par Prof. Dr Alain Préat, Université Libre de Bruxelles
et Dr Brigitte Van Vliet-Lanoë, Directeur de recherche CNRS, émérite

Cet article fait suite aux trois récents articles publiés par le Prof. Maurin sur SCE (1/3, 2/3,  3/3), et prolonge  celui  de l’évolution géologique de la plaque Antarctica (1/2 et 2/2), publié récemment par SCE. Dans son introduction ce dernier article a rappelé l’importance que revêtent les glaces au niveau médiatique et a fourni une synthèse de l’ensemble des glaciations qui ont affecté notre planète depuis près de 3 milliards d’années (3 Ga) (Figure 1 pour l’échelle géologique).

1/ Le continent Arctida

La géologie d’Arcida est complexe, elle nécessite de nombreux termes temporels de l’échelle des temps géologiques. La figure 1 ci-dessous est une échelle simplifiée, elle renvoie vers l’échelle chronostratigraphique officielle, plus détaillée.

A la grande différence de l’Antarctique, l’Arctique est un océan entouré de plateaux continentaux (Fig. 2). L’océan ou bassin arctique est actuellement constitué par un double bassin, séparé une crête très importante, la ride Lomonosov : le sous-bassin canadien à croûte continentale amincie (3 600 m)  et le sous-bassin eurasiatique à croûte océanique mince, de loin le plus profond (5000 m entre la crête Lomonosov et la ride océanique active de Gakkel). Il est entouré comme le long de l’Atlantique Nord par une plateforme continentale ennoyée, constituée de croûte continentale.  Le bassin arctique  d’abord marin et connecté au Proto-Atlantique au début du Jurassique (voir plus loin), est isolé depuis le Jurassique moyen et essentiellement de nature lacustre, modifiant le régime thermique océanique, amenant un contexte voisin du Glaciaire au Crétacé inférieur (au Valanginien in Dromart et al. 2003 ; Korte et al. 2015 ; Piskarev et al. 2018). Il ne se ré-ouvrira sur le bassin atlantique qu’à partir de l’Eocène, via l’ouverture du détroit de Fram. D’autre part le pôle  magnétique terrestre (Nord) est resté sur le bassin arctique depuis le début du Jurassique, donc en position de déficit énergétique lié à l’obliquité de l’orbite terrestre.

Le présent article s’attache à l’Arctique qui présente une des histoires géologiques les plus anciennes, et de ce fait des plus complexes suite au recyclage des aires cratonisées (voir plus loin) au cours des orogenèses successives. L’ancien continent nommé ‘Arctica’ est un des plus vieux cratons identifiés sur la planète, il est reconnu à 2,5 Ga (plus précisément 2,565 Ga),  précède celui de Atlantica (2,0 Ga) et suit celui de Ur (3,0 Ga). Sa localisation dans la pangée Rodinia (vers 1,1 Ga) est donnée à la Figure 3 (également ici) :

Arctida est d’âge néoarchéen (échelle géologique, Fig. 1) et comprend de nombreux cratons formés par l’accolement de ‘terranes’ (Howell, 1995), à savoir le craton Sibérien avec ses boucliers d’Anabar et Aldan, les cratons de Slave, du Wyoming, ‘Superior’, et nord-Atlantique d’Amérique du Nord. L’océan arctique séparant les cratons sibériens et nord-américains a donné son nom au continent ou (micro)plaque Arctica. Arctida s’est progressivement constitué à partir de 2,5 Ga par accolements ou amalgames des boucliers canadien et sibérien et du bouclier du Groenland. Notons que le nom d’Arctida se rapporte à l’ensemble apparu pour la première fois à la transition Archéen/Protérozoïque, on parle alors d’Arctida-I pour cet ensemble, puis Arctida-II (transition permo-triasique) et finalement Arctica (Cénozoïque). La littérature consacrée n’est pas unanime sur l’appellation et signification exactes des termes Arctida et Arctica, suite aux difficultés des reconstitutions s’étalant sur une très longue période.

L’évolution tectonique d’Arctida est ainsi plus complexe que celle d’Antarctica, car formé de nombreux cratons impliqués plusieurs fois de manière indépendantes dans différentes orogenèses depuis plus de deux milliards d’années. De plus, l’ensemble est vaste depuis l’Amérique du Nord (Canada) jusqu’en Sibérie. Dans le détail, Arctida fait partie du supercontinent Kenorland (Lubnina et al. 2011 , Evans et al. 2016) qui fut l’un des premiers supercontinents  de la Terre, formé au Néoarchéen il y a environ 2,7 Ga, par accrétion de cratons néoarchéens et formation d’une nouvelle croûte continentale (voir Superia et Vaalbara, Fig. 4). Kenorland comprenait alors des ensembles qui par soudures ou accolements ultérieurs (cf. les ‘terranes) donneront des plaques, cratons ou continents formant chaque fois une ‘pièce du puzzle’ qui restera reconnaissable lors des orogenèses qui vont suivre sur plus de deux milliards d’années. Ainsi se forment Laurentia (le cœur de l’Amérique du Nord actuelle et du Groenland), Baltica (la Scandinavie et la Baltique actuelle), l’Australie Occidentale et le Kalahari (Figs. 3 et 4). 

