Los montes escandinavos o Scandes son una cadena montañosa que atraviesa la península escandinava . Las laderas occidentales de las montañas caen abruptamente hacia el mar del Norte y el mar de Noruega , formando los fiordos de Noruega , mientras que hacia el noreste se curvan gradualmente hacia Finlandia . Hacia el norte forman la frontera entre Noruega y Suecia , alcanzando los 2.000 metros (6.600 pies) de altura en el Círculo Polar Ártico . La cadena montañosa apenas toca el extremo noroeste de Finlandia, pero son apenas más que colinas en su extensión más septentrional en el Cabo Norte ( Nordkapp ).
Las montañas son relativamente altas para una cordillera tan joven y son muy empinadas en algunos lugares; Galdhøpiggen en el sur de Noruega es el pico más alto del norte de Europa continental , con 2.469 metros (8.100 pies); Kebnekaise es el pico más alto del lado sueco, con 2.104 m (6.903 pies), mientras que la ladera de Halti es el punto más alto de Finlandia, con 1.324 m (4.344 pies), aunque el pico de Halti está situado en Noruega.
La ecorregión terrestre de bosques y pastizales de abedules montañosos escandinavos está estrechamente asociada con la cordillera.
En sueco , la cordillera se llama Skandinaviska fjällkedjan , Skanderna (uso enciclopédico y profesional), Fjällen ('los páramos ', común en el habla coloquial) o Kölen ('la quilla'). En noruego , se llama Den skandinaviske fjellkjede , Fjellet , Skandesfjellene , Kjølen ('la quilla') o Nordryggen ('la cresta norte', nombre acuñado en 2013). Los nombres Kölen y Kjølen a menudo se usan preferentemente para la parte norte, donde las montañas forman una estrecha cordillera cerca de la región fronteriza de Noruega y Suecia. En el sur de Noruega, hay una amplia dispersión de regiones montañosas con nombres individuales, como Dovrefjell , Hardangervidda , Jotunheimen y Rondane . [3] [4] [5] [6]
Las cumbres más altas de la cadena montañosa se concentran principalmente en un área de altitud media de más de 1000 m (3300 pies), [7] ) entre Stavanger y Trondheim en el sur de Noruega, con numerosos picos de más de 1300 m (4300 pies) y algunos picos de más de 2000 m (6600 pies). [8] Alrededor del fiordo de Trondheim , los picos disminuyen en altitud a aproximadamente 400-500 m (1300-1600 pies), subiendo nuevamente a alturas superiores a 1900 m (6200 pies) más al norte en la Laponia sueca y áreas cercanas de Noruega. [8] [A] La parte sur de la cordillera contiene la montaña más alta del norte de Europa, Galdhøpiggen a casi 2500 m (8200 pies). [10] Esta parte de la cadena montañosa también es más amplia y contiene una serie de mesetas y superficies suavemente onduladas [8] [11] que albergan inselbergs dispersos . [11] Las mesetas y superficies onduladas de las montañas escandinavas del sur forman una serie de superficies escalonadas. La geomorfóloga Karna Lidmar-Bergström y sus colaboradores reconocen cinco superficies escalonadas generalizadas. En el este de Noruega, algunas de las superficies escalonadas se fusionan en una sola superficie. Dovre y Jotunheimen son elevaciones de la más alta de las superficies escalonadas. [12] En el suroeste de Noruega, las mesetas y superficies suavemente onduladas están fuertemente diseccionadas por fiordos y valles . [13] La cadena montañosa está presente en Suecia desde el norte de Dalarna hacia el norte; al sur de este punto, las montañas escandinavas se encuentran completamente dentro de Noruega. [8] La mayoría de las montañas escandinavas carecen de "topografía alpina", [B] y donde está presente no se relaciona con la altitud. [11] Un ejemplo de ello es la distribución de los circos en el sur de Noruega, que se pueden encontrar tanto cerca del nivel del mar como a 2.000 m (6.600 pies). La mayoría de los circos se encuentran entre 1.000 y 1.500 m (3.300 y 4.900 pies). [15]
Al este, las montañas escandinavas propiamente dichas limitan con montañas más bajas y menos disectadas, conocidas en sueco como förfjäll (que literalmente significa "talado de frente"). Por lo general, los förfjäll no superan los 1000 m (3300 pies) sobre el nivel del mar. Como unidad geomorfológica, los förfjäll se extienden por Suecia como una franja de 650 km (400 mi) de largo y de 40 a 80 km (25 a 50 mi) de ancho desde Dalarna en el sur hasta Norrbotten en el norte. Aunque es más bajo que las montañas escandinavas propiamente dichas, el relieve pronunciado del förfjäll , su gran número de mesetas y su sistema de valles coherente lo distinguen del llamado terreno montañoso ondulado (en sueco: bergkullsterräng ) y las llanuras con colinas residuales (en sueco: bergkullslätt ) que se encuentran más al este. [17]
