Віслинське зледеніння

Віслинське зледеніння назва останнього льодовикового періоду та пов'язаного із ним зледеніння Північної Європи. Характеризувався великим льодовиковим щитом (Фенно-скандинавський льодовиковий щит), що поширювався від Скандинавських гір [1] і простягався аж до східного узбережжя Шлезвіг-Гольштейну, Центральної Німеччини та Північно-Західної Росії.

Європа під час Віслинського та Вюрмського зледенінь
Еволюція
Балтійського моря
Плейстоцен
Еємське море (130,000–115,000)
Віслинський гляціал (115,000–12,600 BP)
Голоцен
Балтійське льодовикове озеро
(12 600 — 10 300)
Іолдійове море (10 300 — 9 500)
Анцилове море (9 500 — 8 000)
Мастоглоєве море (8 000 — 7 500)
Литоринове море (7 500 — 4 000)
Балтійське море (4 000 — сучасність)

У Північній Європі це найостанніший з льодовиків плейстоценового льодовикового періоду. Попереднім теплим періодом у цьому регіоні був еємський інтергляціал. Останній холодний період розпочався приблизно 115 000 років тому і закінчився 11 700 років тому. [2]

Назви в різних частинах Землі

Зледеніння останнього льодовикового періоду мають різні назви згідно з історичною традицією цих регіонів: Фрейзерське (на Тихоокеанській Кордильєрі у Північній Америці), Вісконсинське (у центральній частині Північної Америки), Девенсійське (на Британських островах), Мідлендське (в Ірландії), Вюрмське (в Альпах), Мериданське (у Венесуелі), Віслинське (у північній частині Центральної Європи та Північній Європі), Валдайське у Східній Європі, Зирянське у Сибіру, Янкіуе в Чилі, і Отіранське у Новій Зеландії. [3][4]

Розвиток зледеніння

Рання та Середня Вісла

Фенноскандський льодовиковий щит Віслинського зледеніння, швидше за все, розвився із гірського зледеніння невеликих льодовикових полів та льодовикових шапок у Скандинавських горах. Початкове зледеніння Скандинавських гір могло б бути забезпечене вологою, що надходило з Атлантичного океану. Мабуть, найкращими сучасними аналогами цього раннього зледеніння є льодовикові поля Андської Патагонії. [1]

Ян Мангеруд стверджує, що частини норвезького узбережжя, ймовірно, були вільними від льодовика протягом більшої частини Віслинського зледеніння до останнього льодовикового максимуму.[5]

38 — 28 тис. років тому у Фенноскандії був Олесуннський інтерстадіал. Інтерстадіал отримав свою назву від муніципалітету Олесунн в Норвегії, де його існування було вперше встановлено [6]

Останній льодовиковий максимум
   Максимальне просування льодовика (Бранденбурзька стадія) під час Віслинського зледеніння у Північній Німеччині (червона лінія).
   Найдальше просування льодовика під час Заальського зледеніння (жовта лінія).
Примітки: Зверніть увагу на мапі подано сучасний рівень моря. За часів зледеніння він був набагато нижчим

Зростання льодовикового покриву до останнього льодовикового максимуму розпочалося після Олесуннського інтерстадіалу. [7]

Зростання льодовикового покриву супроводжувалося міграцією льодового покриву зі Скандинавських гір на схід у Швецію та Балтійське море. [8] Оскільки льодовикові покриви на півночі Європи зростали до останнього льодовикового максимуму, Фенноскандійський льодовиковий щит злився з льодовиковим щитом Баренцевого моря 24 тис. років тому, та з льодовиковим щитом Британських островів приблизно через тисячу років. У цей момент Фенноскандійський льодовиковий щит став частиною більшого Євразійського льодовикового щита — льодовикової маси, що охоплювала територію від Ірландії до Нової Землі. [8]

Проте центр льодовика (північно-східна Швеція та північна Фінляндія) уникнув зледеніння через високу аридність клімату, там були збережені раніше існуючі форми рельєфу. [9] Також варто відзначити, що фронті льодовика з'явились великі моренні озера. [7] Під час останнього льодовикового максиму максимальне просування льодовику було досягнуто 22 тис. років тому на південній межі льодовикового покриву в Данії, Німеччині та Західній Польщі. У Східній Польщі, Литві, Білорусі та Псковській області, Росії льодовик досяг свого максимального рівня близько 19 тис. років тому. На решті північно-західної частини Росії найбільше просування льодовика відбулося 17 тис. років тому. [10]