Le cœur de Kenorland est constitué du Bouclier Baltique faisant remonter ses origines à 3,1 Ga. Vu son ancienneté, de nombreuses reconstitutions de Kenorland sont proposées dans la littérature, de même pour le nom des cratons qui le composent, on se reportera à Lubnina & Slabunov (2011) pour une analyse de la question portant surtout sur la période néoarchéenne. Une simplification des événements tectoniques est donnée par Yakubchuk (2019) comme suit : (1)  à l’origine, nucléation de protocratons et formation du supercontinent Kenorland (2,7-2,5 Ga) ; (2) cratonisation suite à la fragmentation de Kenorland (2,45 Ga) et assemblage de Columbia, nouveau supercontinent (1,85 Ga) ; (3) réorganisation (après fragmentation et assemblage) en un nouveau supercontinent, Rodinia (1,0-0,72 Ga), et finalement fragmentation pour arriver à la situation actuelle avec formation du Gondwanaland (voir Antarctique géologique 1/2) et de la Pangée permo-triasique (Figure 5). 

Il s’agit d’une histoire particulièrement complexe surtout à l’Archéen où au moins 35 cratons (appelés suivant les auteurs, ‘protocratons’, ‘supercratons’, ‘cratons’, ‘semi’-supercontinents, etc.) représentant  autant de pièces ‘du puzzle paléotectonique’ se ‘baladant’ au gré des forces pilotée par la convection mantellique (Bleeker 2003). A nouveau c’est la géologie des terranes qui est à même de mieux expliquer les amalgames d’aires cratoniques menant aux supercontinents précambriens (Howell 1995). Metelkin et al. (2015) ont proposé une synthèse reconstituant,  à partir de données géologiques et géophysiques (surtout paléomagnétiques) l’évolution des cratons composant Arctida depuis Rodinia jusqu’à la Pangée permo-triasique suivant 14 étapes temporelles majeures depuis 950 Ma jusqu’à 255 Ma (seules les deux premières et les deux dernières étapes sont reprises, ci-dessous, Figs. 6 et 7).

Arctida-II représente le deuxième assemblage d’Arctida formé à la limite permo-triasique. Les masses continentales de l’Arctique se trouvent au niveau du 60^ème parallèle dans les régions tempérées à subpolaires de l’hémisphère Nord. L’histoire méso-cénozoïque des structures arctiques de ces régions eut lieu lors de leur détachement de Laurentia (Chukchi-Alaska, Fig. 6b) et de multiples collisions avec le craton nord-oriental Siberia jusqu’à la configuration actuelle. 

2/ L’hémisphère Nord

2.1. L’Atlantique nord et le Groenland

C’est lors de ces événements de fragmentation d’Arctida que l’Océan Atlantique nord  (Fig. 9) se formera dès le début du Cénozoïque, de même que l’Océan Arctique avec ses deux sous-bassins arctiques amérasiens et eurasiens. Il en résulte une redistribution des blocs continentaux dans l’ensemble de la partie NE de l’Arctique actuel bordé des grandes plateformes rattachées à l’Amérique du Nord et à l’Eurasie. On peut également suivre cette évolution paléotectonique dans Scotese 2001 et se reporter à Gaina et al. (2014) pour plus de détails.

Dans ce contexte le Groenland qui porte aujourd’hui une des deux calottes glaciaires permanentes de la planète, a une longue histoire géologique. Il renferme notamment les roches parmi les plus vieilles de la planète, à savoir les roches d’Isua (ceinture de roches vertes), âgées de 3,7 à 3,8 Ga, avec sans doute des premières traces de vie. Le soubassement du Groenland appartient au Bouclier Laurentia, qui constitue le coeur du continent Amérique du Nord stabilisé vers 1,6 Ga. Le Groenland renfermant surtout des roches intrusives archéennes et paléoprotérozoïques de 3,2 à 1,75 Ga (Fig. 10), avec localement des séries datées à plus de 3,8 Ga.

Les phénomènes géologiques ultérieurs se dérouleront ensuite à la périphérie du craton avec formation de bassins sédimentaires, notamment au nord et nord-est, avec remplissages de séries sédimentaires épaisses jusqu’à 18 km. Le Groenland (et le Bouclier Baltique) sera impliqué dans une série d’orogenèses durant le Paléozoïque dont l’apogée eut lieu à la transition Silurien/Dévonien (non discuté ici).  

