liegen, wi e sich zeigt, a,usserhalb der be­ sonders marh:ierten Eisrandlinie, die vo n den sOdnorwegische11 Ha'erna, de m sog. mittelschwedischen ::\foränenstrich u11d

1 Dadurch k::tm en sie auch im Gegcnsatz zu der spätglazialen Flora bei­ spielsweise im slidlichen Schweden in unmittelb::tren Kontakt mit dem inne­ ren Gebirgsgebiet, weshalb sie obne Sclmierigl

Salpausselkä Im sudlichen Finnland aufgebaut wird. 1 Da die typische arktische Flora auf der einen Seite trotz sehr eingehenden Unterstwhungen in vielen weitgestreckten Ge­ bieten (mit der angefohrten Ausnahme) innerhalb dieses Mo­ ränenstriches vollständig fehlt und auf der anderen Seite sich dicht an denselben anschliesst, so glauhe ich mit sehr grosser vVahrscheinlichkeit annehmen zu dnrfen, dass die bewusste Eisrandla.gc die A usbreitung des Landeises gerade zur Zeit vot· dem Aufhören des arktischen Klima,s marldert. :2 Daraus geht also hervor, dass die Grenzlagen, die ich auf Grund der Verteilung der lokalen Gletscher feststellen konnte, zeitlich mit Bildungen dieses geossartigen Moränenstrichs zusammen­ fallen, wie auch, dass d-ie inneTsten JlfoTänen dieser lokalen Gletscher n1-it dem bewussten Jloränenstrich zusammenzustellen sind. Nach G. DE Gt-;"n geht die mit dem mittelschwedischen

1 Al s nördlichsten der siidschw ediscben Plätze fiir arktische Pflanzen­ fossi lien (D1·yas, B etula nana, B. nana x od01·ata etc.) ist das Mosjö­ Moor (Laxå) anzusprechen [65, ~- 694]. Dieser Platz ist der eiuzige, der - obwohl recbt unbedeutend - innerhalb des mittelsclmedischen Moräueu­ striches liegt, was beweist, dass die arktische Fiora noc!J einige Zeit nach dem K!imadurchbruch an glinstigen Stell en die Konkurrenz mit den jetzt einwandernden temperierten Pflanzen anshalten lwnnte. BetuLa nana kommt iibrigens no cb auf eir1igen Mooren in Närke vor. ~ Die besonders schuell eintreffeude Klimaverbesserung, die ich fiir diesen Zeitpunkt im Gebirgsgebiet nachgewiesen, wird deutlich auch dm·ch die pflanzen­ tragenden Ablagerungen im sudlichen Schwedeu abgespiegelt. So hat G. LA GERHErM Haselnuss- und Ulmenpollen im Schlamm nachgewiesen, der unmittelbar iiber Dryasfiihrenden Bildungen abgesetzt ist [48]. Durch systematische Untersuchungen iiher die fossil e Waldbaumpolleufiora in eiuer Reihe von lVIoorprofilen längs einer Linie mitten durch Siidschwedeu von Schonen bis Närke hat L. YON PosT [GGJ diese lleobachtung bekriif­ tigt. So wärmebediirftige Pflauzen wie Erle, Ulme, Linde und Hasel­ nuss sind ei ngewandert »SO gut wie unmittel bar nach dem Verschwinden der Dryasflora und sind in dem gam:en untersuchten Gebiet sellon zur Zeit vor der grössteu Ausbreitung des Ancylussees vorgekommen». Fuude von Dirken tmd Kiefern sellon vor dem Verschwinden der Oryasflora beweisen ebenfalls, dass gewisse arktische Pflanzen noch eine ki.irzere Zeit uach dem Klima­ durchbrucb im Kampf mi t der temperierten Flora haben existieren können (vgl. den Fund im l\1osjö-lVIoor). - Ebenso wird die Klimaverbesserung aucb in der Abschmelzung des Inlandeises in den tiefliegenden Teilen des ballisehen Beckens wiedergespiegelt, indem die Rezessionsgeschwindigkeit sich nun nach DE GEER mehr als verdoppelte. DIE Sl'ÄTGLAZIALE ZEITPERIODE.

}loränenstrich synchrone Eisrandlage im nördlichen Norwegen nber die innersten Teile der grossen Fjorde; der Teil dieser Randlage, die er dort glaubt bestimmen zu können [9, Ta­ fel l ] läuft auch in die unmittelbare Fortset.zung der Grenze, die ich im Amt N ordland ziehen kon n te. Weiter hat er [10] gefunden, dass diese · Grenze auf den Innenseiten der westnorwegischen Fjorde verliefe, was ebenfalls gut mit meiner Dentung obereinstimmt. Dank DE GEERS geochronologischer Methode und seinen und LmENS Messnugen kann auch der wirkliche Zeitpunkt fur das Aufhören des arktischen Klimas und der Einbruch des temperierten Klimas bestimmt werden, und dieser scheint nach ihren prä.liminären .Ylitteilungen in runder Zahl VOl' 10 000 Jahren eingetroffen zn sein.

!. Das Inl:tlHleis im nordwestlichen Sk:tndinavien in spät• glazi:tler Zeit.

In der spätglazialeu Zeit zog sich das Jn]ancleis im norel­ westlichen N orwegen im V erhältnis zu dem, was im Osten und Suden der Fall war, nur unbecleutencl znruck. Die Kl'lstenstrecke, die hier frei gelegt wurcle, war nicht die sud­ lichste des Gebietes, welche das Eis fortwfLhrend bedeckt hielt, sonclern die innerhalb der Lofotinseln gelegene, ttber welcher das Inlandeis auch währencl der Zeit seiner maxima­ len Ausbreitung rela.tiv dunn war. Deutlich ist bier der Zuflnss von Eis vom Inland imrner begrenzt gewesen. Das Inlancleis nahm indessen nicht nur an der Peripheri.e ab, son­ dern seine Mächtigkeit verringerte sich sowohl am Kusten­ lande wie auch o ber den inneren Gebieten, 1 sicherlieb in nicht allzu geringem Grad. Dadurch wurcle eine hedentende Anzahl Nunatakken in einer breiten Zone gebilclet, die inner­ halb derjenigen gelegen ist, die schon währencl der maxi­ malen Periode der Vergletscherung existierte. Die spät-

1 Die Verschiebung der Eisscheide nach Westen während dieser Period e habe ich vorher behandolt (s. S. 27). 96 FR. ENQUIST.

glaziale Zeit clnrfte doch von zu kurzer Daner g·ewesen sein, als dass eine N una.takkskulptur der Art, wie sie sich unter der vorhergehenden Periode ausgebildet hatte, auf diesen bätte zu stande kornmen können. Während dieser Zeit hob sich die marine Grenze, und das Meer begann weitgestreckte Gebiete zu beclecken, welche es während der Zeit vor der maximalen V ergletscherung nberragt hatten. Die Verbältnisse, welcbe nicht näher be­ kannt sind, wurclen dabei in bohem Grade clm·ch die un­ gleichförmige Niveauveränderung (nach Analogie mit anderen Randgebieten vielleicht wellenförrnig fortlaufend) kompliziert, die dieses ganze Gebiet nun clurchzumachen hatte und die offenbar clurch die fortfabrende Verminderung der Eisrnassen verursacht war. Von dieser Abschmelzungszeit rObren einige Schrammen her, die auf den Inseln vor Helgeland beobacbtet wurden und welche hedentend von der sonst hier sehr regelrnässip: nach Westnordwesten gericbteten Eisbewegung abweiche11. So hat K. E. SAHLSTRÖM anf dem nörellichen Dönna Sebram­ men von Ostnordosten in rnarkierten Tälern beobachtet, die in derselben Richtung streichen [83], und selbst habe ich ähnliche Verhältnisse an elen Syv Söstre gefunclen (s. S. 43). Die Topographie der Landoberfiäche begann also sich bei abnehmcncler Eismächtigkeit m e rl~bar geltencl zu machen, ein U mstand, der währencl der späteren Abschmelzungsperiode noch cleutlicher zu Tage tritt. Einige Endmoränen, die mit recht grosser Wahrscheinlich­ keit Yon dem Rttckzugsstadiurn des Inlandeiscs herröhren, unter welchem das postglaziale Klirna, eingebrochen ist, sind auch im nordwestlichen Skandinavien nacbgewiesen worden. Doch ist der Hauptteil des Landgehietes, das um diese Grenze oder ausserhalb derselben liegt, wenig ocler fi1r grosse Ge­ biete Oberhaupt nicht bekannt. J. H. L. VoGT hat Beobachtungen rtber eine Anzahl clop­ pelter Endrnoränenbilclungen in einigen Fjorelen und Tälern des nörellichen Norwcgen vorgelegt von denen er glaubt, DIE SPÄ'fGLA ZIALE ZEI'fPERIODE. 97 dass sie den :r.wei ausgeprä.gten Ra-Moränenstrichen des sud­ lichen Norwegen und den beiden Salpausselkä.-Linien in Finn­ land entsprechen [113]. Diese Moränen hä.tten also das Inlandeis w der Zeit begrenzt, als der Klimadurchbruch nach meiner A uffassung eintraf. Die innere Zusammengehörigkeit dieser nordnorwegischen Moränen geht nach V OGT aus dem Abstand zwischen den Doppelmoränen, dem Umstand, dass sie unter einigermassen entsprechenden Verhältnisseu stehen und dem Fehlen von mariderten Moränen in den dahinterliegenden Tälern hervor. Der Abstand zwischen den Moränen wechselt zwischen 3 a, 4 km und gegen 30 km, wobei eine gewisse Relation zwi­ schen diesem Abstand und der Ausstreckung des Akkumula­ tionsgebietes vorhanden sein w1lte. Die Zusftmmengehörig• keit mit den grossen doppelten Eisrandlinien im Suden gehe nach VoGT daraus hervor, dass das Land dort »ebenfa1ls im wesentlichsten Teil mit Eis bedeckt war, und es ist deshalb naturlieb eine ParaHele zwischen der ärrsseren Ra und den 1i. usseren Moränen - und zwischen der inneren Ra und den inneren Moränen zu ziehen». Auch die Beziehung zwischen »Abstand und Niederschlagsdistrikt» in Sud-Norwegen sei in runder Zahl diesel be wie im nörellichen N orwegen. 1 W eiter hebt VoGT hervor, dass man mit logischer Notwendigkeit zwei mit den sudnorwegischen gloichartige Moränenstrieho »weit draussen in den Fjorden des nörellichen Norwegen» voraussetzen m Oss e. Eine Anzahl dieser Moränen kommen im Gebiet, das in dieser Untersuchung behandolt wurde, vor. Der Hauptteil dieser Endmoränen fällt auch innerhalb die Zone, die zwi­ schen den Bergen liegt, auf denen spätglaziale lokale Gl et­ scher nachgewiesen wurden, und denen, auf welchen solche fehlen, e in U m stand, der stark for die A uffassung VoGTS zu sprechen sc heint. Die bewussten zwei Gruppen von Obser-

1 Es diirfte jedocb untunlicb sein, bei eiuem solcheu Inlandeis· mit einer im Verhältnis zum Gebirgsgebi ct versehobenen Eisscheidc die respektiven Drainierungsgebiete der Eisströmungen näher zu berechnen. 7 - 182107. S. G. U. Ser. C, N:o 285. ------

98 FR. ENQUIST. vationspunkten liegen indessen weit entfernt von einander, und leider sind noch keine Untersuchungen uber die Lokal­ vergletscherung in der dazwischen liegenden breiten Zone ausgefuhrt, weshalb die Frage bis auf weiteres bis zu einem gewissen Grade offen steht. Gewisse Moränen, und zwar ge­ rade die bedeutendsten; scheinen indessen diese Eisrandlage wohl markieren zu können. So die von VoG'l' vom Kaafjord in Alten angefuhrten, von Kvmnangen und vom Kaafjord in Lyngen. Weiter die grossen Moränen innerhalb Salangens, eine von mir observierte RandtmTasse bei Musken im Tys­ fjord, die Moränen bei Finneid und Skjmrstad am, Salten­ fJord, die ~1oränen im Holandsfjord · und einer Anzahl in ihrer Nähe liegender Fjorde. Dagegen scheint es mir auf Grund der Beobachtungen uber die lokale Vergletscherung im top. Bl. Narvik weniger sicher, ob die grosse Moräne in Rombaken und die Moränen am Beisfjord und Sjomen hieher zu rechnen sind. Das wurde voraussetzen, dass der Ofot­ fjord ganz vom Eis befreit gewesen wäre, während das Land­ eis den Bergkomplex im Norden und Sud en noch hedeeld hätte. An und fctr sich ist das wohl auf Grund von Ana­ logien mit z. B. den Randgebieten des grönländischen Inland­ eises sehr annehmbar, aber irgendwelche Schrammenbeobach­ tungen, die eine solche Annahme stutzen könnten, sind noch kaum gemacht. Man wurde sich auch wohl denken können, dass Partien der Gebirgsgebiete zwischen dem Tysfjord, Sag­ fjord, Nordfold, Sörfold und Saltenfjord ebenfalls von selb­ ständiger ausgebildeten Loben des Inlandeises bedeckt waren, während die Fjorde selbst frei lagen. Sichedich sind aber die von VoGT angefuhrten Moränen um die inneren Teile des Ranenfjordes und in Drevjebygden jtmger und nicht auf diese Periode zuruckzufuhren.