Дегляціація до нижнього дріасу

Льодовик почав відступати 22-17 тис. років тому. Данія (крім Борнгольма), Німеччина, Польща та Білорусь звільнились від льодовика 16 тис. років тому. Потім льодовик відступав до нижнього дріасу, коли льодовик стабілізувався. На цей час більша частина Геталанду, Готланду, всі країни Балтії та південно-східне узбережжя Фінляндії, а також у Росії Ладозьке озеро, Онезьке озеро, основна частина Кольського півострова та Біле море вже не мали льодовика. До нижнього дріасу дегляціація не була рівномірною, і невеликі льодовикові поля відновлювались, утворюючи низку кінцевих моренних систем, особливо у Геталанді. [10]

Під час зледеніння талі води утворили численні ози та зандри. У північно-центральній частині Смоланду і на півдні Естергетланду частина талої води проходила через низку каньйонів. [11]. Існує припущення, що під час нижнього дріасу невеликий льодовик у Швеції створив природну систему шлюзів, через які прісноводні Mysis та Salvelinus, потрапили до озер, таких як Соммен, які ніколи не були пов'язані з Балтійським льодовиковим озером. Виживання цих таксономів з на сьогоднішній день означає, що вони є льодовиковими реліктами. [12]

Завершення дегляціації

Коли відновлення відступу льодовика відновилось, льодовиковий покрив дедалі більше концентрувався в Скандинавських горах (у Росії Фенно-Скандинавський льодовиковий щит станув 10,6 тис. років тому та у Фінляндії до 10,1 тис. років тому). Подальший відступ льодовика призвів до того, що льодовиковий щит сконцентрувався у двох частинах Скандинавських гір: одна частина на Півдні Норвегії, а інша — у Північній Швеції та Норвегії. Ці два центри були пов'язані певний час. Зв'язок становив основний дренажний бар'єр, який утворювали різні великі та ефемерні моренні озера. Близько 10,1 тис. років тому зв'язок зник, а приблизно через тисячу років зник льодовиковий щит Південної Норвегії. Північний льодовиковий щит залишився ще на кілька сотень років, так що на 9,7 тис. років тому на сході гір Сарек розмістився останній залишок Фенноскандійського льодовикового щита. [10]

Невідомо, чи льодовиковий щит розпався на декілька частин перед зникненням, чи він зменшився, зберігаючи свою цілісність у вигляді єдиної льодовикової маси. [13] Не виключено, що, невеликі льодовики залишалися на схід від гір Сарек, частини льодовикового покриву тимчасово були у високих горах. [13] Залишки льодовика на схід від гір Сарек утворили різні ефемерні озера, запружені льодом, які спричинили численні повені льодовикових озер на річках крайньої півночі Швеції [13]

Післяльодовиковий відскок
Мапа Литоринового моря близько 7000 тис. років тому Зверніть увагу на зменшення площі Фінляндії через вищий рівень моря.

Післяльодовиковий відскок, який відбувається внаслідок дегляціації, можна спостерігати на змінах берегової лінії Балтійського моря та інших прилеглих водойм. У Балтійському морі підняття було найбільшим на Високому березі на заході Ботнічного моря. В межах Високого берега реліктова берегова лінія зараз знаходиться на висоті 286 м над рівнем моря у Скулебергеті на даний момент є найвищою відомою точкою Землі, яка була піднята післяльодовиковим ізостатичним відскоком. [14] На північ від Високого берега у Фуруегрунді біля узбережжя Шеллефтео лежить район з найвищими в даний час показниками підняття зі значеннями близько 9 мм/рік [14][15][16] Науковці вважають що післяльодовиковий відскок, може призведе до розколу Ботнічної затоки на південну затоку та північне озеро з межею через Північний Кваркен не раніше ніж через 2000 років. [17] Ізостатичний відскок утворив Стокгольмський архіпелаг. [18][19]

