לדלג לתוכן

ההתקרחנות הווייקסליאנית

מתוך ויקיפדיה, האנציקלופדיה החופשית
אירופה במהלך התקופה הקרחונית האחרונה. יריעת הקרח הפנוסקנדינבית מכסה שטחים נרחבים מצפון אירופה ועד צפון מערב רוסיה. באזור הרי האלפים ניתן להבחין בהתקרחנות וירם (אנ').

ההתקרחנות הווייקסליאנית (באנגלית: Weichselian glaciation) הוא השם האזורי של התקופה הקרחונית האחרונה בחלקיה הצפוניים של אירופה. באזור האלפים היא מקבילה להתקרחנות וירם (אנ'). היא התאפיינה ביריעת קרח אדירה, יריעת הקרח הפנוסקנדינבית (Fennoscandian ice sheet) שהתפשטה מהרי סקנדינביה והגיעה עד לחוף המזרחי של שלזוויג-הולשטיין, צפון פולין וצפון-מערב רוסיה. תקופה קרחונית זו ידועה גם כעידן הקרח של הווייכסל (בגרמנית: Weichsel-Eiszeit) או ההתקרחנות הוויסטולית (Vistulian glaciation).

בצפון אירופה, הייתה זו המאוחרת ביותר מבין תקופות ההתקרחנות של עידן הקרח בפלייסטוקן. תקופת החום שקדמה לה באזור זה הייתה התקופה הבין-קרחונית האימית. התקופה הקרחונית האחרונה החלה אחריה כ-115,000 שנים לפני זמננו והסתיימה כ-11,700 שנים לפני זמננו. סיומה תואם את סוף תקופת הפלייסטוקן ואת תחילת ההולוקן, התקופה הבין-קרחונית הנוכחית. הגאולוג הגרמני קונרד קיילהק (1858–1944) העניק לה את שמה, תוך שימוש בשם הגרמני (Weichsel) של נהר הוויסלה הזורם בפולין של ימינו.

המונח "התקרחנות עיקרית רביעית" (Major Glacial 4) מתייחס לחלוקה של תקופת הפלייסטוקן לארבעה עידני קרח מרכזיים. הווייקסליאנית היא האחרונה שבהן, וזו שהותירה את החותם הברור ביותר על פני השטח של ימינו. באזורים אחרים, להתקרחנות העיקרית הרביעית ניתן שם מקומי. באזור הרי האלפים זוהי התקרחנות וירם, בבריטניה התקרחנות דוונסיאן, באירלנד התקרחנות מידלנדיאן ובצפון אמריקה, התקרחנות ויסקונסין (אנ').[1][2]

התפתחות ההתקרחנות

[עריכת קוד מקור | עריכה]

התקופה הווייקסליאנית המוקדמת והתיכונה

[עריכת קוד מקור | עריכה]

יריעת הקרח הפנוסקנדינבית של ההתקרחנות הווייקסליאנית צמחה, ככל הנראה, מתוך התקרחנות הררית של שדות קרח קטנים וכיפות קרח בהרי סקנדינביה. ההתקרחנות הראשונית של הרי סקנדינביה התאפשרה הודות ללחות שהגיעה מהאוקיינוס האטלנטי ולגובהם הרב של ההרים. ייתכן שההקבלה המודרנית הטובה ביותר להתקרחנות מוקדמת זו היא שדות הקרח של פטגוניה שבהרי האנדים[3] (ראו שדה הקרח הפטגוני הדרומי). מכיוון שהקרבה לצפון האוקיינוס האטלנטי הממוזג מונעת בדרך כלל היווצרות קרח בסקנדינביה, סבורים כי שינויים באוקיינוס האטלנטי היו הכרחיים להתפתחות ההתקרחנות באזור. קפיאתו והתקרחנותו של הארכיפלג הארקטי הקנדי יכלו לגרום לכך, על ידי הזרמת מים "רעננים יחסית" מהאוקיינוס הארקטי ומצפון האוקיינוס השקט אל מזרח גרינלנד, ובכך לשבש את זרימת המים העמוקים בצפון האוקיינוס האטלנטי (אנ').[4] לפי תפיסה זו, כל סגירה של מצר ברינג שתחסום את כניסת מי צפון האוקיינוס השקט לאוקיינוס הארקטי, הייתה פוגעת בהיווצרותה של כיפת הקרח הסקנדינבית.[4]