El clima de los países nórdicos es marítimo a lo largo de la costa de Noruega, y mucho más continental en Suecia, en la sombra pluvial de las montañas escandinavas. La combinación de una ubicación septentrional y la humedad del océano Atlántico Norte ha provocado la formación de muchos campos de hielo y glaciares . En las montañas, la temperatura del aire disminuye con el aumento de la altitud, y se encontrarán parches de permafrost de montaña en regiones con una temperatura media anual del aire (MAAT) de −1,5 °C (29,5 °F) en sitios expuestos al viento con poca cobertura de nieve durante el invierno. Más arriba, se puede esperar un permafrost generalizado en altitudes con una MAAT de −3,5 °C (25,5 °F), permafrost continuo en altitudes con una MAAT de −6 °C (21 °F). [18]
En el marco del proyecto PACE (Permafrost and Climate in Europe), patrocinado por la UE, se perforó un pozo de 100 m de profundidad en el lecho rocoso por encima de la estación de investigación de Tarfala, a una altitud de 1.540 m sobre el nivel del mar. La temperatura estable del suelo a una profundidad de 100 metros sigue siendo de -2,75 °C (27,05 °F). [19] El gradiente geotérmico medido en el pozo de perforación de 1,17 °C/100 m permite extrapolar un espesor de permafrost de 330 metros (1.080 pies), una prueba más de que existe permafrost continuo en estas altitudes y por encima, hasta la cima de Kebnekaise.
En las montañas escandinavas, el límite inferior del permafrost discontinuo generalizado desciende desde los 1.700 metros (5.600 pies) en el oeste del sur de Noruega hasta los 1.500 metros (4.900 pies) cerca de la frontera con Suecia, y desde los 1.600 metros (5.200 pies) en el norte de Noruega hasta los 1.100 metros (3.600 pies) en el norte de Suecia, más continental ( área de Kebnekaise ). [20] En contraste con el límite inferior del permafrost, la altitud media del glaciar (o límite de glaciación) está relacionada con la cantidad de precipitación . Por lo tanto, la línea de nieve , o línea de equilibrio glaciar como límite entre la zona de acumulación y la zona de ablación muestra la tendencia opuesta, desde los 1.500 metros (4.900 pies) en el oeste ( Jostefonn ) hasta los 2.100 metros (6.900 pies) en el este ( Jotunheimen ).
La mayoría de las rocas de las montañas escandinavas son caledonias, lo que significa que fueron colocadas en su lugar por la orogenia caledonia . Las rocas caledonias se superponen a las rocas de las provincias mucho más antiguas de Svecokarelian y Sveconorwegian . Las rocas caledonias en realidad forman grandes mantos ( en sueco : skollor ) que han sido empujados sobre las rocas más antiguas. Gran parte de las rocas caledonias se han erosionado desde que se colocaron en su lugar, lo que significa que alguna vez fueron más gruesas y más contiguas. También se infiere de la erosión que los mantos de roca caledonia alguna vez llegaron más al este de lo que lo hacen hoy. La erosión ha dejado macizos restantes de rocas caledonias y ventanas de roca precámbrica . [21]
Aunque existen algunos desacuerdos, los geólogos generalmente reconocen cuatro unidades entre los mantos: una unidad superior, una superior, una media y una inferior. La unidad inferior está formada por rocas sedimentarias de las épocas Ediacárica ( Vendiana ), Cámbrica , Ordovícica y Silúrica . En algunos lugares, también se incorporan fragmentos de rocas de escudo precámbricas a los mantos inferiores. [21]
Fue durante los períodos Silúrico y Devónico cuando las capas de roca caledonia se apilaron sobre las rocas más antiguas y sobre sí mismas. Esto ocurrió en relación con el cierre del océano Jápeto cuando los antiguos continentes de Laurentia y Báltica colisionaron . [21] Esta colisión produjo una cadena montañosa del tamaño del Himalaya llamada Montañas Caledonias aproximadamente sobre la misma área que las actuales Montañas Escandinavas. [22] [23] Las Montañas Caledonias comenzaron un colapso postorogénico en el Devónico, lo que implica extensión y hundimiento tectónico . [24] A pesar de ocurrir en aproximadamente la misma área, las antiguas Montañas Caledonias y las Montañas Escandinavas modernas no están relacionadas. [C]