З моменту початку дегляціації швидкість післяльодовикового відскоку у затоці Кандалакша змінювалася. З часу підняття Білого моря до рівня Світового океану вздовж південного узбережжя затоки склало 90 м. 9500–5000 років тому швидкість підйому становила 9–13 мм/рік. до Атлантичного періоду швидкість підйому знизилася до 5–5,5 мм/рік, але потім ненадовго пришвидшилась перед тим, як досягти, нинішньої швидкості підйому 4 мм/рік. [20]

Науковці вважають, що післяльодовиковий відскок призвів до низки зсувів на заході Швеції, оскільки тиск пор збільшився, коли зона підживлення підземних вод перевищила рівень моря. [21]

Хронологія та поділ Віслинського зледеніння

Близько 115 тис. років тому [2] середні температури помітно впали, а тепло-люблячі лісові види були витіснені. Цей значний поворотний момент у середніх температурах ознаменував кінець еємського інтергляціалу та початок Віслинського зледеніння, яке має поділ на три частини (поділ засновано на коливанні температури):

  • Ранній Віслинський гляціал,[22][23]
  • Високий Віслинський гляціал[22] (також Віслинський пленігляціал[23])
  • Пізній Віслинський гляціал[23].

Під час Віслинського гляціалу у північній півкулі були часті серйозні зміни клімату, так звані події Дансгаарда-Ешгера.

Ранній Віслинський гляціал (115 — 60 тис. років тому), має поділ на чотири етапи:

  • Оддерадський інтерстадіал (WF IV): аналіз спектру пилку вказує на існування бореальних лісів. Починається з фази березових гаїв, яка швидко переходить у фазу соснових борів. Також помітні модрина та ялина, а також певна кількість вільхи.
  • Рудершталлерський стадіал (WF III): у Північній Німеччині аналіз спектру пилку вказує на трав'янисту тундру, за якою пізніше з'являється чагарникова тундра.
  • Брерупський інтерстадіал (WF II): кілька зразків демонструють короткий період охолодження невдовзі після початку Брерупського інтерстадіалу, але це відображається не у всіх зразках. Це змусило деяких авторів виділити перший теплий період як Амерсфортський інтерстадіал. Проте більшість науковців перший теплий період та фазу охолодження включають до Брерупського інтерстадіалу. Північ Центральної Європи була залісена березовими та сосновими лісами. Брерупський інтерстадіал ідентифікується з морською ізотопною стадією 5c.
  • Гернінзький стадіал (WF I): перша холодна фаза, під час якої північно-західна Європа в основному була безліса. Відповідає морській ізотопній стадії 5d.

Високий Віслинський гляціал (57 — 15 тис. років тому) Льодовиковий щит просунувся до Північної Німеччини. Проте у цей період було задокументовано кілька інтерстадіалів.

  • Льодовиковий щит просувається до Північної Німеччини (Бранденбурзька фаза, Франкфуртська фаза, Поморська фаза, Мекленбурзька фаза).
  • Дененкампський інтерстадіал: аналіз спектру пилку вказує на існування чагарникової тундри.
  • Генгельський інтерстадіал: аналіз спектру пилку вказує на осокові (Cyperaceae) гаї і тимчасово велику кількість карликових берез (Betula nana).
  • Моерзгуфдський інтерстадіал: аналіз спектру пилку вказує на безлісну тундрову рослинність з високою часткою осоки (Cyperaceae).
  • Гліндський інтерстадіал (WP IV): аналіз спектру пилку вказує на безлісну, чагарникову тундру.
  • Еберсдорфський стадіал (WP III): у Північній Німеччині цей період характеризується без пилковими пісками.
  • Ерельський інтерстадіал (WP II): аналіз спектру пилку вказує на безлісну, чагарникову тундру у Північній Німеччині.
  • Шалькгольцький стадіал (WP I): льодовиковий фронт, можливо, вже досяг південного узбережжя Балтійського моря. У типовому районі Шалькгольц період характеризується без пилковими пісками що вказує на переважно вільний від рослинності ландшафт.

