Deglaciation of the Eurasian ice sheet complex

Le complexe de calotte Eurasienne (Eurasian ice sheet complex, EISC) était la troisième plus grosse calotte de l'hémisphère nord durant le dernier maximum glaciaire (Last Glacial Maximum, LGM), avec une envergure de 4 500 km. Elle fut responsable d'une baisse du niveau marin eustatique de 20 m.

Figure 1. Routes de drainage majeures de l'EISC, image adaptée par Patton et al. (2017 (cet article)) de Stokes & Clark (2001), Ottensen et al. (2005) et Clark et al. (2012). En marron : les Trough Mouth Fans majeurs, d'après Dahlgren et al. (2005) et Batchelor & Dowdeswell (2014). PB : Purcupine Bank, BDF : Barra and Donegal Fans, RB : Rosemary Bank, NSF : North Sea Fan, Bj : Bjørnøyrenna Fan. Les limites glaciaires sont compilées d'après Ehlers & Gibbard (2007), Patton et al. (2015), et Stroeven et al. (2016). Les preuves récentes de l'extensions de la calotte celtique sur le banc de Porcupine (Peters et al., 2015) et sur la zone sud de la mer Celtique (Praeg et al., 2015) sont aussi intégrées à cette figure. 

Alors que les connaissances empiriques terrestres et marines récentes ont amélioré notre compréhension de la chronologie, du schéma et du taux de recul de cette vaste calotte, une tentative conjointe de modéliser la déglaciation de l'EISC suivant ces nouvelles contraintes manque cruellement.

Patton et al. (2016) ont modélisé la construction et le maximum d'extention de l'EISC entre 37 et 20 ka BP. Cet article est dans la continuité directe de celui de 2016, en présentant un modèle thermomécanique des calottes portant sur le recul et la destruction de cette calotte après 23 ka BP.

Le recul du complexe de calotte a été fortement asynchrone, reflétant les contrastes régionaux de réactivité aux forçages climatiques, à l'influence océanique, et à la dynamique interne.

Le retrait le plus rapide s'est fait dans la zone de la mer de Barents après 17,8 ka BP, quand cette calotte à base marine s'est désintégrée suivant un taux de fonte de 670 Gt/an. Une telle fonte a induit une augmentation des débâcles et un amincissement dynamique de l'intérieur de la calotte. Ces phénomènes ont été induits par un réchauffement à la fois océanique et atmosphérique et furent exacerbés par une remontée du niveau marin eustatique.

Entre 14,9 et 12,9 ka BP, l'EISC a perdu en moyenne 750 Gt/an, avec des pics à 3 000 Gt/an. Perte grossièrement répartie de manière égale entre la fonte de surface et les pertes dynamiques. Cela a potentiellement contribué à une augmentation du niveau marin de +2,5 m durant le Meltwater Pulse 1A (MP1A). Des modèles glacio-eustatiques indépendants contraints par un large inventaire de changements de niveau marin relatif corroborent l'histoire que nous racontons pour la calotte de la zone de la mer de Barents.

Les conditions subglaciaires étaient majoritairement tempérées durant la déglaciation, avec plus de 6 000 lacs subglaciaires associés à un complexe de drainage subglaciaire très étendu. Plus encore, l'empreinte du maximum de l'EISC et son isostasie ont eu un impact profond sur le réseau hydrologique proglaciaire, formant le super paléofleuve Manche, d'une superficie de 2,5 millions de km² et drainant les actuelles rivières Vistule, Elbe, Rhein et Tamise vers l'estuaire de la Seine. 

Durant l'oscillation du Bølling-Allerød, après 14,6 ka BP, deux lacs proglaciaires se sont formés sur la mer Baltique et la mer Blanche. Lorsqu'ils se sont déversés dans l'Atlantique, donnant une décharge d'eau de fonte gigantesque dans l'océan à l'est de la Fennoscandie, ils contribué au refroidissement du Younger Dryas, 12,9 ka BP. Cet apport brutal et massif d'eau de fonte a contribué à un arrêt temporaire de la déglaciation, avec une nouvelle petite avancée des calottes.

La dernière étape de la déglaciation a convergé vers le couvert de glace actuel autour des montagnes scandinaves et dans la mer de Barents vers 8,7 ka BP. Le rééquilibrage isostatique continue encore aujourd'hui.