Finalement la (micro)plaque Groenland  se détachera de la plaque nord-américaine (‘Laurentia’) au cours de plusieurs périodes de rifting, la plus importante au cours du Crétacé inférieur (il y a environ 140 Ma) avec l’ouverture  de la plaque eurasienne en Baie de Baffin  et  Mer du Labrador; la derniére phase  d’extension s’est propagée il y a environ 70 Ma à partir du sud dans l’ensemble du bassin  au Crétacé final pour se terminer à l’Oligocène (Schiffer et al., 2019) (Fig. 11).

A l’Est du Groenland , les premiers événements de rifting à l’origine de la séparation du Groenland de la Scandinavie (Norvège) datent de la fin du Permien.  Un premier rift quasi continu et relativement étroit s’est développé de la Grande-Bretagne à la Norvège  de la fin du Jurassique au début du Crétacé, comme le long de la côte ouest du Groenland.  Ensuite, dès l’Eocène, après l’ouverture de la mer de Labrador-Baffin l’ouverture de l’Atlantique  se propage   de sud au nord le long de la côte est du Groenland,  vers le Détroit de Fram entre le Spitzberg et le NE du Groenland, pour se modifier à l’Oligocène (Fig. 12) avec le détachement de la microplaque de Jan Mayen et l’apparition progressive de l’Islande.  

Cette dislocation de plaques continentales séparera définitivement d’abord le Groenland puis l’Eurasie de la plaque nord-américaine suivant d’abord une direction OSO-ENE jusqu’à la fin du Crétacé et ensuite NNO-SSE au cours du Tertiaire (Mosar et al. 2002) (Fig. 12) connectant le monde arctique avec le bassin de l’Atlantique. C’est avec l’ouverture du Détroit de Drake, côté Antarctique puis du détroit de Fram au Nord que se met en marche la machinerie océanique qui contrôlera l’ère glaciaire cénozoïque et les glaciations. L’extension généralisée de l’Arctique est à travers la formation de nombreux bassins ou grabens larges de 10 à 40 km sur la plateforme continentale  périarctique, aussi à l’origine de la création d’une des plus grandes provinces offshore d’hydrocarbures dans les bassins sédimenaires de l’Arctique dans le nord-est du Groenland et en Sibérie orientale. Les bassins  sont remplis de séries (sédimentaires) d’épaisseur maximale de  3000 mètres. 

 D’énormes quantités de gaz naturel ont été cartographiées (voir carte dans l’addendum, partie 2/2) sous le plateau de Barents et le plateau de Kara en tant que parties de la province pétrolière d’East Barents et de la province pétrolière de Sibérie occidentale. Le pétrole et le gaz naturel se trouvent sous d’importantes parties du plateau des Tchouktches, du plateau de Beaufort et du bassin du Canada dans l’Arctique de la province pétrolière de l’Alaska et dans la province pétrolière d’Amérasia (partie 2/2).

Plusieurs épisodes de volcanisme vont accompagner cette dynamique d’extension, de la zone polaire. La première série est permo-triasique (Fig. 1), comme le grabben ouest européen et, correspond aux trapps de Sibérie (centrée sur 250 Ma) et associé à un point chaud profond. Elle a été responsable de la plus grande extension de masse connue engendrée par une énorme émission de CO₂, probablement liée à son interaction sous la forme d’intrusions magmatiques dans les dépôts de charbon sibériens (Reichow et al. 2009,  Ogden et al. 2012). 

Une seconde phase de magmatisme s’est produite au début du Crétacé autour du bassin arctique (HALIP : province ignée du Haut Arctique) réparti sur la plateforme sibérienne, la « ride Alpha » au centre du bassin canadien et sur la côte nord de la plaque nord Américaine, avant la séparation du Groenland (Fig. 13). Son âge tourne entre 130-95 Ma. Certains y voient la poursuite de la migration du point chaud sibérien.

Enfin de 67 à 40 Ma, c’est la mise en place de la NAIP (North Atlantic Igneous Province), plus connue sous le nom de basaltes de Thulé qui précèdent de peu l’ouverture de l’Atlantique. Le Groenland connaîtra  également plusieurs épisodes volcaniques (début du Paléogène, à partir de 65 Ma et Fig. 14) avec formation de plateaux basaltiques  épais de plusieurs centaines de mètres jusqu’à 2,5 km suivant les régions sur environ 65 000 km² (Meyer et al. 2007).  Ces injections magmatiques dans les bassins de plateformes décrits plus haut ont entrainé un dégazage de CO₂ énorme responsable selon certains auteurs du PETM (discussion dans Préat et Jacobs, 2019-SCE, ici), le plus grand réchauffement abrupt du Cénozoïque à la limite Paléocène /Eocène.

Cette activité cesse à l’Eocène moyen vers 48 Ma, sauf en Islande et sur Jan Mayen, et des dépôts  marins littoraux et de grands deltas se mettent en place dans les vallées éventrant la plateforme continentale. Ils seront recouverts par les dépôts glaciaires ou tills depuis 9 Ma et au Quaternaire. L’érosion glaciaire sera fort intense et déposera de grands deltas de sédiments détritiques sur les plateformes continentales bordant le Groenland.