הגאולוג הנורווגי יאן מנגרוד (אנ') טוען כי חלקים מקו החוף הנורווגי היו ככל הנראה חופשיים מקרחונים במהלך מרבית התקופה הווייקסליאנית, לפני שיא התקופה הקרחונית האחרונה.[5]

בין 38,000 ל-28,000 שנים לפני זמננו, שררה בפנו-סקנדינביה תקופה חמה יחסית הנקראת האינטרסטדיאל של אולסון (Ålesund interstadial). תקופת ביניים זו קיבלה את שמה מעיריית אולסון בנורווגיה, שם בוסס קיומה לראשונה על סמך תיעוד מאובני קונכיות מקומי.[6]

שיא התקופה הקרחונית האחרונה

[עריכת קוד מקור | עריכה]
מפה של צפון גרמניה המציגה את גבולות התפשטות הקרחונים המרביים בשתי תקופות הקרח האחרונות:
  היקף התפשטות הקרח המרבי (שלב ברנדנבורג) במהלך ההתקרחנות הווייקסליאנית בגרמניה ובפולין.
  היקף ההתפשטות המרבי של התקרחנות זאלה (אנ') העתיקה יותר.

גדילת יריעת הקרח להיקפה המרבי בשיא התקופה הקרחונית האחרונה החלה לאחר האינטרסטדיאל של אולסון.[7]

בסביבות 26 אלף שנים לפני זמננו, הגיעה יריעת הקרח הפנוסקנדינבית אל שולי המדף היבשתי של מרכז נורווגיה.[8] לצד גדילת יריעת הקרח, חלה נדידה מזרחה של קו פרשת הקרח – מהרי סקנדינביה מזרחה לתוך שוודיה והים הבלטי.[9] ככל שיריעות הקרח בצפון אירופה גדלו לקראת שיא התקופה הקרחוונית האחרונה, התמזגה יריעת הקרח הפנוסקנדינבית עם יריעת הקרח שצמחה בים ברנץ כ-24 אלף שנים לפני זמננו, ועם יריעת הקרח של האיים הבריטיים כאלף שנים מאוחר יותר. בנקודה זו, הפכה יריעת הקרח הפנוסקנדינבית לחלק ממתחם יריעות קרח אירו-אסייתיות גדול יותר – מסה רציפה של קרח קרחוני שהשתרעה על פני שטח מאירלנד ועד נובאיה זמליה.[9]

לחלקים המרכזיים של יריעת הקרח הפנוסקנדינבית היו תנאים של "בסיס קר" (cold-based) במהלך תקופות ההיקף המרבי. משמעות הדבר היא שבאזורים כמו צפון-מזרח שוודיה וצפון פינלנד, צורות נוף ומשקעים קיימים ניצלו מסחיפה קרחונית והם השתמרו היטב כיום.[10] כמו כן, בזמן ההיקף המרבי, יריעת הקרח הסתיימה במזרח בשטח המשתפל בעדינות כלפי מעלה, מה שהוביל לכך שנהרות התנקזו אל חזית הקרחון ואגמים פרו-קרחוניים (Proglacial lake) גדולים נוצרו.[7]

היקף השיא של הקרחונים בתקופה הקרחונית האחרונה הושג לראשונה כ-22 אלף שנים לפני זמננו בגבולה הדרומי של יריעת הקרח בדנמרק, גרמניה ומערב פולין (מחוזות האגמים סלאבסקיה ולשצ'ינסקיה). במזרח פולין, ליטא, בלארוס ומחוז פסקוב ברוסיה, הגיעה יריעת הקרח להיקפה המרבי כ-19 אלף שנים לפני זמננו. בשאר חלקי צפון-מערב רוסיה, ההתקדמות הקרחונית הגדולה ביותר התרחשה כ-17 אלף שנים לפני זמננו.

