La glaciación Weichseliana ( glaciación del norte de Polonia ) fue el último período glacial y su glaciación asociada en el norte de Europa . En la región alpina corresponde a la glaciación Würm . Se caracterizaba por una gran capa de hielo (la capa de hielo fenno-escandinava ) que se extendía desde las montañas escandinavas [1] y se extendía 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 ( alemán : Weichsel-Eiszeit ), glaciación vistulana, Weichsel [2] o, menos comúnmente, glaciación weichseliana, período frío weichseliano ( Weichsel-Kaltzeit ), glaciación weichseliana ( Weichsel-Glazial ) , etapa weichseliana o, raramente, el complejo weichseliano ( Weichsel-Komplex ).
En el norte de Europa fue el más joven de los glaciares de la glaciación del Pleistoceno . El período cálido anterior en esta región fue el interglaciar Eemian . El último período frío comenzó hace unos 115.000 años y terminó hace 11.700 años. [3] Su final se corresponde con el fin de la época del Pleistoceno y el inicio del Holoceno . El geólogo alemán Konrad Keilhack (1858-1944) lo nombró usando el nombre alemán ( Weichsel ) del Vístula ( polaco : Wisła ) en la actual Polonia.
En otras regiones, el Glacial Mayor 4 del Pleistoceno recibe un nombre local. En la región alpina es la glaciación Würm , en Gran Bretaña la glaciación Devensiana , en Irlanda la glaciación Midlandian y en Norteamérica, la glaciación Wisconsin . [4] [5]
La capa de hielo fennoscandina de la glaciación Weichseliana probablemente surgió de una glaciación montañosa de pequeños campos de hielo y casquetes polares en las montañas escandinavas . La glaciación inicial de las montañas escandinavas habría sido posible gracias a la humedad procedente del océano Atlántico y de la gran altitud de las montañas. Quizás 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 se requieren cambios en el Atlántico Norte para que se desarrolle la glaciación en Escandinavia. La congelación y la glaciación del archipiélago ártico canadiense podrían afectar esto al provocar 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 interestatal 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 último máximo glacial comenzó después del interestatal de Ålesund. [9]
Alrededor del año 26 ka BP, la capa de hielo fennoscandina alcanzó la ruptura de la plataforma continental media de Noruega. [10] El crecimiento de la capa de hielo estuvo acompañado por una migración hacia el este de la división 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 fennoscandina 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 el hielo. hoja de las Islas Británicas unos mil años después. En este punto, la capa de hielo fennoscandina formaba parte de un complejo de capas de hielo euroasiático más grande: una masa de hielo glacial contigua que abarcaba un área desde Irlanda hasta Novaya Zemlya . [11]
Las partes centrales de la capa de hielo de Weichsel tuvieron condiciones de frío durante las épocas de máxima extensión. Esto significa que en áreas como el noreste de Suecia y el norte de Finlandia, los accidentes geográficos y depósitos preexistentes escaparon a la erosión glaciar y están particularmente bien conservados en la actualidad. [12] También durante las épocas de máxima extensión, la capa de hielo terminaba hacia el este en un terreno suavemente cuesta arriba, lo que significa que los ríos desembocaban en el frente del glaciar y se formaban grandes lagos proglaciales . [9]
La extensión del último máximo glacial se alcanzó por primera vez hace 22 ka BP en el límite sur de la capa de hielo en Dinamarca, Alemania y Polonia occidental (región de los lagos de Sławskie y región de los lagos de Leszczyńskie). En el este de Polonia, Lituania, Bielorrusia y el Óblast de Pskov en Rusia, la capa de hielo alcanzó su extensión máxima alrededor del 19 ka BP. En el resto del noroeste de Rusia, el mayor avance glaciar se produjo hace 17 ka BP. [13]
Cuando el margen de hielo comenzó a retroceder 22-17 ka BP, Dinamarca (excepto Bornholm ), Alemania, Polonia y Bielorrusia quedaron sin hielo 16 ka BP. Luego, el margen de hielo retrocedió hasta el Dryas más joven , cuando la capa de hielo se estabilizó. En ese momento, 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 estuvieron libres de hielo durante el Dryas Reciente. Antes del Dryas Reciente, la desglaciación no había sido uniforme y se habían producido pequeños avances de las capas de hielo formando 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 en el sur de Östergötland, parte del agua de deshielo atravesó una serie de cañones. [14]