Die Mächtigkeit des Eises uber dem Binnenland selbst nahm sicherlieb in den spätglazialen Zeiten ab, aber sie war doch immer noch so becleutend, dass nur die gröberen Zuge DIE SPÄTGLAZIALE ZEITPElUODE. 99 der Verteilung der Landmasse sich bier in der Eisbewegung geltend maehen konnten. Im Randgebiet selbst trafen in­ dessen teilweise sehr bedeutende Ablenkungen von der vor­ her herrschenden Bewegungsrichtung ein. So beginnen die grossen Fjorde sehr merl\:bar einzuwirken. Besonders gut sichtbar ist dies beim Tysfjord, von dem schon seit HöRBYES Tagen eine grössere Zahl Schrammenbeobachtungen vorliegen. Sudlich von seinem westlichen Hauptfjord fand ich, dass die Schrammen geradezu etwas nach Osten abgelenkt waren. Bei Narvik ha be ich zwei Schrammensysteme beobachtet, ein älteres in der Richtung des V estfjordes nach W estsud­ westen gehend und ein jrmgeres in der Richtung des Beis­ fjordes nach Nordwesten. So find et man bier ungefähr 500 m nord westlieb von der Bahnstation einen weithin sich t baren hochgewölbten Rundfelsen mit groben Schrammen von S 60°- 650-720 E, welche Richtung in diesem Gebiet mehrerenorts vertreten ist. Der Fels unmittelbar sudlieb von diesem ist auf seinem planen Oberteil ebenfalls von dieser Richtung her mit Schrammen versehen (S 67° E), während sein in »Lee» liegendes steiles Nordende sehr schöne Schrammen von N 68 ° E beibehalten hat. Auch neben der Bahnlinie sudlieb von der Stadt wurden mehrere Felsen mit Schrammen N 68° E be­ obachtet. Wie fruher hervorgehoben wurde, war die Mächtigkeit des Inlandeises während der grässten Ausbreitung der V erglet­ scherung vo m Svartismassiv an und nach Suden bedeutend grösser als uber dem Kustengebiet mehr nordwärts. Dieser Gegensatz wurde nun noch weiter verschärft. Das Eis war während dieser Zeit am kräftigsten uber dem Gebiet zwischen dem inneren Teil des Ranenfjordes und dem Rösvand im Suden ausgebildet. 1 Von bier aus gingen deshalb die Eis­ bewegungen in Richtungen, wo sich der ldeinste Widerstand fand. Nach Norden machte sich ein deutlicher Zug gegen die dort nur unbedeutend von Eis bedeckten Gebiete geltend, 1 Die Eisflächc Jag dort jedoch immer noch tiefer als in den östlicheren Teilen des Gebi etes. 100 FR. ENQUIST. wobei die an der Kuste gelegenen, mächtigen Svartismassive bei der Ablenkung der Eisströmung beitrugen. Dadurch kam östlich von diesen Massiven ein System nach Norden oder gelegentlich geradezu nach Nordosten gerichteter Sebram­ men auf. Sie sind auch auf den höchsten Teilen der Berge (bis etwa 1400 m) beobachtet worden, sodass also die Mäch• tigkeit des Ei ses doch noch sehr bedeutend war.. Diese Schrammen weichen also bcdeutend von den älteren sehr regelmässig nach Nordosten gcrichteten ab. Ich habe auch Schrammen dieser zwei Systeme gefunden, die sich auf einem Felsen (1200 m ii. M.) ungefähr 1500 m westnordwestlich vom Gipfel 1493 im St.ormdalsfjeldet kreuzen. Hicr werden einzelne sehr kräftige Schrammen von S 31 o E von zahlreichen feineren von S 3° E iiberquert. - Auch nach der Siidwest­ grenze dieses Eiszentru rus war die Mächtigkeit deutlich be­ de u ten d geringer, was aus mehreren von mir und anderen beobachteten Schrammen hervorgeht, die nach Westsudwesten gerichtet waren und also einc Eisbewegung anzeigen, die beinahe in rechtem Winkel zu der frliheren geht. - Nach W esten war die Bewegung elirekter westlich. - V on den inneren Teilen des Gebirgsgebietes liegen dagegen aus Grun­ den, die ich vorher hervorgehoben, nur wenige Beobachtun­ gen vor, die mit Sicherheit zu den fruhcren Stadien der V er­ gletscherung zu rechnen sind.

Schliesslich will ich noch einmal scharf hervorheben, dass das Inlandeis unter der ganzen spätglazialen Zeit wie während der Hauptperiode der V ereisung klimatisch bedingt war, weshalb es auch von lokalen Gletschern äquivalicrt wurde. Di e Ausbreitung des Eises spiegelt deshal b treu das V erhält• nis zwischen Niederschlag und Abschmelzung wieder, und sein Ruckgang wurde während dieser Zeit allein von lang­ sam vor sich gehenden V erschicbungen dieser zwei Faktoren bed i ngt. III. Die postglaziale Zeit.

l. Einleitun g.

Es waren äusserst eingreifende Veränderungen, die in dem Zeitpunkt eintrafen, da das Inlandeis seine oben geschilderten Grenzlagen verliess. Die Ursachen, die die grosse Verei­ sung im närdlichen Europa bedingten, haben nun voll­ ständig aufgehört zu wirken. Die nun kommende Zeitpe1·io cle ist cleshalb nicht zu1· Eiszeit zu 1·echnen. Das Klirna der Eis­ zeit hat aufgehört, ein temperiertes mit dem heutigen ver­ gleichbares Klirna ist eingetreten. Aus diesem Grunde wage ich vorzuschlagen von und mit der Zeit dieses Klima­ durchbruches den Anfang de1· po~tglazialen · Zeit zu rechnen. Der Ausdruck spätglazial wurde also auf den Zeitraum be­ grenzt, in welchem das Inlandeis sich von seiner Maximum­ lage bis zu den bewussten Grenzen zuruckzog. Will man gekunstelten und fur getrenute Gebiete nicht synchronen Einteilungen der Quartärzeit ausweichen, so mus­ sen die Grenzen wenigstens fur seine Hauptperioden gezogen werden, als die grossen regional wirkenden, von den Wechs­ lungen des Klimas bedingten Veri:'mderungen stattfanden. lm Terminus postglazial liegt, meiner Ansicht nach, dass das Klirna der Eiszeit aufgehört hat zu wirken; mit dem Ein­ trefl'en dieser V eränderung durfte man den Anfang dieser Periode rechnen. Der schnelle Einbruch dieser Klimaperiode und die Möglichkeit., ihre Wirkungen in weitgestreckten und auch weit ausserhalb des Landeises gelegenen Gebieten so- 102 FR. ENQUIST. wohl mittels unorganischer wie arganischer Erscheinungen zu bestimmen, macht sie auch sehr geeignet als Ausgangs­ punkt fur eine generell anwendbare chronologische Einteilung. Freilieb waren in Fennoshndia grosse Gebiete noch eis­ bedeckt, als der Zeitpunkt eintraf von welchem an ich den Beginn der Postglazialzeit rechnen will, aber das war nur die Folge - und zwar eine ganz naturliche - der V01' heT­ gehenden Klimaperiode. Diese Eisdecke wa1' nun nicltt rnelw wie VO?'he?' klinwtisch bedingt. Sie schmilzt auch ab, wie ich im falgenden beweisen werde, unter Verhältnissen, die von dem neuen Klirna gestern pelt w aren und die gan z verschieden von solchen waren, welche eine sanfte und längere Zeit dauernde Klimaverbesserung bedingt. Eine andere ldirnati­ sche Einwirkung als eine ganz lokale hatte auch die iibrig bleibende Eisdecke nicht. Nicht einmal den arktischen Pftan­ zen konnte sie Möglichkeiten bereiten, sich von ihren vor­ herigen ldimatischen Standorten auf den Ebenen im Siiden auf die Berge zurl'lckzuziehen, sondern temperierte Pftanzen des jetzt herrschenden Klimas nahmen unmittelbar Besitz von den bei der Abschmelzung des Eises frei gelegten Gebieten. Aus obigen Grunden kann ich mich deshalb dem Ausgangs­ punkt fur die postglaziale Zeitrechnung nicht anschliessen, den G. DE GEER eingefuhrt [7, S. 1146; 8, S. 466], und der von dem Jahr n,n rechnet, da die Wassermassen in den eis­ gedämmten Seen in J ämtland schliesslich den abschmelzenden Eisrest im Tal der Indalsälv durchbrachen. Dieses Jahr eignet sich wohl wie jedes andere aus der Tonmessung aus­ gewählte als Ausgangspunkt fur eine exakte Chronologie, aber gerade von da an den Beginn der postglazialen Zeit zu rechnen, scheint mir gekiinstelt zu sein. Es wa.r beina.he ein Zufall, wann dieser Durchbruch geschah; von einer Klima.­ veränderung bedingt war er durchaus nicht, und dieses Ereig­ nis ist deshalb spurlos an allen ausserhalb dieses beschränk• ten hydrographischen Gebietes gelegenen Gegendcn vorbei­ gega.ngen. Ausser umfassenden Schichtmessungen, welche liberdies nur in gewissen Teil en von gewissen Flusstälern DIE POSTGLAZIALE ZE[T. 103 möglir.h sind, ist es auch unmöglich auch nur annäherungs• weise dieses Jahr fur getrennte Punkte zu finden. Irgendein praktischer Vorteil, die bewusste Episode im Indalen als Aus­ gangspunkt fur eine so hedentende Periode in der Geschichte der Erde, wie die postglaziale Zeit ist, zu wählen, scheint mir deshal b nicht vorzuliegen. Obwohl l~ ennoskandia zur Zeit des Durchbruchs im Indalen eisfreier war als im Zeitpunkt, den ich fllr geeignet halte als Anfang der postglazialen Zeit­ rechnung zu gelten, waren doch auch damals höchst ansehn­ liche Reste des lnlandeises ubrig. · E in N achteil ist in dessen bei DE GEERS Einteilung, dass die Ausbreitung von Landeis­ resten in verschiedenen Teilen Skandinaviens bei der bewuss­ ten Gelegenheit nicht bestimmt ist und sich auch schwerlich mit i r gen d welcher Sicherheit f lir die Teile des Gebirgsgebie­ tes bestimmen lässt, welche ansser dem Bereich der Tonun­ tersuchungen liegen. Als Grund, dass er seine finiglaziale Periode trotz des mil­ den Klimas, das deutlich herrschte, zur Biszeit stellt, fohrt DE GEEI~ folgendes an: » W en n deshal b das Kli ma während der finiglazialen Periode auf der einen Seite so mild war, dass es die Eimvanderung von Pflanzen und Tieren von rela­ tiv zarten Formen erlaubte, die man kaum erwartet in einem Land mit einer noch ganz hedentenden Vergletscherung zu finden und die man in der 'fat oft genug ohne weiteres als postglazial bezeichnet, so muss man sich auf der anderen Seite erinncrn, dass beinahe alle die glazialen Bildungen, die von dem weitaus grössten Teil von ganz Fennoskandia be­ schrieben worden sind und die u. a. die stattliebsten Os­ gegenden umfassen, die man Oberhaupt kennt, gerade in dieser Periode sich entwickelt haben, die deshalb notwendiger­ weise zur Eiszeit gerechnet werden muss, wenn auch zum letzten Teil derselben» [9, S. 195]. Es scheint mir doch unmöglich auf Grund des Charakters von Ablage?'ungen, die in gewissen Gebieten glazial sind und mit Ubcrgehen der im ubrigen herrschcnd en Verhältnisse eine Zeiteinteilung zu grllnden, die generell anwendbar sem 104 FR. ENQUIST. soll. Auch heute werden vielerorts glaziale Ablagerungen gebildet, ohne dass jemand wi'mscht diese Periode einer an­ deren als der postglazialen zuzuzählen. So findet das in einem Masstab in arktischen und antarktischen Gebieten statt, der mit den Eiszeitverhältnissen in unsern Gegenden ver­ gleichbar ist. Aber anch fur diese Gegenden hat man mit spät- und postglazialen Zeitperioden ebenso gut wie mit Eis­ zeiten zu rechnen. Schon vorher hat H. MuNTHE D E GEEHS Einteilung ver­ worfen, sofern sie den Zeitpunkt fur das Ende der Eiszei t und den Anfang der Postglazialzeit beriihrt, aus dem Grunde, weil das Schlusstadium (DE GEERS finiglaziale Zeit) eine Zeit umfassen wiirde, die geradezu wärmer als die heutige war [59; 60]. - In dieser Diskussion hat weiter R. LrnEN teil­ genommen [55]. Er hält dafi'lr, dass die Termini glazial und postglazial )) nur in morplwlogischer Bedeutung)) venvendet werden sollen. Also postglazial sind die Ablagerungen, )) die i'l ber den in einem gewissen Gebiet zuletzt abgesetzten Mo­ ränen oder glaziofluvialen Bildungen liegen )) und prmglazial diejenigen, )) die unter den lokal ältesten sedimenten liegen )) . - Irgend ein Grund die V erhältnisse derart zu verwirren, dass man die seit altem rein chronologisch gebrauchten Ter­ mini so anwendet, scheint mir nicht vorzuliegen : hier sind die Ausdri'lcke supmglazial und subglazial gegeben. LmENS Äusserung, )) die Postglazialzeit, die fruher als Terminus im Zusammenhang mit der spätglazialen Periode angewendet wurde, sei wie diese an verschiedenen Stellen zu verschie­ denen Zeiten eingetreten, je nachdem die Eiskante wich und könne deshalb nicht eine exakte Zeitperiode bezeichnen, da sie wecler durch besondere klimatische oder physisch-geo­ graphische Verhältnisse a usgezeichnet war» , kan n ich mich, wie ans dem Vorhergehenden hervorgeht, durchans nicht an­ schliessen. Es ist fi'lr die Durchfuhrung einer auf Klim a­ veränderungen begriindcten Chronologie vallständig gleich­ gultig, ob gewisse P artien von Eis bedeckt waren oder nicht: DIE POSTGLAZIALE ZEIT. 105 diese Klirnaperioden trafen dennoch bo- leichzeitio·b auf dem ganzen Gebiet ein. In letzter Zeit hat L. v. PosT [66, S. 389] mit Rucksicht auf den allgemeinen Verlauf der V cgetations-Entwicklung in Sodschweden, for die Zeit »nach der spätglazialen Klima­ verbesserung» den Terminus »postarktisch» vorgeschlagen. For das betreffende Gebiet ist der Ausdruck naturlieb sehr geeignet, aber strebt man darnach eine Einteilnng der Quar­ tärzeit zu finden, die generell anwendbar sein soll, so taugt er nicht. So kann man fur arktische od er antarktische Ge­ biete nicht von einem »postarktischen» Klirna sprechen und auch kaum bei der Behaneliung von Vergletscherungen ägna• torialer Gegenden. Ftt1· särntliche einmal vergletsche1·ten Ge­ biete de1· Erde eignen s1: c1z dagegen die alten T ermini Eiszeit, spätglaziale Z eit ~md postglaziale Z eit, welche sich direkt auf die klimatisch bedingten G1·össenverändenmgen de1· Gletsche1· wäh1·end der Quartä?]Jeriode beziehen.

