La glaciación weichseliana es el nombre regional del Último Periodo Glacial en las partes septentrionales de Europa . En la región alpina corresponde a la glaciación Würm . Se caracterizó por una gran capa de hielo (la capa de hielo fenno-escandinava ) que se extendió desde las montañas escandinavas [1] y se extendió hasta la costa este de Schleswig-Holstein , el norte de Polonia y el noroeste de Rusia . Esta glaciación también se conoce como edad de hielo weichseliana ( en alemán : Weichsel-Eiszeit ), glaciación del Vístula, Weichsel [2] o, con menos frecuencia, glaciación Weichsel, periodo frío weichseliano ( Weichsel-Kaltzeit ), glacial weichseliano ( Weichsel-Glazial ), etapa weichseliana o, raramente, complejo weichseliano ( Weichsel-Komplex ).
En el norte de Europa fue la más joven de las glaciaciones de la edad de hielo del Pleistoceno . El período cálido precedente en esta región fue el interglacial Eemiense . El último período frío comenzó hace unos 115.000 años y terminó hace 11.700 años. [3] Su final se corresponde con el final de la época del Pleistoceno y el inicio del Holoceno . El geólogo alemán Konrad Keilhack (1858–1944) lo nombró utilizando el nombre alemán ( Weichsel ) del Vístula ( en polaco : Wisła ) en la actual Polonia.
En otras regiones, la glaciación mayor 4 del Pleistoceno recibe un nombre local. En la región alpina se trata de la glaciación Würm , en Gran Bretaña de la glaciación Devensiana , en Irlanda de la glaciación Midlandiana y en América del Norte de la glaciación Wisconsin . [4] [5]
La capa de hielo fennoscandia de la glaciación weichseliana probablemente surgió de una glaciación montañosa de pequeños campos de hielo y capas de hielo en las montañas escandinavas . La glaciación inicial de las montañas escandinavas habría sido posible gracias a la humedad procedente del océano Atlántico y la gran altitud de las montañas. Tal vez los mejores análogos modernos de esta glaciación temprana sean los campos de hielo de la Patagonia andina . [1] Dado que la proximidad al Atlántico Norte templado normalmente impide el crecimiento de hielo en Escandinavia, se cree que los cambios en el Atlántico Norte son necesarios para que se desarrolle una glaciación en Escandinavia. La congelación y la glaciación del archipiélago ártico canadiense podrían tener este efecto al hacer que agua "relativamente más fresca" del Ártico y el Pacífico Norte fluya al este de Groenlandia, interrumpiendo la convección de las aguas profundas del Atlántico Norte . [6] Según este punto de vista, cualquier cierre del estrecho de Bering que bloquee la entrada de agua del Pacífico Norte al océano Ártico habría sido perjudicial para el inicio de la capa de hielo escandinava. [6]
Jan Mangerud postula que partes de la costa noruega probablemente estuvieron libres de hielo glaciar durante la mayor parte del Weichseliano antes del Último Máximo Glacial . [7]
Entre 38 y 28 ka BP hubo un período relativamente cálido en Fennoscandia llamado interestadial de Ålesund. El interestadial recibe su nombre del municipio de Ålesund en Noruega, donde se estableció por primera vez su existencia basándose en el registro fósil local de conchas . [8]
El crecimiento de la capa de hielo hasta su extensión máxima glacial comenzó después del interestadial de Ålesund. [9]
Alrededor de 26 ka BP, la capa de hielo de Fennoscandia alcanzó la ruptura de la plataforma continental de Noruega media. [10] El crecimiento de la capa de hielo fue acompañado por una migración hacia el este de la divisoria de hielo desde las montañas escandinavas hacia el este hacia Suecia y el mar Báltico. [11] A medida que las capas de hielo en el norte de Europa crecieron antes del Último Máximo Glacial, la capa de hielo de Fennoscandia se fusionó con la capa de hielo que estaba creciendo en el mar de Barents 24 ka BP ( kiloannī o mil años antes del presente ) y con la capa de hielo de las Islas Británicas unos mil años después. En este punto, la capa de hielo de Fennoscandia formó parte de un complejo de capas de hielo euroasiático más grande, una masa de hielo glacial contigua que se extendió por un área desde Irlanda hasta Nueva Zembla . [11]