2.2. Le bassin arctique

Ce bassin est mal connu en raison de son englacement. Les premières données commencent à être accessible, notamment via les géologues russes.

La crête de Lomonosov traverse l’océan Arctique depuis le plateau Lincoln (au large de l’île d’Ellesmere et du Groenland) jusqu’aux îles de la Nouvelle-Sibérie au large des côtes du nord de la Russie. Elle divise l’océan Arctique en deux grands bassins : le bassin eurasien du côté eurasien de la crête et le bassin amérasiatique du côté nord-américain. Cette structure  surplombe de plus de 3000 mètres au-dessus des planchers de ces bassins et à son point culminant. On pense que cette crête est un rebord  de la croûte continentale eurasienne qui s’est séparée de la marge de la mer de Barents-Kara et qui s’est affaissée  à -3000 m au début de la période du Tertiaire (il y a environ 64 à 56 millions d’années, Fig. 1). Le côté de la crête faisant face à l’Eurasie est délimité par des failles de hemi-graben, plongeant à 5000 m de profondeur, alors qu’elle est en pente douce vers l’Amérique du Nord. Cela ressemble à une épaule du rift de Gakkel. 

Le sous-bassin amérasiatique et le sous-bassin eurasien , tout comme l’Atlantique nord sont entourés de vastes plateaux continentaux aujourd’hui submergés. Ils correspondent à une pénéplaine post-hercynienne, remaniés par les transgressions mésozoïques avant d’être défoncées par les glaciations néogènes. Il s’agit notamment du plateau des Tchouktches et du plateau de Beaufort le long de l’Amérique du Nord; du plateau de Lincoln le long du nord du Groenland; du plateau de Barents, du plateau de Kara, du plateau de Laptev et du plateau de Sibérie orientale le long de l’Eurasie. Ces plateaux sont retouchés par les bassins tectoniques colmatés par des séries sédimentaires épaisses au moins depuis le Permien , comme en Mer du Nord. 

3/ La glaciation sur l’Arctique (Miocène-Pliocène)

3.1. Cadre général

Au contraire de l’Antarctique, qui est un continent glacé cerné par l’océan, l’Arctique est un océan entouré de continents. Le pôle Nord  est un point fictif sur le plancher océanique, sous une banquise se déplaçant au gré des courants giratoires. L’Arctique renferme plusieurs bassins profonds limités de grandes mers côtières du côté de l’Asie et de chapelets d’îles du côté de l’Amérique du Nord.  Il est coupé par la dorsale médio-arctique, une dorsale lente,  qui prolonge la dorsale médio-atlantique, ce qui conduit à l’éloignement de l’Asie de l’Amérique du Nord et du Groenland (Figs. 12 et 14). Ainsi chaque année, l’océan arctique s’élargit un peu plus d’une dizaine de centimètres) poursuivant le mouvement d’expansion active des fonds océaniques entamé dès la fragmentation de la Pangée permo-triasique .

Dans cette évolution paléotectonique, l’ère cénozoïque est une ère très active. Le démantèlement de la Pangée a cependant commencé au Jurassique, ce qui a bloqué progressivement la circulation équatoriale de la Téthys (voir Fig. 11 et Scotese 2001), très active au Crétacé, notamment par la collision Inde-Asie il y a 35 Ma et l’émersion progressive du détroit de Balboa qui de viendra l’isthme de Panama. Cette dislocation de la Pangée a également permis la migration progressive des continents en position polaire. Le rifting très actif au Crétacé, se ralentit vers 45 Ma, au cours de l’Eocène. Au début du Cénozoïque, il ne semble pas y avoir la moindre trace de glaciers en zones polaires, sauf localement en Antarctique (Monts Gamburtsev, 3000 m). Le bassin arctique est en position polaire,  lacustre (donc gèle tous les hivers) et bordé de forêts décidues jusqu’à l’aube de l’Eocène, mais une banquise existe déjà dans l’Atlantique nord dès la fin du Crétacé (Mac Leod et al. 2011). 

3.2. La circulation thermohaline et l’AMOC 

Ainsi, tout comme pour l’Antarctique (ouverture du passage de Drake et de Tasmanie et formation du courant péri-antarctique, voir SCE, 1/2 et 2/2), la fragmentation et la réorganisation des continents ou ‘pièces du puzzle’ tectonique va avoir une influence considérable sur les ouvertures et/ou fermetures de passages océaniques, également sur leurs approfondissements et sur la circulation des courants marins, la circulation thermohaline actuelle, dont notre Gulf Stream. 