Se especula que durante el Dryas Reciente un pequeño avance de un glaciar en Suecia creó un sistema de esclusas naturales que trajo 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 aguas frías hasta la actualidad significa que son reliquias de glaciares. [15] [A]
Cuando se reanudó la retirada del margen de hielo, la capa de hielo se concentró cada vez más en las montañas escandinavas (había abandonado Rusia 10,6 ka BP y Finlandia 10,1 ka BP). 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 vinculados durante un tiempo. El enlace constituyó una importante barrera de drenaje que formó varios lagos grandes y efímeros cubiertos de hielo . Aproximadamente 10,1 ka antes de Cristo, el vínculo había desaparecido, al igual que el centro de la capa de hielo del sur de Noruega, unos mil años después. El centro norte permaneció unos cientos de años más, de modo que hacia 9,7 ka BP, las montañas Sarek orientales albergaban el último remanente de la capa de hielo fennoscandina. [13] A medida que la capa de hielo se retiró a las montañas escandinavas, esto no fue un regreso a su antigua glaciación centrada en la montaña de la que surgió la capa de hielo; fue diferente en que la división del hielo se quedó atrás 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, si bien algo de hielo permaneció 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 provocaron numerosas inundaciones por desbordamiento de lagos glaciales en los ríos del extremo norte de Suecia. [17]
El ajuste isostático adquirido por la deglaciación se refleja en los cambios en la costa del Mar Báltico y otras masas de agua cercanas. [B] En el Mar Báltico el levantamiento ha sido mayor en la Costa Alta en el Mar de Botnia occidental . Dentro de la Costa Alta, la costa relicta a 286 m en Skuleberget es actualmente el punto más alto conocido en la Tierra que ha sido elevado por un rebote isostático posglacial. [19] Al norte de la Costa Alta en Furuögrund frente a la costa de Skellefteå se encuentra el área con las tasas de elevación más altas en la actualidad con valores de aproximadamente 9 mm/año. [19] [20] [21] Se cree que el rebote posglacial en curso dará como resultado 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 2.000 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 posglacial en el golfo de Kandalaksha ha variado. Desde que el Mar Blanco está conectado con los océanos del mundo, la elevación a lo largo de la costa sur del golfo ha ascendido a 90 m. En el intervalo comprendido entre hace 9.500 y 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 5–5,5 mm/año, para luego aumentar brevemente antes de llegar a la tasa de elevación actual de 4 mm/año. [25]
Se cree que la aparición sobre el nivel del mar provocó una serie de deslizamientos de tierra en el oeste de Suecia, ya que la presión de los poros aumentó cuando la zona de recarga de aguas subterráneas llegó por encima del nivel del mar. [26]
Hace unos 115.000 años [3] las temperaturas medias descendieron notablemente y las especies forestales amantes del calor fueron desplazadas. Este importante punto de inflexión en las temperaturas medias marcó el final del interglacial Eemian y el inicio de la etapa glacial Weichseliana. Se divide en tres secciones, según la variación de temperatura: el glacial temprano Weichseliano, [27] [28] el alto glacial Weichseliano [27] (también pleniglacial Weichseliano [28] ) y el glacial tardío Weichseliano. [28] Durante el Weichseliano, hubo frecuentes variaciones importantes en el clima en el hemisferio norte, los llamados eventos Dansgaard-Oeschger .
El Glacial Temprano de Weichsel (115.000-60.000 a. C.) se divide a su vez en cuatro etapas:
En el Alto Glaciar Weichseliano (57.000 – c. 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 corto "Glacial tardío Weichseliano" (12.500 - c. 10.000 a. C.) fue el período de lento calentamiento posterior al Alto Glacial Weichseliano. Sin embargo, nuevamente fue interrumpido por algunos episodios más fríos.
Tras el último de estos períodos fríos, el Dryas Reciente , el Glaciar Weichseliano terminó con un abrupto aumento de temperatura alrededor del 9.660 ± 40 a.C. [29] Este fue el comienzo de nuestro actual interglacial , el Holoceno .
Además de las subdivisiones anteriores, las deposiciones del glacial tardío 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). -free), El Glacial de Gotland ( Gotiglazial ) (Gotland queda libre de hielo) y el Glacial finlandés ( Finiglazial ) (Finlandia y Noruega quedan libres de hielo). [30]