Короткий Пізній Віслинський гляціал (12,5 — с. 10 тис. років тому) був періодом повільного потепління після Високого Віслинського гляціалу. Проте потепління знову було перервано деякими холодними епізодами.

Після останнього з цих холодних періодів, нижнього дріасу, Віслинський льодовик станув та розпочався різкий підйом температури близько 9660 ± 40 тис. років тому [24] Це було початком нашого нинішнього інтергляціалу — голоцену.

Примітки
  1. Fredin, Ola (2002). Glacial inception and Quaternary mountain glaciations in Fennoscandia. Quaternary International. 95–96: 99–112. Bibcode:2002QuInt..95...99F. doi:10.1016/s1040-6182(02)00031-9.
  2. Litt et al. (2007: pp.45ff)
  3. F.J. Monkhouse Principles of Physical Geography, London: University of London Press, 1970 (7th edn.), p. 254. SBN 340 09022 7
  4. Whittow, John (1984). Dictionary of Physical Geography. London: Penguin, 1984, p. 265. ISBN 0-14-051094-X.
  5. Mangerud, Jan (1981). The Early and Middle Weichselian in Norway: a review. Boreas 10 (4): 447–462. doi:10.1111/j.1502-3885.1981.tb00508.x.
  6. Mangerud, Jan; Gulliksen, Steinar; Larsen, Eiliv; Oddvar, Longva; Miller, Gifford H.; Sejrup, Hans-Petter; Sønstegaard, Eivind (1981). A Middle Weichselain ice-free period in Western Norway: the Ålesund Interstadial. Boreas 10 (4): 381–393. doi:10.1111/j.1502-3885.1981.tb00500.x.
  7. Larsen, Eiliv; Fredin, Ola; Lyså, Astrid; Amantov, Aleksey; Feldskaar, Willy; Ottesen, Dag (2016). Causes of time-transgressive glacial maxima positions of the last Scandinavian Ice Sheet. Norwegian Journal of Geology 96 (2): 159–170. Процитовано 20 січня 2018.
  8. Patton, Henry; Hubbard, Alun; Andreasen, Karin; Auriac, Amandine; Whitehouse, Pippa L.; Stroeven, Arjen P.; Shackleton, Calvin; Winsborrow, Monica; Heyman, Jakob; Hall, Adrian M. (2017). Deglaciation of the Eurasian ice sheet complex. Quaternary Science Reviews 169: 148–172. Bibcode:2017QSRv..169..148P. doi:10.1016/j.quascirev.2017.05.019. Проігноровано невідомий параметр |doi-access= (довідка)
  9. Sarala, Pertti (2005). Weichselian stratigraphy, geomorphology and glacial dynamics in southern Finnish Lapland. Bulletin of the Geological Society of Finland 77 (2): 71–104. doi:10.17741/bgsf/77.2.001. Проігноровано невідомий параметр |doi-access= (довідка)
  10. Stroeven, Arjen P; Hättestrand, Clas; Kleman, Johan; Heyman, Jakob; Fabel, Derek; Fredin, Ola; Goodfellow, Bradley W; Harbor, Jonathan M; Jansen, John D; Olsen, Lars; Caffee, Marc W; Fink, David; Lundqvist, Jan; Rosqvist, Gunhild C; Strömberg, Bo; Jansson, Krister N (2016). Deglaciation of Fennoscandia. Quaternary Science Reviews 147: 91–121. Bibcode:2016QSRv..147...91S. doi:10.1016/j.quascirev.2015.09.016. Проігноровано невідомий параметр |doi-access= (довідка)
  11. Olvmo, M. (1992). Glaciofluvial canyons and their relation to the Late Weiochselian deglaciation in Fennoscandia. Zeitschrift für Geomorphologie 36 (3): 343–363.
  12. Kinsten, Björn (2010). De glacialrelikta kräftdjurens utbredning i södra Sverige (Götaland och Svealand) (швед.) (2010/7). Länsstyrelsen Blekinge län. с. 1–19. Процитовано 19 квітня 2019.
  13. Regnéll, Carl; Mangerud, Jan; Svendsen, John Inge (2019). Tracing the last remnants of the Scandinavian Ice Sheet: Ice-dammed lakes and a catastrophic outburst flood in northern Sweden. Quaternary Science Reviews 221: 105862. Bibcode:2019QSRv..22105862R. doi:10.1016/j.quascirev.2019.105862. Проігноровано невідомий параметр |doi-access= (довідка)