Les répercussions sur l’évolution du climat seront importantes et liées  à une réorganisation des zones de formation d’eaux profondes qui deviennent actives aux hautes latitudes de l’hémisphère Sud au début du Tertiaire, puis aunord de l’Atlantique à la fin du Tertiaire (Ramstein, 2015). Ces eaux sursalées (denses) et froides proviennent à la fois de l’évaporation dans le zone Mer Rouge et Méditerrannée et surtout de la formation de la banquise qui éjecte de la saumure en se formant. Le bassin arctique actuel n’intervient pas encore dans la circulation thermohaline  par ses eaux profondes et froides: le détroit de Fram n’est pas encore assez profond, formant un seuil à – 2 545 m. Ce mouvement de bascule sud-nord s’accompagne de l’activation par étape de l’AMOC (Atlantic Meridional Overturning Circulation) avec transports de chaleur et plongée d’eaux profondes (Figure 3 in SCE, ici) (Fig. 15) .  

La circulation thermohaline existe depuis 35 Ma sous une forme réduite  et devint  fonctionnelle en mer de Norvège vers 23 Ma, et l’essentiel de la circulation jusqu’à 20 Ma est encore restreinte à l’est de l’Atlantique via la fosse de Rockall : le seuil entre l’Islande et les Féroe déjà s’affaissé et inondé (Uenzelmann-Neben & Gruetzner, 2018; Edenoux 2015 et  ici). Les derniers apports d’eaux chaudes téthysiennes disparaissent entre 16 et 15 Ma. L’isthme de Panama émerge ensuite progressivement vers 15 Ma (Montes et al. 2012a).  Ensuite a lieu une période de réchauffement climatique (l’Optimum climatique du Miocène moyen) suivie d’un refroidissement important avec indices de  glaciation à la fin du Miocène moyen en Haut Arctique   (10 Ma ; Montes et al. 2012b). Ce phénomène a favorisé, à partir de 9,5 Ma, la croissance de la calotte du Groenland, de la plate-forme est-canadienne et des glaciers islandais (Van Vliet-Lanoë, 2013). Les événements tectoniques  (zone faillée du Spitzbzerg) vont à nouveau assurer un rôle essentiel dans la poursuite de l’englacement, en parallèle avec la subsidence tardive du plateau Groenland-Islande et un approfondissement du seuil entre l’océan arctique et l’Atlantique nord (détroit de Fram) permettant  le plongement d’eaux froides profondes le long de la côté Est du Groenland au Messinien, en relation avec la première grande glaciation mondiale à 6,7 Ma et l’ouverture du Détroit de Béring.

 La plongée d’eau profonde froide est effective dans l’Atlantique Nord vers la fin du Tertiaire, il y a environ 14 Ma au cours du Miocène (Fig. 16), lors de la phase tectonique du Langhien-Serravalien (Herold et al., 2008) suite à deux événements tectoniques majeurs, d’abord la fermeture du bras est-téthysien  vers 35 Ma par collision de la plaque arabique avec l’Eurasie (comparez la Fig. 17 – Miocène, avec la Fig. 11 -transition Crétacé/Tertiaire) et ensuite la fermeture progressive du paléo-détroit de Balboa par l’émersion de l’isthme de Panama à partir de 15 Ma (Miocène moyen) qui formait un bras de mer entre l’Amérique du Nord et l’Amérique du Sud et son émergence il y a 5-6 Ma.  Suite à cette fermeture, la circulation intertropicale des eaux chaudes  de surface, entrainées par les vents alizés, est déviée vers le nord pour former le Gulf Stream. Ce courant remontant de l’Afrique via les Caraïbes  dans le golfe de Mexico générera une masse d’air chaud chargé d’humidité qui via le centre des USA  constitua la source des neiges tombant sur la Nouvelle-Angleterre, l’Est du Canada et l’ouest du Groenland (Marshak 2010). En  sortant du golfe du Mexique, le Gulf Stream vient ensuite lécher la péninsule Ibérique et les Iles britanniques, réchauffant l’Europe de l’Ouest et alimentant en précipitations la Scandinavie. Une branche continue jusqu’au Spitzberg avec une dérivation vers l’Arctique russe, alimentant le Nord de l’inlandsis Fennoscandien, c’est la Dérive Nord-Altlantique. Une autre branche part vers le NW, le courant d’Irminger, alimentant la calotte Islandaise et l’Est de la calotte groenlandaise, là où elle fond le plus actuellement.

Par conséquent, la croissance des calottes glaciaires de l’hémisphère nord est intimement liée à l’évaporation dans la zone intertropicale, donc à l’accumulation d’énergie solaire dans cette partie de l’océan mondial. Les calottes se forment toujours quand l’océan est encore chaud et le niveau marin élevé (Broecker & Denton, 1990).