נסיגת הקרחונים עד תקופת Younger dryas

[עריכת קוד מקור | עריכה]
מאובנים של יונקים ימיים מלפני 17,000 – 18,000 שנים, שנמצאו מתחת ליריעת הקרח הפנוסקנדינבית הנסוגה בדנמרק; המוזיאון הזואולוגי של קופנהגן (אנ').

כאשר שולי יריעת הקרח החלו לסגת כ-22,000 עד 17,000 שנים לפני זמננו, דנמרק (למעט בורנהולם), גרמניה, פולין ובלארוס כבר היו חופשיות מקרח כ-16,000 שנים לפני זמננו. לאחר מכן נסוגו שולי הקרח עד לתקופת ה-Younger Dryas, אז התייצבה יריעת הקרח. עד זמן זה, רוב יטאלנד, גוטלנד, כל המדינות הבלטיות והחוף הדרום-מזרחי של פינלנד התווספו לאזורים החופשיים מקרח. ברוסיה, ימת לדוגה, ימת אונגה, מרבית חצי האי קולה והים הלבן היו חופשיים מקרח במהלך ה-Younger Dryas. לפני תקופה זו, נסיגת הקרחונים לא הייתה אחידה והתרחשו התקדמויות מחודשות קטנות של יריעת הקרח, שיצרו סדרה של מערכות מורנות קצה, בייחוד אלו שביטאלנד.[11]

במהלך נסיגת הקרחונים, מי הפשרה יצרו אסקרים וסנדורים (מישור רחב של משקעי סחף שנוצר על ידי נהרות של מי הפשרת קרחונים) רבים. בצפון-מרכז סמולנד ובדרום אסטרייטלנד (אנ'), חלק ממי ההפשרה נותבו דרך סדרה של קניונים.[12]

קיימת סברה כי במהלך תקופת ה-Younger Dryas, התקדמות מחודשת קטנה של קרחון בשוודיה יצרה מערכת סכירה טבעית שהביאה טקסונים (קבוצות בעלי חיים) של מים מתוקים, כגון Mysis ו-Salvelinus, לאגמים כמו סומן (אנ') שמעולם לא היו מחוברים לאגם הקרח הבלטי. הישרדותן של קבוצות אלו החובבות מים קרים עד ימינו פירושה שהן מהוות "שרידים קרחוניים" (Glacial relict).[13]

נסיגת הקרחונים הסופית

[עריכת קוד מקור | עריכה]

כאשר נסיגת שולי הקרח התחדשה, יריעת הקרח הפכה למרוכזת יותר ויותר בהרי סקנדינביה (היא נסוגה מרוסיה כ-10,600 שנים לפני זמננו ומפינלנד כ-10,100 שנים לפני זמננו). נסיגה נוספת של שולי הקרח הובילה לכך שיריעת הקרח התרכזה בשני חלקים של הרי סקנדינביה: חלק אחד בדרום נורווגיה וחלק אחר בצפון שוודיה ונורווגיה. שני המרכזים הללו היו מחוברים למשך זמן מה. החיבור ביניהם היווה מחסום ניקוז משמעותי שיצר אגמים שונים גדולים וזמניים שנחסמו על ידי הקרח (אגם פרו-קרחוני (אנ')). לפני כ-10,100 שנים הקשר נעלם, וכך גם מרכז יריעת הקרח של דרום נורווגיה כאלף שנים מאוחר יותר. המרכז הצפוני נותר למשך כמה מאות שנים נוספות, כך שעד לפני 9,700 שנים, הרי סארק (אנ') המזרחיים אירחו את השריד האחרון של יריעת הקרח הפנוסקנדינבית. כאשר יריעת הקרח נסוגה אל הרי סקנדינביה, לא הייתה זו חזרה למצב הקרחוני הקודם שממנו צמחה יריעת הקרח; המצב היה שונה בכך שקו פרשת הקרח פיגר מאחור בעוד מסת הקרח התרכזה במערב.[3]

