glaciación de Weichsel

La capa de hielo fennoscandiana de la glaciación weichseliana probablemente surgió de una glaciación de montaña con 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 proveniente del océano Atlántico y 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 generalmente 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 glaciación del archipiélago ártico canadiense podría haber influido en esto al provocar que agua "relativamente más dulce" del Ártico y del Pacífico Norte fluyera al este de Groenlandia , interrumpiendo la convección del Agua Profunda del Atlántico Norte . ^{[ 6 ]} Según esta perspectiva, 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 AP hubo un período relativamente cálido en Fennoscandia llamado interestadio de Ålesund. El interestadio recibe su nombre del municipio de Ålesund en Noruega, donde su existencia se estableció por primera vez a partir del registro fósil local de conchas . ^{[ 8 ]}

El crecimiento de la capa de hielo hasta su extensión máxima del Último Máximo Glacial comenzó después del interestadial de Ålesund. ^{[ 9 ]}

Hacia el año 26 ka AP, la capa de hielo Fennoscandiana alcanzó el borde de la plataforma continental del centro de Noruega. ^{[ 10 ]} El crecimiento de la capa de hielo estuvo acompañado por una migración hacia el este de la divisoria de hielo desde las montañas escandinavas 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 Fennoscandiana se fusionó con la capa de hielo que crecía en el mar de Barents hace 24 ka AP ( 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 Fennoscandiana formaba parte de un complejo de capas de hielo euroasiáticas más grande: una masa de hielo glacial continua que abarcaba un área desde Irlanda hasta Nueva Zembla . ^{[ 11 ]}

Las partes centrales del manto de hielo de Weichsel presentaban 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 del relieve y los depósitos preexistentes escaparon a la erosión glaciar y se conservan particularmente bien en la actualidad. ^{[ 12 ]} Asimismo, durante los períodos de máxima extensión, el manto de hielo terminaba hacia el este en un terreno ligeramente elevado, lo que significaba que los ríos desembocaban en el frente glaciar y se formaban grandes lagos proglaciares . ^{[ 9 ]}

La extensión máxima del último periodo glacial se alcanzó por primera vez hace 22 ka AP en el límite sur de la capa de hielo en Dinamarca, Alemania y el oeste de Polonia (distrito de los lagos de Sławskie y distrito 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 máxima extensión hace aproximadamente 19 ka AP. En el resto del noroeste de Rusia, el mayor avance glaciar ocurrió hace 17 ka AP. ^{[ 13 ]}

Cuando el margen de hielo comenzó a retroceder entre 22 y 17 ka AP, Dinamarca (excepto Bornholm ), Alemania, Polonia y Bielorrusia quedaron libres de hielo hace 16 ka AP. El margen de hielo retrocedió hasta el Dryas Reciente , 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 sumado 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 la capa de hielo que formaron una serie de sistemas de morrenas terminales, especialmente 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 canalizó a través de una serie de cañones. ^{[ 14 ]}

Se especula que durante el Dryas Reciente 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 el Sommen , que nunca estuvieron conectados al lago glaciar Báltico . La supervivencia de estos taxones de agua fría hasta nuestros días significa que son relictos 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 salido de Rusia hace 10.6 ka y de 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. La conexión constituyó una importante barrera de drenaje que formó varios lagos grandes y efímeros represados ​​por el hielo . Alrededor de 10.1 ka AP, la conexión 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 AP las montañas Sarek orientales albergaban el último remanente de la capa de hielo fennoscandiana. ^{[ 13 ]} A medida que la capa de hielo retrocedía hacia las montañas escandinavas, esto no fue un retorno a su antigua glaciación centrada en las montañas de la que surgió la capa de hielo; fue diferente en el sentido de que la divisoria de hielo se rezagó a medida que la masa de hielo se concentraba en el oeste. ^{[ 1 ]}

Se desconoce si la capa de hielo se desintegró en restos dispersos antes de desaparecer o si se redujo manteniendo su coherencia como una sola masa de hielo. ^{[ 17 ]} Es posible que, mientras permanecía algo de hielo al este de las montañas Sarek, partes de la capa de hielo sobrevivieran 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 por desbordamiento de lagos glaciares en los ríos del extremo norte de Suecia. ^{[ 17 ]}

El ajuste isostático provocado por la desglaciación se refleja en los cambios de la línea costera 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 oeste del Mar de Botnia . Dentro de la Costa Alta, la línea costera relicta a 286 m en Skuleberget es actualmente el punto más alto conocido en la Tierra que ha sido levantado por el 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 levantamiento más altas en la actualidad con valores de aproximadamente 9  mm/año. ^{[ 19 ] [ 20 ] [ 21 ]} Se cree que el rebote posglacial en curso da 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 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 rebote posglacial en el golfo de Kandalaksha ha variado. Desde que el mar Blanco se conectó con los océanos del mundo, el levantamiento a lo largo de la costa sur del golfo ha totalizado 90 m. En el intervalo de 9500 a 5000 años atrás, la tasa de levantamiento fue de 9 a 13  mm/ año . Antes del período atlántico, la tasa de levantamiento había disminuido a 5-5,5  mm/año, para luego aumentar brevemente antes de llegar a la tasa de levantamiento 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 los poros aumentó cuando la zona de recarga de agua subterránea quedó por encima del nivel del mar. ^{[ 26 ]}