3.3. Le refroidissement Mio-Pliocène

Le refroidissement de l’Arctique est à peine plus tardif que celui de l’hémisphère Sud (Antarctique) suite à la présence d’une océan en position polaire avec une banquise dès le Maastrichtien (environ 60 Ma, Crétacé final (Mac Leod et al. 2011, Londono et al. 2011) ensuite retour d’une banquise saisonnière dès 47 Ma durant l’Eocène, et un relief peu marqué (Van Vliet-Lanoë, 2013). La mer du Groenland s’ouvre un peu plus vers 33 Ma (Fig. 12) et 25 Ma en relation avec une réorganisation du rifting dans l’Atlantique nord vers 37 Ma (Van Vliet-Lanoë, 2013). Les traces de glaciation sont observées en rebord de la plate-forme continentale  du bassin arctique au début du Miocène  et s’accentue à la fin du Miocène avec la subsidence du haut fond Groenland-Islande  (Van Vliet-Lanoë, 2007) . Les premières évidences sédimentaires apparaissent vers 9 Ma que ce soit au Groenland ou en Islande.

 Les calottes se généralisent à la fin du Pliocène après 3,2 Ma ce qui va entraîner une baisse accélérée du niveau marin commencé à l’Oligocène avec l’englaciation de  Antarctique vers 38 Ma  (Abreu et Anderson, 1998). 

Pour conclure, la morphologie du bassin de l’Atlantique Nord et celle de ses connexions au bassin arctique et à celui du Labrador sont contrôlées par la tectonique des plaques. Cette arrivée d’eau profonde est liée à l’élargissement et à l’approfondissement du détroit de Fram  sous contrôle du rifting qui   se prolonge dans le bassin par la ride volcanique de Gakkel  entre l’Eurasie et  la ride Lomonosov.  Cette ride joint  la ride médio-Atlantique au delta de la Léna en Sibérie. 

Pour cette raison, la faible contribution actuelle de l’eau profonde du bassin arctique à la circulation thermohaline mondiale limite les échanges thermiques de celui-ci. Si le développement futur de la ride océanique atlantique ouvrait le détroit de Fram en profondeur, le régime thermique de l’océan mondial pourrait être fortement perturbé accentuant le refroidissement cénozoïque. Le détroit de Fram est pour cette raison très important pour notre futur étant donné que l’évolution climatique mondiale des prochains 10 Ma est gérée à la fois par la migration de la plaque américaine en position polaire et par l’arrivée d’eau de fond froide et sursalée existant au fond du bassin Eurasien .

Le déroulé des principaux événements (d’englacement) et les principales phases tectoniques sont reprises à la Fig. 18.

Prochainement sur SCE : ARCTIQUE GEOLOGIQUE (2/2)

4/ Les cycles glaciaires arctiques (Pliocène/Pléistocène)
4.1. Introduction : le forçage orbital et l’englaciation
4.2. Les glaciations du Plio-Pléistocène
4.3. Le Dernier Glaciaire (LGM ou Last Glacial Maximum)
4.4. Les stades isotopiques
5/ Les calottes glaciaires arctiques (Plio-Pléistocène)
5.1. Englacement jusqu’au Dernier Glaciaire
5.2. Englacement de l’Amérique du Nord
5.3. Englacement de l’Eurasie
6/ La dernière déglaciation
7/ Quid de la fonte actuelle en Arctique?
7.1. La cryosphère arctique à l’Holocène, avant le GIEC
7.2. La part des choses…
7.3. La situation actuelle
8. Conclusion
ADDENDUM : Les ressources minérales

NOTES (communes aux deux parties)

Abreu V.S. & Anderson J.B. 1998. Glacial eustasy during the Cenozoic: sequence stratigraphic implications. Am. Ass. Petrol. Geol. 82, 1385-1400. 

Balascio N.L., D’Andrea W.J., Bradley R.S. 2015. Glacier response to North Atlantic climate variability during the Holocene. Climate Past, Discus., 11(3), 2009-2036.

Bjarnadóttir L.R., Winsborrow M.C.M., Andreassen, K. 2014. Deglaciation of the Central Barents Sea. Quat. Sci. Rev. 92, 208–226, 

Björnsson H. 2017. Jöklar á Íslandi. Bókaútgáfan Opna, Reykjavík. 479 p. English translation 2019 The Glaciers of Iceland. Atlantis Adv. Quat. Sci. 2, 613 p., Atlantis Press, Springer. 

Broecker W.S., Denton, G.H., 1990. The role of ocean-atmosphere reorganisation in glacial cycles. https://ui.adsabs.harvard.edu/abs/1990QSRv….9..305B/abstract

Lemieux-Dudon B. et al. 2010. Consistent dating for Antarctic and Greenland ice cores. Quatern. Sci. Rev. 29, 8–20.  9:305–341.

Cabedo-Sanz P., Belt, S.T., Jennings A.E., Andrews J.T., Geirsdóttir A. 2016. Variability in drift ice export from the Arctic Ocean to the North Icelandic Shelf over the last 8,000 years: a multi-proxy evaluation. Quat. Sci. Rev. 146, 99–115. 