El origen de la topografía montañosa actual es debatido por los geólogos. [27] Geológicamente, las montañas escandinavas son un margen continental elevado y pasivo similar a las montañas y mesetas que se encuentran en el lado opuesto del Atlántico Norte en el este de Groenlandia o en la Gran Cordillera Divisoria de Australia . [23] Las montañas escandinavas alcanzaron su altura por procesos tectónicos diferentes de la orogenia, principalmente en el Cenozoico . [26] Se ha propuesto un modelo de elevación de dos etapas para las montañas escandinavas en el sur de Noruega. Una primera etapa en el Mesozoico y una segunda etapa a partir del Oligoceno . [22] La elevación del sur de Noruega ha elevado la extensión más occidental de la penillanura subcámbrica que forma parte de lo que se conoce como la superficie Paleica [D] en Noruega. [29] [30] En el sur de Noruega, las montañas escandinavas tuvieron su fase principal de elevación más tarde ( Neógeno ) que en el norte de Escandinavia, que tuvo su fase principal de elevación en el Paleógeno . [31] Por ejemplo, el Hardangervidda se elevó desde el nivel del mar hasta sus actuales 1.200–1.100 m (3.900–3.600 pies) en el Plioceno Temprano . [32]
Los diversos episodios de elevación de las montañas escandinavas fueron similares en orientación e inclinaron las superficies terrestres hacia el este, permitiendo que los ríos hicieran incisiones en el paisaje. [33] Algunas de las superficies inclinadas constituyen el paisaje de llanuras de Muddus del norte de Suecia . [31] La inclinación progresiva contribuyó a crear el patrón de drenaje paralelo del norte de Suecia. [33] Se cree que la elevación se debió a fallas normales paralelas a la costa y no a domos sin fallas . [33] [34] Por lo tanto, la etiqueta común de las montañas escandinavas del sur y las montañas escandinavas del norte como dos domos es engañosa. [33] Hay opiniones divididas sobre la relación entre las llanuras costeras de Noruega, el strandflat y la elevación de las montañas. [E]
A diferencia de las montañas orogénicas , no existe un modelo geofísico ampliamente aceptado para explicar los márgenes continentales pasivos elevados como las montañas escandinavas. [40] Sin embargo, a lo largo de los años se han propuesto varios mecanismos de elevación. Un estudio de 2012 sostiene que las montañas escandinavas y otros márgenes continentales pasivos elevados probablemente comparten el mismo mecanismo de elevación y que este mecanismo está relacionado con las tensiones de campo lejano en la litosfera de la Tierra . Las montañas escandinavas pueden, según este punto de vista, compararse con un pliegue litosférico anticlinal gigante . El plegamiento podría haber sido causado por la compresión horizontal que actúa sobre una zona de transición de corteza delgada a gruesa (como lo son todos los márgenes pasivos). [41] [42]
Líneas de investigación alternativas han enfatizado el papel del clima en la inducción de la erosión que induce una compensación isostática ; [25] se cree que la erosión fluvial y glacial y la incisión durante el Cuaternario han contribuido al levantamiento de la montaña al forzar una respuesta isostática . [25] [27] La cantidad total de levantamiento producido por este mecanismo podría ser de hasta 500 m (1.600 pies). [27] Otros geocientíficos han implicado que el diapirismo en la astenosfera es la causa del levantamiento. [25] Una hipótesis establece que el levantamiento temprano de las montañas escandinavas podría estar en deuda con los cambios en la densidad de la litosfera y la astenosfera causados por la columna de Islandia cuando Groenlandia y Escandinavia se separaron hace unos 53 millones de años. [43]