לא ידוע אם יריעת הקרח התפרקה לשרידים מפוזרים לפני שנעלמה, או שמא היא התכווצה תוך שמירה על לכידותה כמסת קרח אחת.[14] ייתכן שבעוד שחלק מהקרח נותר מזרחית להרי סארק, חלקים מיריעת הקרח שרדו זמנית בהרים הגבוהים. השרידים שממזרח להרי סארק יצרו אגמים שונים וזמניים שנחסמו על ידי הקרח, אשר גרמו לשיטפונות פתע רבים של התפרצות אגמים קרחוניים במורד הנהרות של צפון שוודיה.[14]

התאמה איזוסטטית

[עריכת קוד מקור | עריכה]
מפת ים ליטורינה (אנ') כ-7,000 שנה לפני זמננו. ניתן להבחין בשטחה המצומצם של פינלנד עקב מפלס פני ים גבוה יותר. קו החוף המודרני שונה משמעותית בשל ההתרוממות האיזוסטטית.

התאמה איזוסטטית שנגרמה בעקבות נסיגת הקרחונים משתקפת בשינויים בקו החוף של הים הבלטי ושל גופי מים סמוכים אחרים. בים הבלטי, התרוממות הקרקע הייתה המשמעותית ביותר בחוף הגבוה שבמערב הים הבוטני (אנ'). בתחומי החוף הגבוה, קו החוף הקדום בסקולברגט (אנ'), הנמצא בגובה 286 מטרים, הוא הנקודה הגבוהה ביותר המוכרת כיום על פני כדור הארץ שהתרוממה כתוצאה מהתרוממות איזוסטטית פוסט-קרחונית.[15] מצפון לחוף הגבוה, בפורואגרונד מול חופי שלפטה (אנ'), שוכן האזור בעל שיעורי ההתרוממות הגבוהים ביותר כיום, עם ערכים של כ-9 מ"מ בשנה.[15][16][17] סבורים כי ההתרוממות האיזוסטטית המתמשכת תוביל לפיצולו של המפרץ הבוטני למפרץ דרומי ולאגם צפוני באזור קווארקן, בעוד כ-2,000 שנים.[18] התרוממות איזוסטטית חשפה נוף תת-ימי של עמקי שבר, המוכר כארכיפלג סטוקהולם (אנ').[19][20]

מאז נסיגת הקרחונים, קצב ההתרוממות האיזוסטטית במפרץ קנדלאקשה (אנ') השתנה. מאז שהים הלבן התחבר לאוקיינוסי העולם, התרוממות הקרקע לאורך החוף הדרומי של המפרץ הסתכמה בכ-90 מטרים. בפרק הזמן שבין 9,500 ל-5,000 שנים לפני זמננו, קצב ההתרוממות עמד על 9–13 מ"מ בשנה. לפני התקופה האטלנטית (בין 7,500 ל-5,000 שנים לפני זמננו), קצב ההתרוממות ירד ל-5–5.5 מ"מ בשנה, עלה לזמן קצר ולאחר מכן הגיע לקצב הנוכחי של 4 מ"מ בשנה.[21]

סבורים כי הגיחה מעל פני הים גרמה לסדרה של מפולות קרקע במערב שוודיה, כתוצאה מעלייה בלחץ הנקבובי כאשר אזור ההזנה של מי התהום עלה מעל גובה פני הים.[22]