Colgan W, Box JE, Andersen ML, Fettweis X, Csathó B, Fausto RS, Van As D and Wahr 2015. 
Greenland high-elevation mass balance: inference and implication of reference period (1961-1990)imbalance. Ann. Glac., 56 (70), 105-117 (2015) (doi:10.3189/2015AoG70A967).

Cronin  T.M. 2010. Paleoclimates. Understanding Climate Change Past and Present. Columbia University Press, 431p.

De Vernal A., Eynaud F., Henry M., Hillaire-Marcel C., Londeix L., Mangin S. 2005. Reconstruction of sea-surface conditions at middle to high latitudes of the Northern Hemisphere during the Last Glacial Maximum (LGM) based on dinoflagellate cyst assemblages Quaternary Science Reviews 24 (7-9), 897-924

Don Easterbrook, 2016. Evidence-Based Climate Science. Data opposing CO₂ emissions as the primary source of global warming. Second Edition 2016. ISBN: 978-0-12-804588-6. Elsevier. 

Dromart G. et al. 2003. Ice age at the Middle-Late Jurassic transition? Earth Planet. Sci. Lett. 213, 205–220.

Duplessy J.C., Morel P. 1990. Gros temps sur la Planète. Editions Odile Jacob, 297p.

Duplessy J.C., Ramstein G. 2013. Paléoclimatologie, Tome 1 (Trouver, Dater et Interpréter les Indices), Tome 2 (Enquête sur les climats anciens). CNRS Editions, EDP Sciences.

Dyke L.M., Andresen A.S., Seidenkrantz M.S., Hughes A.H.L., Hiemstra J.F., Murray, T, Bjørk A.A., Sutherland D.A., Vermassen, F. 2017. Minimal Holocene retreat of large tidewater glaciers in Køge Bugt, southeast Greenland. Scientific Rep. 7 (12330), doi:10.1038/s41598-017-12018-x.

Ezat M.M., Rasmussen T.L., Groeneveld J. 2014. Persistent intermediate water warming during cold stadials in the southeastern Nordic seas during the past 65 k.y.. Geology, 42 (8): 663 DOI: 10.1130/G35579.1

Gaina C., Medvedev S., Torsvik, T.H., Koulakov, I.Y., Werner S.C. 2013. 4D Arctic: A Glimpse into the Structure and Evolution of the Arctic in the Light of New Geophysical Maps, Plate Tectonics and Tomographic Models. Surveys in geophysics.  ISSN 0169-3298.  35, s 1095- 1122 . doi: 10.1007/s10712-013-9254-y

Gjerde M., Bakke J., Vasskog K., Nesje, A. Hormes A. 2016. Holocene glacier variability and Neoglacial hydroclimate at Ålfotbreen, western Norway. Quat Sci. Rev. 133, 28-47.

Herbert T.D., Lawrence K.T., Tzanova A., Cleaveland, Peterson L., Caballero-Gill, R., Kelly, C.S. 2016. Late Miocene global cooling and the rise of modern ecosystems. Nat. Geosci. 9, 843–847. 

Herold N.M. Seton, R.D. Müller, Y., M. Huber M. 2008. Middle Miocene tectonic boundary conditions for use in climate models, Geochem. Geophys. Geosyst.,9, Q10009, doi:10.1029/2008GC002046. 

Howell D.G. 1985. Principles of Terrane Analysis. New applications for global tectonic. Chapman & Hall, 245p.

Korte C. et al. 2015. Jurassic climate mode governed by ocean gateway. Nat. Commun. 6:10015 doi: 10.1038/ncomms10015.

Larsen S.H., Khan S.A., Ahlstrøm A.P., Hvidberg C.S., Willis M.J., Andersen S.B. 2016. Increased mass loss and asynchronous behavior of marine-terminating outlet glaciers at Upernavik Isstrøm, NW Greenland. J. Geophys. Res. Earth Surf., 121, 241-256.

Lisiecki L.E. 2010a. Links between eccentricity forcing and the 100,000-year glacial cycle, Nature Geoscience, 3, 349-352. 

Lisiecki L.E. 2010b. A benthic d13C-based proxy for atmospheric pCO2 over the last 1.5 Myr, Geophys. Res. Lett., 37, L21708, doi:10.1029/2010GL045109.

Lisieck, L.E., Raymo, M.E. 2005. Pliocene-Pleistocene stack of globally distributed benthic stable oxygen isotope records. doi:10.1594/PANGAEA. 704257.

Marcott S.A., Shakun J.D., Clark, P.U., Mix A.C. 2013. A reconstruction of regional and global temperature for the past 11,300 years. Science 339, 1198–1201. 

Marshak S. 2010. Terre, portrait d’une planète. De Boeck, 833p.

Mered M. 2019. Les mondes polaires. Presses Universitaires de France, 525p.

Monnin,E. et al, 2001. Atmospheric CO2 concentrations over the last glacial termination. Science 291, 112–114

Ogde D.E., Sleep N.H. 2012. Explosive eruption of coal and basalt and the end-Permian mass extinction. Proceedings of the National Academy of Sciences, 109(1), pp.59-62.