Muchas laderas y valles son rectos porque siguen fracturas tectónicas que son más propensas a la erosión. [13] Otro resultado de la tectónica en el relieve es que las laderas correspondientes a los muros de las fallas normales tienden a ser rectas. [11] Hay evidencia de que la divisoria de drenaje entre el Mar de Noruega y los ríos que fluyen al sureste alguna vez estuvieron más al oeste. [13] Se cree que la erosión glacial contribuyó al desplazamiento de la divisoria, que en algunos casos debería haber sido superior a 50 km. [13] Gran parte de las montañas escandinavas ha sido esculpida por la erosión glacial . La cadena montañosa está salpicada de circos glaciares generalmente separados entre sí por paleosuperficies preglaciares . [8] La erosión glaciar ha sido limitada en estas paleosuperficies que forman generalmente mesetas entre valles. Como tales, las paleosuperficies fueron objeto de flujo de hielo divergente y lento durante las glaciaciones. En contraste, los valles concentraron el flujo de hielo formando glaciares rápidos o corrientes de hielo . [15] En algunos lugares, los circos fusionados forman aristas y picos piramidales . La remodelación glacial de los valles es más marcada en la parte occidental de la cadena montañosa, donde los valles ahogados en forma de glaciares constituyen los fiordos de Noruega. En la parte oriental de la cadena montañosa, la remodelación glacial de los valles es más débil. [8] Muchas cimas de las montañas contienen campos de bloques que escaparon a la erosión glacial, ya sea por haber sido nunataks en los períodos glaciares o por estar protegidos de la erosión bajo el hielo glaciar de base fría . [13] Los sistemas kársticos , con sus cuevas y dolinas características , ocurren en varios lugares de las montañas escandinavas, pero son más comunes en las partes del norte. Los sistemas kársticos actuales pueden tener largas historias que se remontan al Pleistoceno o incluso antes. [13] Gran parte de la cordillera está cubierta por depósitos de origen glaciar, incluidos mantos de till , morrenas , drumlins y material glaciofluvial en forma de llanuras aluviales y eskers . Las superficies de roca desnuda son más comunes en el lado occidental de la cordillera. Aunque las edades de estos depósitos y formas del terreno varían, la mayoría de ellos se formaron en relación con la glaciación Weichseliana y la posterior desglaciación . [13]
Las glaciaciones cenozoicas que afectaron a Fennoscandia probablemente comenzaron en las montañas escandinavas. [44] Se estima que durante el 50% de los últimos 2,75 millones de años, las montañas escandinavas albergaron casquetes polares y campos de hielo centrados en montañas . [45] Los campos de hielo de los que surgió la capa de hielo fennoscandia varias veces probablemente se asemejaron a los campos de hielo actuales en la Patagonia andina . [44] [F] Durante el último máximo glacial (aproximadamente 20 ka BP ), todas las montañas escandinavas estaban cubiertas por la capa de hielo fennoscandia, que se extendía mucho más allá de las montañas hasta Dinamarca, Alemania, Polonia y la ex URSS . A medida que el margen de hielo comenzó a retroceder 22-17 ka BP, la capa de hielo se concentró cada vez más en las montañas escandinavas. La recesión 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, de modo que la conexión constituyó una importante barrera de drenaje que formó varios grandes lagos efímeros represados por el hielo . Aproximadamente 10 ka BP, la conexión había desaparecido y lo mismo ocurrió con el centro sur de la capa de hielo mil años después. El centro norte permaneció unos pocos cientos de años más, y para 9,7 ka BP, las montañas Sarek orientales albergaron el último remanente de la capa de hielo de Fennoscandia. [46] A medida que la capa de hielo se retiraba a las montañas escandinavas, fue diferente a la glaciación montañosa temprana que dio origen a la capa de hielo, ya que la divisoria de hielo se quedó rezagada a medida que la masa de hielo se concentraba en el oeste. [44]
De los 10 picos montañosos más altos de Escandinavia ( con una prominencia superior a 30 m o 98 pies), seis están situados en Oppland , Noruega. Los otros cuatro están situados en Sogn og Fjordane , Noruega.
En Suecia hay 12 picos que superan los 2000 m de altura (6600 pies), o 13, según cómo se definan los picos. Ocho de ellos se encuentran en el Parque Nacional de Sarek y en el parque nacional vecino Stora Sjöfallet . Los otros cuatro picos se encuentran en la región más septentrional de Kebnekaise . Todos los nombres de las montañas están en sami, pero con la ortografía sueca más común.
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