2. Die schliessliche Abschmelzung des Inlandeises.

Zur Zeit, da die postglaziale Periode ihren Anfang nahm, war nach der grössere Teil von Fennoskandia von Eis be­ deckt (Fig. 34). Diese V ereisung war in dessen ein getreuel' Ausdruck des arktischen Klimates der vor!t m·gehenden Periode und spiegelte durchans nicht das j etzt eingebrochene tempe­ rierte Klirna wieder. Aus dieserr1 Grunde stempeln besonders eigentOmliche Verhältnisse die kommende glaziale Entwick­ lung. Die Grösse eines Gletschers wird durch das V erhältnis zwich­ en Akkumulation und Abschmelzung bedingt, wobei ein Glet­ scher sich stets so schnell wi e möglich den Verschicbungen zw ischen diesen Faktoren, welche die Klimaveränderungen verursachen, an pas st. Die Gleichgewichtslage t rifl't j ed och nus naturlichen Grönden nicht augenblickli ch ein, sondem das Z eitmoment spielt immer eiue gewisse Rolle. F ilT das 106 FR. ENQUIST.

skandinavische Landeis spielt nun dieses Moment wegen de1· kolossalen Eisanhäufung eine dorninie1'ende Rolle. Wäre die postglaziale Klimaverbesserung nicht so schnell hereingebrochen, sondern wäre die V eränderung des Klimas ganz langsam und regelmässig vor sich gegangen, wie das unter der spätglazialen Zeit der Fall war, so wäre die fort­ gesetzte Abschmelzung des Inlandeises nicht unter den eigen­ tomlichen, um nicht zu sagen abnormen Formen vor sich gegangen, die in der Tat eintrafen. Das Landeis bätte dann die Entwicklungsstadien, die es in der Anfangsperiade der Vereisung durchmachte in gerade entgegengesetzter Ord­ nung durchlaufen. Es wurde dann unter einem mässigen Abnehmen an Mächtigkeit in seinen Randgebieten immer mehr zusammengeschmolzen sein, und zwar (wie in der spät• glazialen Zeit) in grösster Ansstreckung auf dem Fiachiand im Suden und Osten. Im Kustengebiet im Westen wären auch immer neue Berge von der Eisdecke frei geworden, auf denen sich lokale Gletscher äquivalent mit den verschiedenen Ruckzugsstadien des Inlandeises ausgebildet hätten. Die Eis­ scheide wurde sich schliesslich ganz in di e Berge zuruckge­ zogen und das Eis so in zahlreiche fortwährend klimatisch bedingte grössere und kleinere Partien aufgeteilt haben, wel­ che in normaler W eise u m die relativ ho hen Bergmassive sich verteilt hätten. Eine ausgebreitete Lokalvergletscherung wurde auf diese Weise der zusammenhängenden Eisdecke ge­ folgt sein. Diese 'lväre schliesslich ganz kontinuierlich in die hentigen Gletscher ubergegangen. Die Entwicklung wnrde aber in ganz andere Bahnen ge­ leitet. Die Ursache dafur bestand darin, dass die zwei ganz getrennten Klimatypen, welche die beiden extremen Stadien in der Entwicklung dieser Vergletscherung bedingten - das Anjangsstadiwn, das die höchst bedeutende Ansbreitnng des Landeises am Ende der spätglazialen Zeit war, und das End­ stadium, das in eiuer Vergletscherung bestand, die nicht grösser war als die heutige - zeitlieb einander zu nahe la­ gen. In der Tat scheint die Klimaverändernng mit so gros- DIE POSTGLAZI4LE ZEIT. 107 ser Schnelligkeit vor sich gegangen zu sein, dass man mit Fug und Recht von einem beinahe katastrophenartigen Klima­ durchbruch sprechen kann. 1 Es ist unter diesen Umständen nicht verwunderlich, dass die äusserst mllchtige Eismasse, die am Ende der spätglazialen Zeit die zentralen Teile von Fenno­ skandia bedeckte, sich nicht u n ter norrnalen A bschmelzungs­ verhältnissen ins Berggebiet zurucbiehen und kontinuierlich in die verhältnismässig unbedeutenden Eisansammlungen obergehen konnte, die die heutige Vergletscherung aufweist. Das Abschmelzen des Landeises karm deshalb nicht mehr mit dem Ruckzug eines Gletschers im gewöhnlichen Sinne ver­ glicheu werden, sondern eher mit den A bschmelzungsverhält­ nissen, unter welchen ein »Eishaufe)) in einem warmen Som­ mer vernichtet wird. Der Ruckzug wird nun dadurch charakterisiert, dass die

Abschmelzung ungeheuer zunimmt. Diese CJo·ino- o auch nicht

Dass der Klimawechsel von dieser gewaltsamen Natur war, muss seine Ursache in besonderen Verhältnisseu gehabt haben, die gerade fiir dieses Gebiet charakteristisch waren, denn es scheint lwin Grund zur Annahme vorzuliegen, dass die Mehrzahl der iibrigen vorgletscherten Gebiete sich ebenso schnoll ve rändert haben. Wir milssen deshalb ansser der fiir di e ganze Erde gemeinsam eintretenden und relativ ruhig verlaufenden Klima­ verbesserung bier noch mi t einem lokalen Faktor rechnen. Dieser scheint mir in gerade zu dieser Zeit vor sich gehenden Voränderungen in der Babn des Golfstrams und im Zusammenhang darnit eintretenden Voränderungen in der Luftdruckverteilung iiber dem NordatJantik zu suchen zu sein. Während der Eiszeit war das Nordmeer wegen der damaligen höheren Lage des Wyville-Thomsonriickens im Verhältnis zur Meeresoberfläche von den siid­ licheren Teilen des atlantisch en Ozeans abgesperrt, weshalb das warme Golf­ stramwasser am Eindringen gehindert wurde. Als dieses Hindernis später wegtiel und die heutige Vorbindung geöffnet wurde, wurden deswegen auf einmal diesem närdlichen Meeresbassin gewaltige Wärmemengen zugefiihrt, was seinerseits unmittelbar und auf das kräftigste u. a. auf die klimatischen Verbältnisse i.iber Skandinavien wie au ch au f die iibrigen u m den N ord­ atlantik gelegenen Ge biete einwirkte. Die Folgen davon waren u. a. die oben geschilderten. Das Eindringen des Golfstromes in das Nordmeer und die beginnende Absetzung des Globerinascblammes dort, di.irfte deshalb auf die Zeit zu verlegen sein, da das Inlandeis die mittelschwedischen Moränen verliess oder etwa 8 000 J ah re v. Chr. - Auch die Klimaveränderungen, die fiir die Postglazialzeit in Nordeuropa nachgewiesen sind, diirften mit recbt grosser Wahrscheinlicbkeit von Voränderung im hydrographischen Zustand des Nordmeeres verursacht sein. 108 FR. ENQUIST. w1e unter normalen Verhältnissen nur in tiefer gelegenen Randgebieten vor sich, sondern auf der gam~en oder so gut wie der ganzen Oberfiäche des Landeises. Die Akkumulation dagegen, die vorher das Landeis unterhalten hat, hörte da­ gegen praktisch genommen vollständig auf, da nur die un­ bedeutenden Gebiete, die uber eine Vergletscherungsgrenze reichten, dereu Höhe nicht geringer war als die heutige, Schneeuberschuss auszufällen verrnochten. Das Resultat da­ von war, ausser einer schneUen Retardation in särntlichen Randgebieten, eine auch von oben vo?' sich gehende msche Zusammenschmelzung der Eismasse. Ein besonders hedentungsvoiles Ergebnis hatte dieser eigen­ turnliche Abschrnelzungsverlauf auf der Eissclteicle. Während diese, wie vorher hervorgehoben -vvurde, bei einer normal verlaufenden Entwicklung ständige Verschiebung durchläuft und bei der s-chliesslichen Abschmelzung ganz in das Gebiet des Hochgebirges zuruckgegangen wäre, liegt sie j etzt wäh• rend der kommenden Periode fortwährend in der Lage, die sie am Ende der spätglazialen Zeit einnahrn. 1 Die Ursache dafur liegt darin, dass die Regeneration der Eis­ rnasse mit dem Aufhören der Akkumulation vollständig zurn Stehen kornrnt. Während die Lage der Eisscheidc während der grossen Vereisungszeit wie während der spätglazialen Periode in voller Harrnonie mit dem hen schenden Klima war, wird ih1·e Ausbildung und Lage j etzt einzig und allein durch die vorhandene Eisnwgazinierung bedingt. Von da, wo die grösste und tiefste Eismasse nun ein fur alle mal ange­ häuft war (also an der am Ende der spätglazialen Zeit be­ stehenden Eisscheide), ging die Eisbewegung fortwährend ans, so lange die Mächtigkeit des Eises noch so gross war, dass Verschiebungen in Masse stattfinden mussten. Bei der irn rn er fortgesetzten Abschrnelzung war die naturliche Folge