  14. Berglund, M. (2012). The highest postglacial shore levels and glacio-isostatic uplift pattern in northern Sweden. Geografiska Annaler: Series A, Physical Geography 94 (3): 321–337. doi:10.1111/j.1468-0459.2011.00443.x.
  15. Ågren, J. and Svensson, R., 2006. Land uplift model and system definitions used for the RH 2000 adjustment of the Baltic levelling ring. The 15th General Meeting of the Nordic Geodetic Commission, Copenhagen, 29 May–2 June 2006, 1–9
  16. Davis, J.L.; Mitrovica, J.X.; Scherneck, H.-G.; Fan, H. (1999). Investigations of Fennoscandian glacial isostatic adjustment using modern sealevel records. Journal of Geophysical Research 104 (B2): 2733–2747. Bibcode:1999JGR...104.2733D. doi:10.1029/1998jb900057. Проігноровано невідомий параметр |doi-access= (довідка)
  17. Tikkanen, Matti; Oksanen, Juha (2002). Late Weichselian and Holocene shore displacement history of the Baltic Sea in Finland. Fennia 180 (1–2). Процитовано 22 грудня 2017.
  18. Lidmar-Bergströrm, Karna (1995). Relief and saprolites through time on the Baltic Shield. Geomorphology 12 (1): 45–61. Bibcode:1995Geomo..12...45L. doi:10.1016/0169-555X(94)00076-4.
  19. Sporrong, Ulf (2003). The Scandinavian landscape and its resources. У Helle, Knut. The Cambridge History of Scandinavia (1). Cambridge University Press. с. 37.
  20. Romanenko, F.A.; Shilova, O.S. (2011). The Postglacial Uplift of the Karelian Coast of the White Sea according to Radiocarbon and Diatom Analyses of Lacustrine-Boggy Deposits of Kindo Peninsula. Doklady Earth Sciences 442 (2): 544–548. doi:10.1134/S1028334X12020079.
  21. Smith, Colby A.; Larsson, Olof; Engdahl, Mats (2017). Early Holocene coastal landslides linked to land uplift in western Sweden. Geografiska Annaler: Series A, Physical Geography 99 (3): 288–311. doi:10.1080/04353676.2017.1329624.
  22. Wolfgang Schirmer, Quaternary field trips in central Europe, Volume 1, Pfeil, 1995, p. 375. ISBN 978-39-238-7191-9
  23. John Dodson (ed.), Earth Systems and Society, New York, London, etc., Springer, 2010 p. 173. ISBN 978-90-481-8716-4
  24. Friedrich, M; Kromer, B; Spurk, M; Hofmann, J; Kaiser, KF (1999). Paleo-environment and radiocarbon calibration as derived from Late Glacial/Early Holocene tree-ring chronologies. Quaternary International 61 (1): 27–39. Bibcode:1999QuInt..61...27F. doi:10.1016/s1040-6182(99)00015-4.

Література
  • Thomas Litt; Karl-Ernst Behre; Klaus-Dieter Meyer; Hans-Jürgen Stephan; Stefan Wansa (2007). Stratigraphische Begriffe für das Quartär des norddeutschen Vereisungsgebietes. У T. Litt im Auftrag der Deutschen Stratigraphischen Kommission. Stratigraphie von Deutschland - Quartär. Special Issue. Eiszeitalter und Gegenwart/Quaternary Science Journal (нім.) (Stuttgart: E. Schweizerbart’sche Verlagsbuchhandlung (Nägele und Obermiller)). 56, No. 1/2. pp. 7–65. ISSN 0424-7116. doi:10.3285/eg.56.1-2.02. Проігноровано невідомий параметр |doi-access= (довідка)
  • H. Liedtke & J. Marcinek: Physische Geographie Deutschlands, Justus Perthes Verlag, Gotha, 1995 ISBN 3-623-00840-0
This article is issued from Wikipedia. The text is licensed under Creative Commons - Attribution - Sharealike. Additional terms may apply for the media files.