קישורים חיצוניים

[עריכת קוד מקור | עריכה]

הערות שוליים

[עריכת קוד מקור | עריכה]
  1. ↑ F.J. Monkhouse Principles of Physical Geography, London: University of London Press, 1970 (7th edn.), p. 254. SBN 340 09022 7
  2. ↑ Whittow, John (1984). Dictionary of Physical Geography. London: Penguin, 1984, p. 265. ISBN 0-14-051094-X.
  3. 1 2 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.
  4. 1 2 Lofverstrom, Marcus; Thompson, Diane M.; Otto-Bliesner, Bette L.; Brady, Esther C. (2022-06-09). "The importance of Canadian Arctic Archipelago gateways for glacial expansion in Scandinavia" (PDF). Nature Geoscience. 15 (6): 482–488. Bibcode:2022NatGe..15..482L. doi:10.1038/s41561-022-00956-9. S2CID 249524145.
  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. 1 2 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" (PDF). Norwegian Journal of Geology. 96 (2): 159–170.
  8. ↑ Rørvik, K.-L.; Laberd, J. S.; Hald, M.; Ravna, E. K.; Vorren, T. O. (באוגוסט 2010). "Behavior of the northwestern part of the Fennoscandian Ice Sheet during the Last Glacial Maximum – a response to external forcing". Quaternary Science Reviews. 29 (17–18): 2224–2237. Bibcode:2010QSRv...29.2224R. doi:10.1016/j.quascirev.2010.05.022.
  9. 1 2 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.
  10. ↑ 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.
  11. ↑ 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.
  12. ↑ Olvmo, M. (1992). "Glaciofluvial canyons and their relation to the Late Weiochselian deglaciation in Fennoscandia". Zeitschrift für Geomorphologie. 36 (3): 343–363. Bibcode:1992ZGm....36..343O. doi:10.1127/zfg/36/1992/343.
  13. ↑ Melin, Daniel; Rydberg, Daniel (2009). Sommenröding: En kartläggning av rödingens lekområden 2006 & 2008 (PDF) (Report). Medelande (בשוודית). Vol. 2009. Länstyrensen i Jönköpings Län. p. 1–49.
  14. 1 2 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. Bibcode:2019QSRv..22105862R. doi:10.1016/j.quascirev.2019.105862. hdl:1956/21672.
  15. 1 2 Berglund, M. (2012). "The highest postglacial shore levels and glacio-isostatic uplift pattern in northern Sweden". Geografiska Annaler. 94 (3): 321–337. Bibcode:2012GeAnA..94..321B. doi:10.1111/j.1468-0459.2011.00443.x. S2CID 128972883.
  16. ↑ 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
  17. ↑ 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.
  18. ↑ Tikkanen, Matti; Oksanen, Juha (2002). "Late Weichselian and Holocene shore displacement history of the Baltic Sea in Finland". Fennia. 180 (1–2).
  19. ↑ 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.
  20. ↑ Sporrong, Ulf (2003). "The Scandinavian landscape and its resources". In Helle, Knut (ed.). The Cambridge History of Scandinavia. Cambridge University Press. pp. 37. ISBN 978-0-521-47299-9.
  21. ↑ 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 LacustrineBoggy Deposits of Kindo Peninsula". Doklady Earth Sciences. 442 (2): 544–548. Bibcode:2012DokES.442..242R. doi:10.1134/S1028334X12020079. S2CID 129656482.
  22. ↑ Smith, Colby A.; Larsson, Olof; Engdahl, Mats (2017). "Early Holocene coastal landslides linked to land uplift in western Sweden". Geografiska Annaler. 99 (3): 288–311. Bibcode:2017GeAnA..99..288S. doi:10.1080/04353676.2017.1329624. S2CID 133775764.
אוחזר מתוך "https://he.wikipedia.org/w/index.php?title=ההתקרחנות_הווייקסליאנית&oldid=43516988"