1 Doch traten in gew issen Partien der Eisscheide gegen Ende der Ab­ sch mclzungsperiode Lageveränderungen ein, welche dadurch bedingt waren, dass die rein mechanischen Gleichgewichtsverhältnisse im Verlauf der Ab­ schmelzung gestört wurden. DIE POSTGI,AZIALE ZEIT. 10!1 die, dass das Eis gcrade an der Eisscheide am längsten liegen b lieb, was seinerseits die Ansbildung der eigen tumlichen eis­ gedämmten Seen mit sich fnhrte, die grosse Teile des gegen Osten drainierten Berggebietes auszeichnen. Die Eismasse, die bei Einbruch der postglazialen Zeit den Hauptteil Skandinaviens bedeckte, ist also nicht mehr als ein Gletscher im gewöhnlichen Sinne zu betrachten. Eine »tote» Eisdecke war es indessen bei weitem nicht; noch bis in die letzte Zeit ging in der Eismasse auf Grund des hedentenden Druckes dasselbe Gleiten nach. den Gebieten mit dem gering­ sten Wielerstand vor sich, das den echten Gletscher kenn­ zeichnet. Dieselben Folgeerscheinungen liegen deshalb auch bier vor: die Felsen werden geschlifl:'en und geschramrnt, Mo­ r~1nen werden transpartiert und abgelagert usw. 1 War also der rein mechanische Effekt noch immer derselbe, wie wäh• rend der Zeit, da die Ansbildung des Inlandcises klimatisch bedingt war, so war doch wie gesagt die Grundursache der Bewegung der Eismasse jetzt nicht ein jährlich ausgef~lllter Schneeuberschuss, sondern sie lag darin, dass eine so hedeu­ tende Eismagaziniernng stattgefunden hatte. 2 Die Grösse der Eisquantität, die jährlich abschmolz, hat während der mehreren tausend Jahre, die das Abschmelzen in Anspruch nahm, nicht unwesentliche Veränderungen er­ fahren. Dass indessen bei irgendeiner Gelegenheit irgend­ welche Zunnhme dieser Eismasse während der postglazialen Zeit stattgefunden, ist dagegen absolut ausgeschlossen; denn gemäss den Gesetzen fur den Hanshalt der Gletscher muss der Impuls dazu vom Gebiet der Hochgebirge ausgegangen und deshalb auch dort registriert worden sein. Bei den Gelegenheiten, wo man also im vorliegenden Gebiet Moränen

1 Auf Grund der ungeheuer vermehrten Abschmelzung gewinnen nun die ftuvioglazialon Bildungen wie z. B. die Osen höchst bedeutcnd stärkeren Ein­ ftuss auf die Ansbildung der glazialon Landscbaft. (Vgl. das Zitat DE GEERS s. 103.) 2 Unter analogen Verhältnisseu schmolz auch das nordamerikanische In­ landeis ab, was beweist, dass der Klimadurchbruch nicht alleiu auf Nord­ europa beschränkt war. 110 FR. BNQUIST. antri:fft, die uber etwas fruher abgesetzten Sedimenten lagern, ist das Vorrucken der Eiskante, den dieses V erhältnis an­ zeigt, zweifelsohne als eine durch rein mechanische Grunde verursachte V eränderung in der Gleichgewichtslage der Eis­ reste zu deuten.

Bei Betrachtung der Verhältnisse, unter welchen das Land­ eis in dem Bereich abschmolz, welchen Jie vorliegende Ab­ handlung vorzugsweise beruhrt und der auf Tafel l aufge­ nommen ist, hat man zwei Gebiete auseinanderzuhalten, ein sudliches und ein nördliches, in denen die Entwicldung nach getrennten Bahnen verlief. Die Ursache dieser Verschieden­ heit lag darin, dass die grösste Eisanhäufung - oder mit anderen \;vTorten die Zon e, die man Eisscheide nennt - bei Einbruch der postglazialen Zeit in diesen Gebieten im Ver­ hältnis zum Hochgebirgsgebiet verschieden gelegen war. In dem sudlichen Teil, der sich nach Norden nach dem Suli­ telma-Sarekmassiv erstreckt, lag die Eisscheide östlich und ausserhalb des Berggebiet0s; die letzte Phase der Abschmel­ zung spielte sich deshalb ausserhalb desselben ab. In dem nörd• lich gelegenen Gebiet, welches bis liber die Torneträskgegend erforscht ist, hatte sich die mächtigste Eisansammlung zu dieser Zeit bereits i.ib er das Berggebiet zuruckgezogen; des­ hal b schmolzen die letzten Reste in den Hochgebirgstälern und nicht liber dem Tiefiand im Osten. Da, wie ich fruher herv?rgehoben, die Lage der Eisscheide im Verhältnis zum Hochgebirge in intimem Zusammenhang mit der Ausbreitung und Masse des Inlandeises stand, scheint die Ursache der oben genannten Verschiedenheit der beiden Gebiete mit der absehwert unbedeutenderen Anhäufung des Eises zusarnrnen­ gehört zu haben, die gegen das Ende der spätglazialen Zeit liber dem Kustengebiet nördlich vom Svartismassiv vorlag. Hier war nämlich, wie fruher nachgewiesen wnrde, eine be­ deutende Strecke der Ku ste schon vom Inlandeis freigeschmol- DIE POSTGLAZIALE ZEIT. 111 zen, während diese den sudlichen Teil des Gebietes noch vonständig deckte. Da das Zuruckweichen des Landeises während eines auch von oben her vor sich gehenden Zusammenschmelzens der Eismasse stattfand, bestand ein fur das ganze Gebiet gemein­ samer Zug darin, dass die einzelnen Berge fruher freischmol­ zen, hevor die benaebbarten Talsohlen eisfrei wurden. Im sudlichen Gebiet sind die Verhältnisse sehr klar, und irgend eine Schwierigkeit bei der Deutung der Beobachtungen liegt nicht vor. Die Einwirkung, die die Topographie schon in der spätglazialen Zeit auf die Eishewegungen zu haben begann, wurde nun beim Dunnerwerden des Landeises noch grösser. Als allgemeine Regel gilt deshalh, dass diese iu den Randpartien des Eises beim ZurUckrucken genau den Talsystemen folgten; au ch recht unbedeutende Hindernisse verursachten bedeutende Ablenkungen. Die Bewegung ging jedoch imrner von den Gebieten ans, in denen die grösste Eisansammlung lag und also im grossen geschen gegen den Ozean, wodurch sie auch in grossen Teilen gegen die Nei­ gung des Bodens stattfand. Dieses sUdliche Gehiet wird am besten in zwei Teile ge­ teilt, welche durch die Hauptwasserscheide getrennt sind, die ungefähr längs der Reichsgrenze verläuft. Der östlieb ge­ legene erhält sein Gepräge vor allem durch die grossen Eis­ seesysteme, die, aufgedämmt durch den nach der Eisscheide zuriickruckenden Eisrest, ö her den Pass der W asserscheiden drainiert wurden. 1 Östlieb von der Hauptwasserscheide fin­ den sich darum reichliche Sand- und Tonablagerungen, was der Landschaft ein anderes Gepräge aufdriickt als das Gebiet im Westen, wo solche Ablagerungen im allgemeinen l'lber der marinen Grenze fehlen. A u ch die Osen, die au f der norwegischen Seite vallständig fehl en, finden sich bier in den Tälern ausgebildet.

1 Diese liegen deshalb freigespiihlt von allem Losmaterial und sind auch in der Regel kanjonartig ausskulptiert. 112 FR. ENQUIST.

Auf der Karte Tafel l habe ich nach GA VELIN die von ihm untersuchten Eisseen eingelegt 1 [28]. · Ausser · diesen sind zweifelsohne eine Anzahl grösserer und kleinerer Eis­ seen auch in den ubrigen Talst.richen ausgebildet. gewesen, obwohl hieruber bisher keine Untersuchungen vorliegen. Von besonderem Interesse wäre natl\rlich eine Klarlegung der Verhält.nisse im Grenzgebiet nach N orden, dem Tal des Pite­ älv und seiner Quellseen, von welchem weitgestreckten Ge­ biet indessen nähere Mitteilungen fehlen. Auch wenn die Ostseite der Hauptwasserscheide das Eis­ seeland pm· preference ist, so hat doch auch auf der West­ seite Eisdämmung stattgefunden, wo der freie Ablauf des Schmelzwassers verhindert wurde. Die am weitesten im Nor­ den beobachteten Bisseen sin d hier die von REKSTAD besebrie­ benen von Bjellaadalen [79]. Auf der Nordostseite der Oks­ tinder hat weiter HOEL einige Strandlinien beobaehtet, welche jedoch nicht von einern grösseren Eissee herzuruhren schei­ nen, sondem von irgend welchen ganz u n bedeutenden Nuna­ takkseen [42]. Westlich vom Rösvattnet fand ich zwischen dem Bnuskanken und Gjeitind schön ausgebildete Strand­ linien ei!les ldeinen Eissees, der nach N orden uber den Pass 813 m (»Gj eitindskaret») zwischen diesen Bergen drainiert wurde. Der fiache Klippenpass war, wie dies in der Regel d.er Fall zu sein scheint, von einem ausgeprägten Kanjon durchschnitten. Da man hier schwerlich voraussetzen kann, dass das Landeis zur Zeit der vallständigen Eisbedeckung des Gebietes subglazial uber diese Passage drainiert wurde, dilrfte dieses Kanjon vallständig während der kurzen Zeit ausskulptiert worden sein, da der bewusste eisgedämmte See existierte und zwar durch dessen Ablaufwasser. Schliesslich hat OxAAL gefunden [61], dass da;; Gebiet urn das sudlieb von elen Börgefj ällen gelegene Jengelvattnet von einem von Si.iden aufgedämmten kleinen Eissee eingenommen worden war.