Paillard D. 2001. Toward a new paradigm. https://doi.org/10.1029/2000RG000091

Piskarev A.,  Poselov V.,  Kaminsky K. 2018. Geologic Structures of the Arctic Basin, Springer Verlag.

Ramstein G.  2015. Voyage à travers les climats de la Terre. Editions Odile Jacob, 351p.

Rasmussen T.L., Thomsen E., Moros M. 2016. North Atlantic warming during Dansgaard-Oeschger events synchronous with Antarctic warming and out-of-phase with Greenland climate. Nature Sci. Rep., 6:20535, doi: 10.1038/srep20535.

Reichow M.K., Pringle M.S., Al’Mukhamedov A.I., Allen M.B., Andreichev V.L., Buslov M.M. Davies, C.E., Fedoseev G.S., Fitton J.G., Inger S. and Medvedev A.Y. 2009. The timing and extent of the eruption of the Siberian Traps large igneous province: Implications for the end-Permian environmental crisis. Earth and Planetary Science Letters, 277(1-2), pp.9-20.

Rogers J.W., Santosh M. 2004. Continents and Supercontinents. Oxford University Press, 289p.

Schulz K.G, Zeebe R.E.2006. Pleistocene glacial terminations triggered by synchronous changes in Southern and Northern Hemisphere insolation: The insolation canon hypothesis. Earth Planet. Sci.Lett. 249 – 3 326-336 – https://doi.org/10.1016/j.epsl.2006.07.004

Shackleton N.J., Opdyke, N.B., 1973. Oxygen isotope and paleomagnetic stratigraphy of equatorial Pacific core V28238:oxygen isotope temperatures and ice volumes on a 105year and a106yearscale .Quaternary Research, 3, 39-55.

Stranne C., Jakobsson M., Björk G. 2014. Arctic Ocean perennial sea ice breakdown during the Early Holocene Insolation Maximum. Sci. Rev. 92, 15, 123-132

Storey M., Duncan R.A., Swisher C.C. 2007. Paleocene-Eocene thermal maximum and the opening of the northeast Atlantic. Science, 316(5824), pp.587-589.

Strahler A.N. 1987. Modern Physical Geography   October 1987 John Wiley & Sons Inc. 3rd Revised edition 

Trompette R. 2003. La Terre, une planète singulière. Belin, Pour la Science, 303p.

Uenzelmann-Neben G., Gruetzner, J. 2018. Chronology of Greenland Scotland Ridge overflow: What do we really know? Marine Geol. 406, 109-118. 

Van Andel T.H. 1994.  New Views on an Old Planet: A History of Global Change. 2nd Edition. Cambridge University Press 1994, ISBN-13:9780521447553 doi: 10.2277/0521447550

Van Vliet-Lanoë B. 2007a. The autocyclic nature of glaciations. Bull. SGF,  178, 4, 257-272

Van Vliet-Lanoe B. 2007b. Le prélude au Quaternaire : les modalités d’entrée en glaciation (65 Ma – 2,2 Ma).  Quaternaire, 18, 2, 111-128.

Van Vliet-Lanoë B. 2013. Cryosphère,  soixante millions d’années d’évolution de notre planète. Vuibert , 416p en ligne sur researchgate  https://www.researchgate.net/publication/303177050_Cryosphere

Van Vliet-Lanoë B. 2018. Le réchauffement climatique actuel : une évolution thermique naturelle au forçage oublié. Mythes, Mancies & Math., WordPress, 3/03/2018. https://mythesmanciesetmathematiques.wordpress.com/2018/03/05/le-rechauffement-climatique-actuel-une-evolution-thermique-naturelle-au-forcage-oublie/

Vermassen F.  et al. 2020.  A Major Collapse of Kangerlussuaq Glacier’s Ice Tongue Between 1932 and 1933 in East Greenland, Geophysical Research Letters. DOI: 10.1029/2019GL085954

Von der Heydt, A., Dijkstra H. A. 2006. Effect of ocean gateways on the global ocean circulation in the late Oligocene and early Miocene, Paleoceanography 21, PA1011, DOI:10.1029/2005PA001149. 

Weiniger J.W. et al. 2019. Origin of near-surface hydrocarbon gases bound in northern Barents Sea sediments. marine and Petroleum Geology, vol. 102, 455-476.

Yousef S.  SM. Amin, W. Abdel-Sattar 2009. The Shrinking of the Heliosphere Due to Reduced Solar Wind, DOI: 10.1012/S120027852019

Zachos J.C., Dickens G.R., Zeebe R.E. 2008. An early Cenozoic perspective on greenhouse warming and carbon-cycle dynamics. Nature, 451: 279–283.

Zemp M and 38 others, 2015 Historically unprecedented global glacier decline in the early 21st century. J. Glaciol., 61 (228), 745-762 (doi:10.3189/2015JoG15J017)