Las partes centrales de la capa de hielo de Weichsel tenían condiciones de base fría durante los períodos de máxima extensión. Esto significa que en áreas como el noreste de Suecia y el norte de Finlandia, las formas de relieve y los depósitos preexistentes escaparon a la erosión glaciar y están particularmente bien conservados en la actualidad. [12] También durante los períodos de máxima extensión, la capa de hielo terminaba al este en un terreno suavemente ascendente, lo que significa que los ríos desembocaban en el frente glaciar y se formaron grandes lagos proglaciares . [9]
El último máximo glaciar se alcanzó por primera vez hace 22.000 años en el límite sur de la capa de hielo en Dinamarca, Alemania y Polonia occidental (distrito de los lagos de Sławskie y Leszczyńskie). En Polonia oriental, Lituania, Bielorrusia y el óblast de Pskov en Rusia, la capa de hielo alcanzó su extensión máxima hace unos 19.000 años. En el resto del noroeste de Rusia, el mayor avance glaciar se produjo hace 17.000 años. [13]
Cuando el margen de hielo comenzó a retroceder hace 22-17 ka BP, Dinamarca (excepto Bornholm ), Alemania, Polonia y Bielorrusia estaban libres de hielo hace 16 ka BP. Luego, el margen de hielo retrocedió hasta el Younger Dryas, cuando la capa de hielo se estabilizó. Para entonces, la mayor parte de Götaland , Gotland , todos los estados bálticos y la costa sureste de Finlandia se habían agregado a las regiones libres de hielo. En Rusia, el lago Ladoga , el lago Onega , la mayor parte de la península de Kola y el mar Blanco estaban libres de hielo durante el Younger Dryas. Antes del Younger Dryas, la desglaciación no había sido uniforme y se habían producido pequeños reavances de la capa de hielo que formaron una serie de sistemas de morrenas finales, en particular los de Götaland. [13]
Durante la desglaciación, el agua de deshielo formó numerosos eskers y sandurs . En el centro-norte de Småland y el sur de Östergötland, parte del agua de deshielo se desvió a través de una serie de cañones. [14]
Se especula que durante el Younger Dryas un pequeño avance glaciar en Suecia creó un sistema de esclusas naturales que llevó taxones de agua dulce como Mysis y Salvelinus a lagos como Sommen que nunca estuvieron conectados con el lago de hielo del Báltico . La supervivencia de estos taxones de agua fría hasta la actualidad significa que son reliquias glaciares. [15] [A]
Cuando se reanudó el retroceso del margen de hielo, la capa de hielo se concentró cada vez más en las montañas escandinavas (había abandonado Rusia hace 10,6 ka y Finlandia hace 10,1 ka). Un mayor retroceso del margen de hielo llevó a que la capa de hielo se concentrara en dos partes de las montañas escandinavas, una parte en el sur de Noruega y otra en el norte de Suecia y Noruega. Estos dos centros estuvieron conectados durante un tiempo. El enlace constituyó una importante barrera de drenaje que formó varios lagos grandes y efímeros represados por el hielo . Alrededor de 10,1 ka BP, el enlace había desaparecido y también lo hizo el centro del sur de Noruega de la capa de hielo unos mil años después. El centro norte permaneció unos cientos de años más, de modo que hacia 9,7 ka BP, las montañas orientales de Sarek albergaron el último remanente de la capa de hielo de Fennoscandia. [13] A medida que la capa de hielo se retiraba a las montañas escandinavas, esto no fue un regreso a su antigua glaciación centrada en las montañas de la que surgió la capa de hielo; Era diferente en el sentido de que la divisoria de hielo se quedó rezagada a medida que la masa de hielo se concentraba en el oeste. [1]