1 Selbst babe ich im bewussten Gebiet östlieb von der Wasserscheide nur die Gegend um das Stora Umevatten besucht. DIE POSTGLAZIALE ZEIT. 113

Der gemeinsame Zug dieser westlieb von der Hauptwasser­ scheide gelegenen Eisseen besteht darin, dass die Aufdäm• mung von Suden aus geschehen ist. Dieses Verhältnis ist von grossem Interesse, da es zeigt, dass das Landeis in die­ sem Teil Norwegens von Norden abschmolz, was seinerseits deutlich seinen Grund in der fruher in dieser Arbeit nach­ gewiesenen grösseren Eisanhäufung hatte, die uber den sud~ lichen Teilen des bewussten Gebietes stattgefunden hatte. In dem nördlich gelegenen Gebiet, wo die Eisscheide uber dem Hochgebirgsgebiet lag, in welchem deshalb auch die letzten Eisreste abschmolzen, finden sich auch bedeutende Teile, welche noch wenig oder durchQus nicht erforscht sind. So ist es der Fall mit dem Grenzgebiet nach Su!len und Sud­ westen, wie auch mit der zum grossen Teil noch nicht topo­ graphisch aufgenommenen Partie auf der norwegischen Seite der Grenze, die zwischen dem Tysfjord und der Reichsgrenze liegt; uberdies liegen noch kein e Angaben fiber die inneren Teile des Amtes Tromsö vor, die im N orden an das Tal des Torneträsks grenzen. Dass die endliche Abschrnelzung des Inlandeises bier im Hochgebirgsgebiet und nicht wie bisher allgern ein angenom­ men wurde u ber dem U rberggebiet im Osten vor sich ge­ gan gen, geht deutlich ans mehreren U mständen hervor. So zeigen die Eisbewegungen in den inneren Teilen der weit­ gestreckten Bergmassive nicht wie in den sudlicheren Teilen irgendeine gemeinsame Neigung in der Richtung nach dem atlantischen Ozean, sondern sie verlaufen in den verschieden­ sten Richtungen der Windrose. Im grossen gesehen fol gt die Eisbewegung stets den Richtungen der Haupttäler, ob­ wohl sie nicht selten in ent.gegengesetzter Richtung zu ihrer Neigun g verläuft. vVie ans Tafel l hervorgeht, zeigt es sich weiter, dass die Eisbewegung in diesem Gebiet am Ost-Rand des Hoch­ gebirges von diesem gegen das tiefer liegende Urbergsgebiet gerichtet gewesen ist und nicht umgekehrt wie das im Silden der Fall war. Die bewusste Eisbewegung war in den nörd:- 8-ts2ta7. s . G. U. Se>·. C, K:o 285. 114 FR. ENQUIST. lichen Teilen des Gebietes stark nach Norden abgelenkt, eine dcutliche Folge der geringen Ausbreitung, die das Landeis gegen Ende der Abschmelzungszeit nach dieser Riehtung hatte; gegen Suden scheint die Eisbewegung dagegen haupt­ sächlich nach Sudosten abgelenkt gewesen zu sein. Die schliessliche Abschmelzung ging deutlich anch in diessem Ge biet im grossen gesehen von N orden nach Suden. Die zwei breiten Talstriehe, die von dem Torneträsk und den Quellseen der Stora Luleälv eingenornmen worden und die in sudost-nordwestlicher Riehtung das östlieb vo n der Haupt­ wasserseheide gelegene Gehiet durehdrängen, wurden deshalb fruher von der Eisdecke befreit als die sudlieb benaebbarten Hochgebirge. Da ihre westlichen Partien auch fruher frei­ schmolzen als die östlichen, wurden diese Talstriche von Osten aufgedämmt und mit grossen Eisseen angefullt, welehe uber die Pässe der Hauptwassersebeide nach dem Atlantischen Ozean dräniert wurden. Dass die Hochgebirgsgebiete zur Zeit der Ansbildung dieser Eisseen noch von Eis bedeekt waren, geht deutlich aus den gewaltigen Delta hervor, die sich mehrerenorts in diesen bildeten. Diese relativ hoch uber den heutigen Seeoberflächen liegenden Delta, die als ebene und oft sehr ausgedehnte Terrassen ausgebildet sind, wurden an den Mundungen der grösseren hinzutreten­ den Talstrichen, wo das Schmelzwasser der Eismassen in die Bergtäler drang, zu Eisseeoberftäehen ausgebaut. Von der ausserordentlich bedeutenden Quautität und dem grossen Transportvermögen dieser vV assermassen ze ugt da~ oft se hr grabblockige Material, aus dem die Terrassen zum grossen Teil aufgebaut sind. Heute fli essen im allgemeinen nur ganz unbedeutende Bäche nach diesen Deltas. Sebr elegant tritt das bewusste relative Altersverhältnis zwisehen den Iniandeis­ resten des Hochgebirges und diesen grossen eisgedämmten Seen beim Stora Luleälv hervor, indem J. FRöDIN dort nach­ weisen konnte, dass der im östliebsten Teil des Sarekgebietes von Westen und also von Eismassen der Hochgebirge auf­ gedämmte Petsaure (Ausuts-)Eissee n och während des letzten DIE POSTGLAZIALE ZEIT. 115 Stadiums (Langasstadium) des Luleeissees existierte. Fehler­ haft nimmt FRöDIN jedoch an, dass der Petsaureeissee von »einem wirklichen Gletscher, der durch beständige Zufuhr von neuem Eis im stande war, den Eisdamm zu unterhaltew, eingedämmt worden sei, wie auch, dass erst eine besondere »Klimave1·besse1·ung sowohl dem letzten östlichen Rest des Inlandeises wie auch den grossen Eismassen der Hochgebirge ein Ende machte» [20, S. 186]. Eine bedeutungsvolle Konsequenz des Umstandes, dass das Eis während der letzten Abschmelzungszeit am mächtigsten i.iber den Berggebieten angehäuft war und dass die Eisbewe­ gungen deshalb auch von diesen und nicht gegen sie gegan­ gen war, sehen wir darin, dass mit Ausnahme der oben ge­ nannten zwei grossen Eisseesysteme eisgedämmte Seen dieses Typus, der in den si.idlicheren Berggegenden so reichlich vertreten war, sich in den bewussten Gebieten nur ausnahms­ weise ausbilden konnten. Eine Anzahl der Eisseen, die GA­ VELIN schematisch auf der Öbersichtskarte, welche seiner fruher erwähnten Arbeit beigelegt ist [28, Vorsetzblatt], nach den Angaben von SvENON IUS und SJöG RENeingetragen hat, haben deshalb nicht existiert. Selbst babe ich in der Lappmark Jukkasjärvi Gelegenheit gehabt festzustellen, dass solche Eisseen im Tal des Allesjokk, Vistasvagge, 1 Ladtjovagge 2 und Tjäktjavagge sich nicht fanden. Auch in den Tälern des Kirsasjokk, Kajtumäh-en, Situädnos und Rapaädnos können solche nicht vorgekommen sein, wie sie auch, wie GAVELIN selbst nachgewiesen hat [28; 25, S. 419], im Tal des Lilla Luleälvs fehlen. Gelegentlich kommen indessen bier in den Bergtälern alte Uferbildungen eines Typus vor, der von demjenigen ab­ weicht, welcher von normal ausgebildeten Eisseen herri.ihrt. Diese bestehen aus zahlreichen, dicht iibereinander liegenden Uferlinien, die sich auf den höher gelegenen Partien der

1 » vagge~ (lappisch) = Talgang. 2 Der von SVENONIUS [98, S. l 7 4J erwäh nte •Paittas-Eissee» hat n ich t existiert. 116 FR. ENQUIST. Talseiten gebildet haben (Fig. 36). Ihre Länge ist indessen immer relativ unbedeutend, sie scheinen in der Regel nur auf der einen Seite eines Tales vorzukommen und korrespon­ dieren nicht mit den Passhöhen wie die grossen Eisseen. Sie sind als Uferbildungen relativ nnbedeutender Wasser­ sammlungen zu deuten, die längs der Seiten der in den Tal­ gängen liegenden Eismassen sich ausgebildet, deren allmäh• liches Zusammenschmelzen bewirkte, dass eine grosse Anzahl

Fig. 36. Eisseelinien im Ladtjovagge. Nach GAVELIN [28].

dicht uber einander liegender Uferniveaus zur Ansbildung gelaugten 1 (Fig. 36 und 38). Im Kebnekaisegebiet sind U ferlinien solcher marginaler Eisseen an der W aldgrenze und uber derselben in den äussersten Teilen des Ladtjovagge 2

1 Dies im Unterschied zu dem, was bei Eisseen der Fall war, welche gegen den Rand eines zuriickweichenden Landeises aufgedämmt wurden, wo nur einzelne, aber iiber weitgestreckte Gebiete verteilte Uferniveaus ansge­ bildet wurden, die mit einander und mit den Passhöbcn korrespondieren. 2 Eine recht eigentiimli che Bildung, die deutlich auch im eisgedämmten Wasser dieser Natur abgesetzt wurde, babe ich im oberen Teil des Ladtjo­ vagge, östlieb von dem kleinen See 767 m Höhe beobachtet. Auf der Nordscite des Skartaåive li egen auf der Talsohle die Reste einer etwa 8 m boben Terrasse, welche mit deutlicber schichtung aus recht hedentenden Schi eferschollen aufgebaut ist (Fig. 37). DrE POSTGLAZIALE ZEtT. 117

(auf seiner Sudseite, östlieb vom ~l uovare; Fig. 36) und des Vistasvagge (auf seiner Ostseite, nordwestlieb vom Tupmas­ tjåkko) beobachtet worden. HAMBERG, der di ese Bildungen zuerst beobachtet und gedeutct hat, fuhrt sie von mehreren Stellen des Sarekgebietes an [34, S. 415], wie auch GAVELIN vo n den Tälern des Lilla Luleälvs [25, S. 419]. 1 Was man bisher uber die sehliesslichen Bewegungsrichtun­ gen der Eisreste im nördlichen Hochgebirge Lapplands weiss,

Fig. 37. Geschichtete Ablagerung im Ladtjovagge. lässt sich auf Grund von Beobachtungen ilber Schrammen und Moränen auf folgende W eise zusammenfassen.

1 Wie vorher hcrvorgehoben wurde (8. 26, Anm. 2), war die Eisscheide im Hauptteil des sudlichen N orwegens nie versehoben worden, sondern war während der ganzen Vereisung auf dem Hochgebirgsgebiet ausgebildet gewesen. Desbal b gin g au ch die letzte Abschmelzung in diesem vor sich, auch die letzten Eisbewegungen gi ngen vom Berggebiet aus, wie das in den oben behandelten Gebieten der Fall war. Aus diesem Grunde bildeten sich auch in diesem Gebiete keine grossen Eisseon des normalen Typus aus. Dagegen liegen auch von den Hochgebirgstälern des sudlicben Norwegen Beobacbtungen von Uferlinien von Randseen des oben erwähnten Ursprungs vor, wi e aus Fig. 38 hervorgeht (nach REKSTAD 75, Tafel V Fig. 2). 118 FR. ENQUIST. In das Gebiet zwischen Ladtjovagge und den gleich sud­ lieb vom Torneträsk gelegenen Bergen, das ich zum grossen Teil aus eigenen Beobachtungen kenne, bewegte sich das Eis in östlicher Richtung vom Innern des Berggebietes nach dem U rbergsterrain. Das ge b t klar aus den Orientierungen der Rundfelsen und Schrammen in und ausserhalb der grossen Täler bervor, die von Osten in das Hochgebirgs­ gebiet drängen, nämlich dem Ladtjovagge und den Tälern

l!'ig. 38. Eisseelinien in Jotunheimen. Nach REKSTAD [75].

des Levasjokk und Allesjokk; ein mächtiger Eisstrom floss auch längs des Vistasvagge. Im Ladtjovagge hat schon FimDHOLM 1884 eine Anzahl nach Osten gerichteter Sebram­ men beobachtet [18], und später wurden hier ubereinstim­ mende Beobachtungen vom Verf. und von TANNEH. [104:] ge­ macht. Besonders schön wird die bewusste Eisbewegungs­ ricl1tung auf dem sudlieb vom Kebnetjåkko drunten in der Talsohle liegenden Felsenhugel (auf der topographischen Karte deutlich markiert) beobachtet, indem dieser einen un­ geheueren von W esten abgeschliffenen, mit Schrammen von DIE POSTGLAZIALE ZEIT. 119

N 87 ° W libersäten Rundfelsen bildet (s. Fig. 39). Am Le­ vasjokk hat TANNElt (a. a. 0., S. 210) ausser Schrammen, die zeigen, dass das Eis dem Tal nach Osten folgte, auch Endmoränen des nach Westen abschmelzenden Landeises (von ihrn jedoch fehlerhaft als Ablagerungen eines lokalen Glet­ schers gedeutet) beobachtet. Am westlichen Ende des Rautas­ järvi hat TANNER ebenfalls eine Schrammenbeobachtung, die eine in östlicher Richtung gehende Eisbewegung anzeigt.

Ver!. phot. 29. Juli 1917 .

Fig. 39. Vom Westen rundgescblilfener Felshiigel im Ladtjovagge.

Der Eisstrom durch das Ladtjovagge stand im Westen in V erbindung mit einem rnächtigen längs des Tjäktjavagge nach Suden gehenden Eisstroms. Dieser drang hoch uber den in ost-westlicher Richtung laufenden Pass zwischen diesen beiden Tälern, schliff die Felsrucken rund, die den Passpunkt durchqueren (auf einer Höhe von 845 m) und schramrnte sie (von N 85° W) wie auch di~ höher gelegenen Felshugel, welche sudlieb von diesem liegen. Ein Arm des von Norden kommenden Eisstromes wurde bier weiter vom 120 FR. ENQUIST. Liddopakte gegen Sudosten abgelenkt, wie aus von mir be­ obachteten Schrammen am LiddojatHe (N 40° W) hervorgeht, wie auch aus den Beobachtungen SvENONius' am Stuor Järta (N 55° W) und Järtajaure (N 68-72° W) [18; 104:]. In der Fortsetzung dieser Eisströmung liegt auch SvENO NIUS' Sebram­ menobservation am V uolle Kaitumjaure. Ubri gens liegt von den sudlichen Teilen dieses Berggebietes nur eine Beobach­ tung vom W estende des Teusajaure vor [18], welche eine nach N ordwesten diesem markierten Talgan g entlang gehende Eisbewegung beweist. Nach Beobachtungen FREDHOLMs drang vom Eisstrom des Tjäktjavagge ein Arm nach W esten längs des markierten Tales vor, das im Si.iden das Selkamassiv abgrenzt, und vermut­ lieb herrschten i.ib ereinstimmende Eisbewegungen auch in den i.ibrigen Tälern, die nach Westen auf den Tjäktjavagge zu laufen. Dagegen waren die Eisströmungen in den Tälern, diP. närdlieb vom Ladtjovagge von Osten auf den Tjäktja­ vagge stossen, gegen.. diesen (also von Osten nach W esten) gerichtet. So hat TANNE R an der Mundung des Tales, das nördlich vom Singitjåkko liegt wie in der Talmi.indung gleich nördlich von diesem von Osten abgelagerte Endmoränen beobachtet. Selbst babe ich eine analog liegende Endmoräne im Kaskasavagge wahrgenommen. Wie die Moränen des Levasjokktales deutet TANNER die bewussten Moränen aber als Ablagerungen gewaltiger von den Kebnekaisebergen herab­ drängender lokaler (und also klimatisch bedingter) Gletscher (a. a. O., S. 210), welche Auffassung jedoch, wie ich fruher hervorgehoben, bei Beachtung der sons t vor liegenden V er­ hältnisse unhaltbar ist. Im närdliebsten Teil des Tjäktjavagge war die Eisbewegung indessen nicht nach Suden gerichtet, sondern nach Norden und gegen die Neigung des Tales, wie aus meinen Beobach­ tungen an FeJsen . bei der Erdhi.itte (Schrammen von S 28° E; Stosseiten nach SSE) und auf dem Pass nach Allesjokk (Schrammen von S 14° W, Stosseiten nach Suden) hervorgeht. Werden die Beobachtungen in diesem Teil des Hochgebir- DIE POSTGLAZIALE ZEIT. 121 ges zusammengefasst, so finden wir, dass die mächtigste Eis­ ansammlung um die hohen Felsenmassive Kebnekaise-Reita­ tjåkko vorhanden waren. Von bier strömte das Eis deshalb längs den Tälern nach Westen zum Tjäktjavagge, wo die Hauptmasse östlieb vom Selka angehäuft war, von wo das Eis weiter drang in sudlicher, westlicher und närdlicher Richtung nach weniger stark eisbedeckten Gebieten. Die schon im oberen Tjäktjavagge beobachtete Bewegung nach Norden setzt in derselben Hauptrichtung fort, obwohl nun nach Nordosten hinuntergelenkt l'lber grössere Teile des Berggebietes nach Norden bis zum Torneträsk. Zahlreiche Beobachtungen von Schrammen wie Moränen zeigen, dass diese Eisbewegung in den markierten Tälern des Allesjokk, Kamajokk und Abiskojokk herrscht, wie auch in den weiter nach Osten gelegenen höheren Tälern und Ebenen. Im obe­ ren Teil des Vistasvagge waren die V erhältnisse analog den­ jenigen im oberen Teil des Tjäktjavagge; also herrschte bier eine Eisbewegung von Suden nach den Wasserscheiden, wie . aus Beobachtungen im Tal zwischen dem Unna Vistastjåkko und dem Pårsatjåkko hervorgeht, wo ich Schrammen von S 35° E (am See 1017 m) wie von Sudosten abgelagerte End­ moränen (unmittelbar nordöstlieb von dem auf der Karte eingetragenen nördlichsten kleinen See) beobachtet babe. Wie weit westlieb das Gebiet sich erstreckt, in welchem diese Bewegung (welche auf Grund der relativ unbedeuten­ den Mächtigkeit des Eises stets stark von der Topographie beeinflusst ist) nach Norden herrschte, ist noch nicht weiter als bis zum Sjangeligebiet untersucht, wo HuMMEL schon 187 5 einige Observationen ausfuhrte [18]. Selbst habe ich zahlreiche Schrammen eines Eisstromes beobachtet, die zu­ nächst nach Nordwesten, dann nach Norden und Nordosten der breiten Senke sudlieb und westlieb vom Vuoitaspakte folgten, wie auch Schrammen von Sudwesten auf dem Hoch­ gebirge zwischen dem Håikamtjårro und dem Kårsotjåkko. In der grossen und mächtigen Bergpartie, die sudöstlieb vom Vassijaure und sudwestlieb von Abisko liegt, herrschten 122 FR. ENQUIST. abweichende V erhältnisse, indem Schrammen und Moränen bier zeigen, dass sich ein selbständigeres Eisgebiet abgeschnö.rt hat mit einer Eisscheide, die irn grossen gesehen in nord­ östlicher Richtung zwischen dem V uoitaspakte und dem Kåppasåive geht. Von dieser radiierten die Eisströme und folgten den Talsenken. So beobachtete ich 1.5 km sudlieb von der auf der Karte nameniosen Spitze 1576 m sich kreu­ zende Schrammen (N 10° E und N 49° E) auf Felsen mit Stosseiten von N orden; längs dem prachtvollen Kårsavagge drang nach Osten ein Eisstrom (O. s krn vom Marmorsteinbruch finden sich bier von N 72° W geschrammte Rundböcker und ein typischer Endmoränenbogen unter dem See 695 m), wo­ neben eine Beobachtung 3 km sudöstlieb vom Kåppasåive (Schramrnen von N 80° W, Stosseiten nach W) zeigt, dass eine analoge Eisbewegung auch in den nördlicheren Hoch­ gebirgen stattgefunden hat. Nach N orden d rangen die Eis­ strörne in nord~vestlicher Richtung längs den drei wilden Felsentälern sudlieb vom Vassijaure (Vassivagge, Kärkevagge und Låktavagge). Sie reichten jedoch nicht bis zu dem grossen Eissee, was aus der Ansbildung der prachtvollen Terrassen und auch aus den älteren Scbrammen von ENE hervorgeht, die sich hie und da unberö.hrt uber diesen fin­ den. Besonders schön kann man die grösste Ausbreitung der Eiszunge im Kärkevagge während dieser Periode der Ab­ schmelzung des Landeises beobachten, indem diese an der Talmö.ndung gewaltige wall- oder hugelförmige Blockmassen (zwischen denen Turnpel an manchen Stellen aufgedämmt sind) abgelagert hat, welche nach aussen messerscharf mit einer markim·ten Endmoräne gleich uber dem Zusammenfluss des Läktajokks mit dem Bach von Vassiåive aufhört. Die Eisbewegungen, welche während dieser Zeit in dem sudlieb vom Tal des Stora Luleälf gelegenen Sarekgebiet herrschten, sind durch HAMBERGS vieljährige Forschungen wohl bekannt. Da die Beobachtungen, die er dart gemacht und die Schlussätze, die er aus diesen gezogen hat, wie ich fruher herv01·gehoben babe, vallständig mit denjenigen ö.ber- DIE POSTGLAZIALE ZEIT. 123 einstimmen, die ich in anderen Teilen des Gebirgsgebietes gewonnen habe, brauche ich hier nicht näher auf dieses Ge­ biet einzugehen, sondern kann auf HAMBERGS zusammen­ fassende Schilderung in Guide Nr. tO, herausgegeben vom Geologenkongress in Stockholm 1910 [35] hinweisen. Die längs den Talgängen in getrennten Richtungen gehenden Eisströme, die er auf der der genannten Arbeit beigefCtgten Obersichtskarte markiert hat, habe ich auf Tafel l einge­ tragen.1 Von besonderem Interesse ist, dass auf Grund der topographisehen Verhältnisse in diesem Gebirgsgebiet aueh ein reeht bedeutender extraglazial aufgedämmter Eissee (der vorher erwähnte Petsaure-Eissee) zur Ausbildung hat ge­ langen können. Die Eisdeeke wurde indessen in dem sudlieb von der Stora Luleälf gelegenen Berggebiet sehliesslich in zwei Hauptzentren aufgeteilt, von denen das eine das Sarekgebiet bedeckte und das andere die Gebiete an der Reiehsgrenze westlieb von diesem. 'vV as die Eisbewegungen betrifft, die von diesem letzteren herruhren, liegen bisher nähere Mitteilungen von dem Gebiet am Virijaure vor in der Arbeit [24:], in der GAVELIN dieses vorher unbekannte Eiszentrum urn die Reieh­ grenzgebirge naehweist. Wir befinden uns hier an seiner Nordostseite, wo die bewussten Sehrammen im grossen ge­ sehen von Sudwesten ausgehen urid vielerorts die älteren Sehrammen von Sudwesten uberqueren. Stosseiten, die von beiden Systemen herruhren, sind vorhanden, wobei gelegent­ lieb Sebraromen von Sudwesten auf fruher ausgebildeten nach Sudosten gewandten Stosseiten vorkommen (a. a. 0., S. 152). Auch SvENONIUS hat in diesen Gegenden sich kreuzende Schrammen beobaehtet (a. a. 0., S. 151), und auf diesen selbständig abschmelzenden Teil des Inlandeises sind deut-

1 mit der Veränderung, die die spätere Arbeit J. FRÖDINS [20] hin­ sichtlich des Tales des Luleälf bedingt. - Hiebei ist auch- zu beachten, dass die Pfeile in diesem Gebiet nicht (wie im iibrigen auf der Karte Ta­ fel 1) tatsächlich beobachtete Schrammen bezeichnen, sondem au s Schram­ menbeobachtungen wie vor allem ans der Verteilung der Endmoränen ge­ wonnene Strömungsrichtungen. 124 FR. ENQUIST.

lieb aucb seine Beobachtungen von Endmoränen beim Suli­ telrna zu bezieben. - Auch dieser Eisrest hat, wie GAVELIN nachgewiesen hat, einen hedeatenden Eissee von W esten auf­ gedämmt.1 Während ich diese Beobachtungen auf einen Rest des zusamrnenschmelzenden lnlandeises beziehe, das dadurch dass es von den iibrigen Teilen desselben getrennt wurde, selb­ ständige, radiierende Bewegungen erhielt, nahm GAVELIN an, dass es von einem höchst hedeatenden VorrOcken der um die Grenzberge gelegenen Gletscher herriibre und dass dieses VorrOcken durch eine Klimaverschlechterung bedingt gewesen sei. Er hält weiter fur nicbt unwahrscheinlich, dass dieses V orriicken der Gletscher der von RAMSA y nachgewiesenen und von mir als spätglaziale gedeutete Lokalvergletscherung auf der Kolahalbinsel entspreche. Wie ich vorber bervor­ geboben babe, betrachten auch SvENONIUS und J. FRöDIN diese Beobachtungen als Beweis klimatisch bedingter Gletscher von weit grösserer Ausdehnung als die heutigen. Diese Be­ trachtungsweise ist indessen ausgeschlossen, ausser den scbon angefiihrten Grunden auch deswegen, weil die hmvossten Schramrnen auch auf den höcbsten Teilen von sehr weit von den Grenzgebirgen liegenden Bergen vorkommen. Eine lo­ kale Vergletscherung, die sich auf den hohen Bergen an der Reicbsgrenze gebildet hat, kann - wie grossartig sie auch ausgebildet gewesen sein mag - in ihren Randgebieten nur die Talsohlen beriihrt haben, durch welche die Gletscher­ zongen abfliessen mussten.