No se sabe si la capa de hielo se desintegró en restos dispersos antes de desaparecer o si se encogió manteniendo su coherencia como una única masa de hielo. [17] Es posible que, aunque quedó algo de hielo al este de las montañas Sarek, partes de la capa de hielo sobrevivieron temporalmente en las altas montañas. [17] Los restos al este de las montañas Sarek formaron varios lagos efímeros represados por hielo que causaron numerosas inundaciones repentinas de lagos glaciares en los ríos del extremo norte de Suecia. [17]
El ajuste isostático provocado por la desglaciación se refleja en los cambios en la línea de costa del mar Báltico y otros cuerpos de agua cercanos. [B] En el mar Báltico, el levantamiento ha sido mayor en la Alta Costa en el oeste del mar de Botnia . Dentro de la Alta Costa, la línea de costa relicta a 286 m en Skuleberget es actualmente el punto más alto conocido en la Tierra que ha sido levantado por el rebote isostático postglacial. [19] Al norte de la Alta Costa en Furuögrund frente a la costa de Skellefteå se encuentra el área con las tasas de levantamiento más altas en la actualidad con valores de aproximadamente 9 mm/año. [19] [20] [21] Se cree que el rebote postglacial en curso resultó en la división del Golfo de Botnia en un golfo al sur y un lago al norte a través de Norra Kvarken no antes de unos 2000 años. [22] El rebote isostático expuso un paisaje de valle conjunto submarino como el archipiélago de Estocolmo . [23] [24]
Desde la desglaciación, la tasa de recuperación postglacial en el golfo de Kandalaksha ha variado. Desde que el mar Blanco se conectó con los océanos del mundo, la elevación a lo largo de la costa sur del golfo ha totalizado 90 m. En el intervalo de hace 9.500 a 5.000 años, la tasa de elevación fue de 9 a 13 mm/ año . Antes del período atlántico , la tasa de elevación había disminuido a 5 a 5,5 mm/año, para luego aumentar brevemente antes de llegar a la tasa de elevación actual de 4 mm/año. [25]
Se cree que la emergencia por encima del nivel del mar provocó una serie de deslizamientos de tierra en el oeste de Suecia, ya que la presión de poro aumentó cuando la zona de recarga de agua subterránea se situó por encima del nivel del mar. [26]
Hace unos 115.000 años [3] las temperaturas medias bajaron notablemente y las especies de los bosques amantes del calor fueron desplazadas. Este importante punto de inflexión en las temperaturas medias marcó el final del interglaciar Eemiense y el comienzo de la etapa glacial Weichseliense. Se divide en tres secciones, según la variación de la temperatura: el Weichseliense Glacial Temprano, [27] [28] el Weichseliense Alto Glacial [27] (también Weichseliense Pleniglacial [28] ) y el Weichseliense Tardiglacial. [28] Durante el Weichseliense, hubo frecuentes variaciones importantes en el clima en el hemisferio norte, los llamados eventos Dansgaard-Oeschger .
El Glaciar Temprano de Weichsel (115.000–60.000 a. C.) se divide a su vez en cuatro etapas:
En el Alto Glaciar Weichseliano (57.000 – aprox. 15.000 a. C.) la capa de hielo avanzó hacia el norte de Alemania. En este período, sin embargo, se han documentado varios interestadiales.
El breve «Weichseliense Targlacial» (12.500 – c. 10.000 a. C.) fue el período de calentamiento lento posterior al Weichseliense Altoglacial, pero fue interrumpido nuevamente por algunos episodios más fríos.
Tras el último de estos períodos fríos, el Younger Dryas , el Weichseliano Glacial terminó con un aumento abrupto de la temperatura alrededor de 9.660 ± 40 a. C. [29] Este fue el comienzo de nuestro interglaciar actual , el Holoceno .
Además de las subdivisiones anteriores, las deposiciones del Targlacial Weichseliano tras el retroceso de la capa de hielo se dividen en cuatro etapas: el Glacial Germánico ( Germaniglazial ) (Alemania queda libre de hielo), el Glacial Danés ( Daniglazial ) (Dinamarca queda libre de hielo), el Glacial Gotland ( Gotiglazial ) (Gotland queda libre de hielo) y el Glacial Finlandés ( Finiglazial ) (Finlandia y Noruega quedan libres de hielo). [30]