3. Die Lokalvergletseherung der postglazialen Zeit.

Mit dem schliesslichen Abschmelzen des lnlandeises sind wieder normale Verhältnisse im Berggebiet eingetreten, und

1 Diese sebr hedentenden Reste des grossen Inlandeises, welche die Berg­ gegenden slidlieb vom Talgaug des Stora Luleälfs noch bis wei tin die Zeiten des temperierten Klimas bedeckten, diirften grossen Einfluss auf die Ver­ teilung der jetzt einwandernden Pflanzen gebabt haben. DIE POSTGLAZIALE ZEIT. 125 nur die Eismassen sind in der kommenden Periode der Post­ glazialzeit ausgebildet, welche von dem während dieses Zeit­ raums herrschenden Klirna bedingt sind. Dieses hat indessen, wie das besonders durch eingehende Untersuchungen uber die Entwicklungsgeschichte der Vegetation hervorgeht, auch während der postglazialen Zeit keine unwesentlichen Ver­ änderungen durchgemacht, welche sich auch in der Aus­ breitung der Lokalvergletscherung wiederspiegeln mussten. Aus diesem Grund drilckt die jetzige Verteilung der Gletscher nur die letzte Periode dieses Zeitraums ans. Die Forscher, die die Klimafrage der postglazialen Zeit näher untersucht haben, haben gefunden, dass das heutige Klirna fur die geographische Ausbreitung einer hedentenden Anzahl Organismen hedentend. ungunstiger ist als das un­ mittelbar vorhergehende. Dieses bessere Klirna wiederum scheint sich, wenn au ch vielieich t mit gewissen W echslungen, uber die Zeit vor dem endgiltigen Abschmelzen des Land­ eises erstreeld zu haben. Der Zeitpunkt, da die noch herr­ schende postglaziale Klimaverschlimmerung sich geltend zu maehen begann, wird jetzt allgemein nach SEnNANDER an das Ende des Bronzealters verlegt, also auf etwa 500 J. v. Chr. Die Spuren dieser postglazialen Klimaänderung, welche die vorliegenden Berggebiete am nA.chsten beruhren, zeigen sich in dem Zurockdrängen gewisser Pfianzen nach Suden oder nach tiefer liegenden Gebieten. Besonders die in ganz Skan­ dinavien nachgewiesene hedentende Herunterpressung der Waldgrenze zeigt deutlich auch betreffend der Berge die Ver­ schlechterung des Klirnas, die stattgefunden hat. Der Betrag, den die Waldgrenzendepression erreicht hat, ist ausserordentlich hoch, auch wenn divergierende Ansichten uber seine Grösse vorliegen, die ihren nächsten Grund wohl in den unzureichenden Höhen bestimmungen der heutigen Grenzen in gewissen Gebieten haben. Fur die zentralen Teile des sudlichen Norwegens ist z. B. eine Herabpressung der Kieferwaldgrenze um nicht weniger als 350-400 m an­ genornmen worden, während neuere nnd urnfassendere Unter- 126 FR. ENQUIST. sacbungen in nördlicher gelegenen Gebieten zu zeigen schei­ nen, dass die Depression nicht mehr als die Hälfte dieses Betrages erreicht hat. 1 Aber auch diese letzteren Werte re­ präsentieren eine sehr bedeutende Klimaveränderung, welche sicherlieb nicht nur auf die Vegetation, sondem auch auf die Vergletscherung eingewirkt hat. Es gibt naturlieb keine Möglichkeit direkt in der Natur nachzuweisen, ob ein Gletscher fruher kleiner gewesen sei als heute, wie man nacbweisen kann, dass er einmal grösser gewesen ist. Wie indessen die Pflanzen in den Bergen an gewisse klimatisch bedingte Höhengrenzen gebunden sind, sind auch die Gletscher von einer klimatischen Höhengrenze abhängig und streng daran gebunden, eben der Grenze, die ich Vergletschenmgsgrenze genann t babe. N un besitzen die uber einander liegenden, klimatisch berlingten Höhenregionen eine gewisse :Mächtigkeit, die freilieb in ihrem absoluten Be­ trag in verschiedenen Gegenden variiert, doch folgen die beiden Grenzen einander im grossen gesehen genau, sodass eine Höhung bzw. Senkung der einen Grenze von einer ent­ sprechenden bei der andern be~r}eitet ist. Dieses V erhältnis hat schon W AHLENBEHG [107] beobachtet und mit gewöhn• licher Schärfe ausgedruckt: »lm selben Grad wie die Schnee-

1 Auf jeden Fall scheint die Depression in den slidlicher gelegenen Berg­ gegenden etwas grässer gewesen zu sein als in den nördlichen, wo die Kie­ fer nicht höber hinauf gegangen zu sein scheint als bis zu der gegenwärti• gen Birkenwaldgrenze. Folgende Ziffern der Baumgrenzendepression werden von verschiedenen Verfassern gegeben. REKSTAD [73]: Bardangervidden 450 m, Hallingskarvet > 260 m, Dovre > 300 m. Im Durchschnitt rech­ net er flir die zentralen Teile des slidlichen Norwegens mit einem Sinken von etwa 350-400 m. Flir dasselbe Gebiet schätzt es HANSEN [37, S. 88] jedoch nicht so hoch, sondern nur auf höchstens 300 m. GAVELIN [26, S. 150]: »Die Verbältnisse in den schwedischen Gebirgsgegenden vom närd• liebsten Lappland bis Härjedalen scheinen eine Depression der klimatischen Baumgrenze zwischen 150 und 200 m anzugeben, im Durchschnitt wahr­ scheinlich 200 m. ~ GAVELIN [27, S. 31] findet sie weiter flir die Kvikk­ jokksgegend cca. 200 m oder eiuige zehn Meter höher, während FRIES [19, S. 350] flir Torne Lappmark bei 150-200 m stehen bleibt. SERNANDER [88, S. 16] nimmt eine Depres:;ion von etwa 200-275 m in Skandinavien an. Schliesslich hat HOLMBOE [43, S. 142] Angaben ilber die Höhe von Kieferresten in den sildnorwegischen Gebirgsgegenden. DIE POSTGLAZIALE ZEIT. 127 grenze sich hebt oder senkt, steigen auch die Pflanzen höher oder tiefer, sodass man immer einen gleichen Abstand zwi­ schen ihnen beobachtet.» ,Ja, er hält es sogar fur zweck­ mässig, die Höhe der verschiedenen Pflanzengrenzen gerade »nach ihrem Abstand von der Schneegrenz e» auszudrucken. Weit später hat auch PENCK nachzuweisen versucht, dass stets ein relativ ziemlich konstanter Abstand (von etwa 800 m) zwischen der Baumgrenze und der klimatischen Schneegrenze vorliege [63]. Auch wenn die bierfur gegebenen Beweise noch nicht vallständig befriedigen, hauptsächlich wegen der unsicheren und der .Methode nach nicht ganz geeigneten Be­ stimmungen der respektiven Grenzen, so kann nicht geleag­ net werden, dass ein naher innerer Zusammenhang zwischen den Grenzen herrscht, die sowohl die Höhenlage der Pflanzen wie der Gletscher regulieren. Dass dies der Fall ist, ist auch deswegen natilrlich, weil sämtliche diese Grenzen von dem herrschenden Klirna bestimmt werden, und auch wenn das oder die meteorologische Elemente desselben, die fur die eine Grenze hauptsäcbli ch ausschlaggebend sind, von geringerer Bedeutung fur die andere sein sollten, welche Frage fibrigens noch nicht abgeklärt ist, so weisen doch die gernachten Beo­ bachtungen au f das Y erhältnis hin, dass eine allgemeine Veränderung des Klimas eine ähnliche Verschiebung aller Grenzen mit sich fiihrt. Auch wenn diese Frage sich also noch in einem vorbe­ reitenden Stadium befindet, scheint die Annahme doch er­ laubt zu sein, dass die Vergletscherungsgrenze und die Baum­ grenzen bei Klimaänderungen gleichzeitige Verschicbungen von ungefähr derselben Grösse erfahren. Es lässt sich dann, wenn die Höhenlage der heutigen Vergletscherungsgrenze wie auch der obengenannte Depressionsbetrag der Baum­ grenze bekannt sind, leicht bestimmen, welche Höhenl age die erstere zur Zeit vor der höchsten Lage der letzteren ein­ nahm. Kennt man teils die heutige Vergletscherungsgrenze (deren Höhenlage ich fur den grösseren Teil des vo rliegenden Hoch- 128 Fl{. ENQUIST.

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l l l Fig. 40. Glctscbertragende Bergspitzcn wäbrcnd der postglazialen Wärmczeit. DIE POSTGLAZL\.LE ZEIT. 129

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\ . l ..··.i. _l_ \ _J Fig. 41. Lage der heute gletschertrageuden Bergspitzen. 9-182107. S. G. U. Se1·. C, N:o 285. 130 FR. ENQUIST. gebirgsgebietes bestimmt babe [15]), teils die Höhen der Berg­ spitzen, so lässt sich der Höhenbetrag leicht bestimmen, um welchen jeder einzelne dieser Berge uber die Grenze hinaus dringt. Nehmen wir nun an, was auf Grund der bisher ge­ machten Bestimmungen uber das Sinken der Na,delwaldgrenze das richtige zu sein scheint, dass die Baumgrenze im nord­ westlichen Skandinavien während der fruheren P eriode der Postglazialzeit 200 m i'tb er der heutigen lag, so hätte also auch die V ergletschernngsgrenze während dieser Zeit eine Höhenlage eingenommen, die 200 m nbet' der heutigen lag. l Wir können dann leicht för jeden einzelnen Berg entschei- den, ob er in der fruheren Periode der Postglazialzeit uber die V ergletscherungsgrenze gereicht babe, und al so anch, o b er damals Gletscher getragen babe oder nicht. Nachdem ich eine solche Untersuchung durchgefuhrt hatte, fand ich fur dieses Berggebiet, dass die Verg l ~tscheru n g da­ mals ganz bedeutend beschränkter gewesen war als heute, wie auch, dass die Gletscher, wie zu envarten war, in den Massiven angesammelt waren, die heute am stärksten ver­ gletschert sind. So reichten in N orwegen mehrcre Gipfel im Svartismassiv, den Okstindern, Blaamanden, Sulitelma und wohl auch in dem unbelmnnteren Massiv östlieb vom Tysfjord nber die V ergletscherungsgrenze; weiter trugen bier au ch eine Anzahl isolierter liegender Berge Gletscher wie der Kvigt ind und Löipskartind ganz im Suden, eine Anzahl Gipfel nörellieb vom Svartisen, Tulpajekna, V eikdalsisen, Hirkevare, Heldalsisen und Aanderbakktinden innerhal b des N ord- und Södolden. In Schweden gab es eine hedentende Anzahl Gletscher im Sarek- und Kebnekaisemassiv. W eiter reichten die Sulitelma- und Ålmajalosspitzen ttber die V ergletsche­ rungsgrenze wie auch Gipfel im Akka-, Kallaktjåkko-, Selka­ und Pårsotjåkkomassiv. Um die äusserst starke Verschiedenheit der Ausbreitung hervorheben zu können, welche die Gletscher in diesen ver­ schiedenen Perioden der Postglazialzeit gehabt haben, habe ich auf zwei Karten (Fig. 40 und 41) die Lage der Berge DIE POSTGLAZIALE ZEIT. 131 markiert, welche während der postglazialen Wärmezeit Glet­ scher trugen und welche jetzt Gletscher tragen. 1 Die grosse Verschiedenheit zwischen den beiden Kartenbildem ist durch den relativ unbedeutenden Betrag (im allgemeinen weit we­ niger als 20(1 m) verursacht, urn den die heute gletscher­ tragenden Berge uber die V ergletscherungsgrenze reicben. Eine Vergleicbung zwischen diesen beiden Karten zeigt dent­ licher als W orte die durchgreifende Veränderung, die die postglaziale Klimaverschlechterung fur dieses Hochgebirgs­ gebiet mit sich gebracht hat. Ein bedeutungsvoller Zug in der Ansbildung der Ver­ gletscherung, welcher indessen auf diesen Kartenbildem nicht hervortrit t, bildet die wirkliche Grösse derselben; denn sie denten nur an, welche Gipfel Gletscher tragen, und nicht die Anzahl, noch die G?'össe der Gletscher. Reichen die Berge nur unbedeutend uber die Vergletscherungsgrenze, so ist nur ein einzelner, ldeiner Gletscher ausgebildet, reichen sie weiter uber diese, so wächst der Gletscher an Grösse, und wenn sehr hedentende Partien öber diese binausdrängen, so bildet sich e in e Mehrzahl Gletscher, gelegentlich von ausser­ ordentlich grossern Umfang aus. Die Berge, welche in dieser milderen Periode der Postglazialzeit (gelegentlich unbedeu­ tendL~) Gletscher trugen, sind deshalb heute die am intensiv­ sten vergletscherten, was ja auch aus obiger Darstellung hervorgeht. .Man kann indessen in Wirklichkcit mit der Analysierung der Lokalvergletscherung der postglazialen Wärmezeit noch weiter kommen, indem sowohl die Grösse dieser Gletscher, wie auch die Höhe, zu welcher ihre Enden herunterdrängten, sich ungefähr bestimmen lassen. Dies deswegen, weil man nicht nur weiss, welche Berge damals Gletscher trugen, son-

1 Fig. 41, welche die jetzigen Verhältnisse andeute t, mach t keinen An­ spruch auf vallständige Richtigkeit, gibt aber ei nen guten Ausdruck fiir die Gletscherverteilung, soweit diese - zum grossen Teil auf Grund von noch nicht veröffentli chten Untersuchungen des Verfassers - bekannt ist. Die topographischen Karten sowohl in N orwegen wie in Schweden sind in dieser Hinsi.:ht äusserst feh lerhaft. 132 FR. ENQUIST. dern weil man auch den Betrag kennt, mit dem diese Berge uber die Vergletscherungsgrenze ihrer Zeit reichten. Eine sold1e Bestimmung der Grösse der Gletscher grundet sich auf den von mir im vorEegenden Ge biet gefundenen V er­ hältnis, dass Berge, welche mit demselben Betrag uber die V ergletscherungsgrenze reichen, ungefähr gleichgrosse Glet­ scher tl·agen, gleichgultig welche geographische Lage die Berge einnehmen. Vergleicht man deshalb die damaligen gletschertragenden Berge mit den heuti_qen von derselben Form und derselben Höhe uber der Vergletscherungsgrenze, so findet man auch approximativ die fruhere Gletscheraus­ breitung. Da meine Studien uber die heutige Vergletsche­ rung in diesem Gebiete bier nicht wohl publiziert werden können, kann ich indessen nicht weiter auf die letztberuhrte Frage eingehen. Bevor ich die vorEegende Arbeit abschliesse, scheint es mir jedoch angebracht zusammenzufassen, was von diesen Berggegenden uber die Grössenveränderungen der Gletscher aus historiscber Zeit bekannt ist, und dies hauptsächlich um herauszubringen, von welchem Zeitpunkt die Endmoränen heestammen, die die grösste Ausbreitung der in postglazialer Zeit ausgebildeten Gletscher markieren. Wie aus den vOI·her­ gehenden Beschreibungen hervorgegangen ist, wird nämlich der Gletschersaum von Endmoränenbogen umkränzt, in einem Abstand, der im allgemeinen zwischen einigen zehn bis zu einigen hundert .J1etern wechselt. Das vorliegende Berggebiet ist eine öde Gegend und ist es auch in vergangenen Zeiten gewesen, weswegen ältere An­ gaben uber die Gletscher äusserst sparsam sind. Diejenigeri, die vorliegen, sind immerhin von einer Art, dass sie zusam­ mengestellt mit den Messurrgen nber die Ausbreitung dieser Moränenzonen, die jetzt in hinreichender Anzahl vorliegen, eine Antwort auf die obige Frage geben. Die ältesten historischen Quellen uber die Veränderungen, die die Gletscher in diesen Gegenden erfahren haben, be­ ruhren Svartisen und zeigen wie REKSTAD gefunden hat [70; DIE POSTGLAZIALE ZEIT. 133

71; 76, S. 34 7], dass einige dieser Z ungen in der ersten Hälfte des 18. Jahrhunderts besonders stark im Vorrocken waren. In seiner Studie Ctber den Svartisen fasst MARsTRAN­ DER [58, S. 34] die bekannten V crhältnisse au f folgende Weise zusammen: »Man weiss, dass die Gletscher im Svart­ isen, auf jeden Fall die westlichen, in den zwanziger Jahren des 18. Jhdts. im Vordringen waren, als der Engagletscher vorruckte und den Hof Storstenören im innersten Teil der Holandsfjord begrub. Eine Maximalausbreitung hatten wahr­ scheinlich alle Gletscher im Beginn des 19. Jhdts., als der Engagletscher bis ins Meer hinausging. Von da bis zum Jahr 1870, da man sie im Ruckzug fand, hat man keine Kenntnis von den Bewegungen der Gletscher.» Da die Gletscher in diesen Berggegenden in friiberen Zeiten wie heute sicherlieb ungefähr gleichzeitig ähnliche Grössen­ veränderungen durchmachten, durfte die Annahme eines aus­ geprägten Maximalstandes am Anfang des 19. Jahrhunderts fur sämtliche nord westskandinavischen Gletscher gelten. Diese Annahme wird in bohem Grade durch die mustm·haften Unter­ suchungen gestCttzt, die der beruhmte schwedische Forscher WAHLENBEH G zu dieser Zeit (1807) uber die Gletscher des Sulitelmagebietes vornahm [107]. Werden nämlich die Be­ schreibungen und Abbildungen gem ustert, die er in sei­ ner Arbeit gegeben hat, »so stimmt» - wie SvENONIUS schon 1878 hervorgehoben hat [95] - »alles vortreffi ich: die aus dem Schnee aufschiessenden Gipfel und Rucken und die mit Pyramiden ausgezeichneten Eisfelder; alles - ausse?' dass das Bis und deT Schnee höchst bedeutend abgenomnwn und ein paar Bergrucken infolge davon sich hedentend ge­ boben haben. Auf seiner grossen Zeichnung scheint sich das Eisfeld in einem Zusammenhang uber die Bergsenke zwischen dem Meljerpakte und dem Labba zu erstrecken, was er auch S. 16 seiner angefuhrten Arbeit ausdrucklich sagt: »Eine halbe Meile weit hinte?' dem Berg Labba zeigt (der Gletscher) eine zusammenhängende Eiswand von etwa 200 Fuss Höhe, mit sc hmutzigen Eisgewölben, die Öffnungen 134 Flt. ENQUIST. zum Abgrund zu sein scheinen>, usw. Nun streckt sich der Salajekna bis, aber ni ~ ht iiber den Fuss des Meljerpakte und ist vollkommen von dem östlich um ihn herum gehenden Gletscher abgetrennt, dessen Hauptmasse nun im Osten so lang ist, dass sein hauptsächlichster Ablauf östlich vom Labba geht, während der nach Westen abstiirzende Bach, der den friiheren Zusarnm enhang mit dem Salajekna andeutet, ziem­ lich unbedeutend ist. Das Eis- und Schneelager, womit der Salaj ekna zunehmen möss te, darnit die V erbindung wieder­ hergestellt und die Höhe mit derjenigen der Zeichnung pas­ sen wUrde, ml'lsste wohl mindestens 100 Fuss dick sein. Dies geht auch aus dem in der Mitte ( ungefähr mitten au f der Reichsgrenze) gehenden, auf der Zeichnung: kaum sicht­ baren Bergiiieken hervor, der jetzt bedeutend höher erscheint, wenn auch das Eis dort verhältnismässig ni cht so stark ab­ genomrnen hat wie in den östlichen oder sudöstlichen Teilen der Masse, wo der Hauptablauf, der Lairojokk, sich befindet. - Dass der jetzt abgesondcrte östliche Gletscher vor 50 bis 60 J ahren sich vielleicht mehre1·e tausend Fuss weiter nach unten erstreckte, glaubte der eine meiner lappischen Begleiter auf Grund der Erzählungen seines Vaters versichern zu können. - - Auch die zu WARLENBERGs Zeit kolossalen Eisgrotten scheinen bedeutend zusamrn engeschrumpft zu sein. » - Die­ l:le lbe bedeutende Abnahrn e der Schnee- und Eisbedeckung findet man fur einen

änderungen bei Abschrnelzungsgebieten proportional zur Grösse der Gletscher sich verhalten. Diese Gesetzmässigkeit lässt sich auch gut in den während der letzten Jahrzehnten genau kontrollierten Grössenänderungen ablesen, die Gletscher in verschiedenen Vergletseherungsgebieten der Erde erfahren. So einfach sind indessen die Verhältnisse selten, dass die lineare V eränderung, die die Gletscherzunge durchmacht, einen so vallkommenen Ausdruck des obenerwähnten Ursachen­ zusammenhanges gibt, dass diese ohne weiteres fur Vergleiche angewendet werden kann. Ist das Akkumulationsgebiet weit­ gestreckt und fliesst. die G1etscherzunge durch einen schma­ len Talgang, so ist die Verschiebung verhältnismässig gross, während eine breite Gletscherzunge, die nicht unter ähnlichem Einfluss der Topographie steht, nur relativ unbedeutend ver­ sehoben wird. Geeigueter wäre es deshalb die Flächen oder noch besser die Eismassen zu vergleichen, welche diese Mo­ ränenzonen repräsentieren, was sich indessen im nordwest­ lichen Skandinavien wegen mangelnder Untersuchungen bis auf weiteres nicht tun lässt. IV. Literaturverzeichnis.

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Die folgende Karte ('fafel l) im Masstab 1: l 000 000 bezweckt zunächst eine Karte der Schrammen zu bilden. Die anf derselben eingetragenen schwarzen Pfeile riihren vom Inlandeis her, die roten dagegen von der selb­ ständig ausgebildeten spätglazialen Lokalvergletscherung. Die Punkte auf den Schrammenzeichen markieren die Observationspunkte. Die Richtungen sind korrigiert. Die Schrammenbeobachtungen sind fiir Lappland den Arbeiten von FRED­ HOLM [18], G AVELIN [24; 28], FRÖDIN [20], HAMBERG [35] , SJÖGimN [90 j 91], SUNDIUS [94] und TANNER [104] entnommen. Daneben sind meine cigene Beobachtnngen in der Lappmark Jukkasjärvi in eincr Anzahl von 37 eingetragen. Die norwegischen Beobachtungen sind den Arbeiten von Dlil GEER [I>J, FREDHOLM [18], HELLAND [40], HOEL [42], HOLMSEN [4<1; <16; 47], HÖRBYE [53; M], MARS'l'RANDER [58], 0XAAL [61; 62] REKS'l'AD [72; 74; 77; 78; 79; 80; 81J, SAHLS'l'RÖM [83], TANNER [104], J. H. L. VOG'l' [111; 112] und TH. VOG'l' [1UJ entnommen. Meine eigenen Beobachtungen betragen hier 105. Weiter sind mit roter Bezeicbnung Endmoränen eingetragen, die von den spätglazialen Lokalvergletscherung abgelagert wurden. Die Moränen des Landeises sind dagegen nicht eingetragen weil gentigende Erkundigungen iiber grosse Gebicte nicht vorhanden sind. Die wichtigeren dieser Moränen sind in Text dieses Werkes erwähnt, die iibrigen kommen in der zitierten Literatur vor. Die beobachteten von Eis eingedämmten Seen sind mit blauer Horizon­ talschraft'ur markiert.

Btockhohn lUlS. r. A. Norsted t & Böner. 182107