Les dernières périodes glaciaires de la Terre, communément appelées âges glaciaires, représentent certaines des transformations climatiques les plus profondes de l'histoire géologique récente de notre planète. Au cours de ces intervalles prolongés de températures plus froides, les couches de glace massives se sont étendues à de grandes parties de l'Amérique du Nord, de l'Europe et de certaines régions de l'Amérique du Sud, enveloppant des millions de kilomètres carrés sous des couches épaisses de glace. Ces masses de glace colossales ont radicalement remodelé la surface de la Terre, modifiant les paysages, redirigeant les courants océaniques et séquestrant de grandes quantités d'eau – à peu près jusqu'à des niveaux de mer mondiaux inférieurs de plus de 120 mètres.

Le moteur orbital : quels moteurs des cycles glaciaires ?

La formation de la feuille de glace n'est pas aléatoire, mais elle est largement déterminée par des variations à long terme des paramètres orbitaux de la Terre, qui affectent la distribution et l'intensité du rayonnement solaire atteignant la surface de la planète. Ces changements cycliques, connus sous le nom de cycles de Milankovitch, se composent de trois composantes principales : excentricité (la forme de l'orbite de la Terre), objectivité (l'inclinaison de l'axe de la Terre) et précession (le tourbillon de l'axe de la Terre). Ensemble, ils modulent la saisonnalité et la répartition géographique de l'insolation, en particulier aux latitudes nord élevées où proviennent la plupart des grandes feuilles de glace.

Lorsque l'insolation estivale dans l'hémisphère Nord diminue en raison de ces changements orbitaux, moins de neige et de glace fond pendant la saison chaude, ce qui permet aux chutes de neige hivernales d'accumuler des années après années. Cette accumulation persistante de neige jette les bases de la formation progressive de calottes glaciaires à l'échelle continentale. Inversement, l'augmentation de l'insolation estivale entraîne une fonte accrue et un recul de la glace.

La dernière période glaciaire, souvent appelée glaciation Late Pléistocène, a commencé il y a environ 115 000 ans après la glaciation interglaciaire Eémienne plus chaude. Cependant, la transition vers des conditions glaciaires complètes a été marquée par un schéma complexe de phases alternantes froides et relativement chaudes. Le pic de glaciation s'est produit pendant la Dernière glaciale Maximum (LGM), il y a environ 26 500 à 19 000 ans, alors que les températures moyennes mondiales étaient d'environ 4 à 5 °C plus froides qu'aujourd'hui, et que les plaques de glace couvraient près d'un quart de la surface terrestre.

Ces cycles orbitaux sont bien documentés par des proxies paléoclimatiques et servent de cadre fondamental pour comprendre le moment de l'âge de la glace. Pour plus de détails sur les cycles de Milankovitch et leur impact climatique, voir le NASA panorama du forçage orbital.

Processus de formation : Du flocon de neige au plateau de glace

Accumulation et firnification

La genèse d'une nappe glaciaire commence par une accumulation persistante de neige dans les régions où la chute de neige hivernale dépasse la fonte estivale, généralement à des latitudes ou des altitudes élevées où les températures restent suffisamment basses pour préserver la neige tout au long de l'été. À mesure que les couches de neige s'accumulent, la neige inférieure se compresse sous le poids de l'accumulation excessive, expulsant l'air et se transformant progressivement des flocons de neige à la glace granulaire plus dense appelée firn.

Ce processus de densification, connu sous le nom de firnification[, prend des décennies à des siècles et implique une recristallisation qui réduit les interstices entre les grains de glace. Finalement, firn se convertit en glace glaciaire solide, caractérisée par sa couleur bleue en raison de l'absorption de longueurs d'onde lumineuses rouges.

Mécanique du flux de glace et dynamique

Une fois la masse de glace épaissit à plusieurs centaines de mètres, l'immense poids génère une pression à la base, ce qui fait que la glace se déforme et s'écoule vers l'extérieur des régions centrales les plus épaisses. La glace se déplace principalement par deux mécanismes : déformation interne (ou fluage) où les cristaux de glace se plient lentement et glissent les uns les autres, et glissement basal, qui se produit lorsque l'eau fondue à la base réduit la friction avec le substrat sous-jacent.

Ce mouvement redistribue la glace des zones d'accumulation à l'intérieur aux zones d'ablation près des marges, où se produisent la fonte et le vêlage de l'iceberg. L'équilibre entre l'accumulation et l'ablation contrôle la masse et l'étendue de la calotte glaciaire.

Mécanismes de rétroaction positifs dans la croissance des feuilles de glace

Un processus clé qui accélère l'expansion des calottes glaciaires est la rétroaction albédo. Les surfaces de neige et de glace ont un haut albédo, ce qui reflète jusqu'à 80-90% du rayonnement solaire entrant dans l'espace. Cette forte réflectivité refroidit les climats locaux, réduit la fonte et encourage l'accumulation de neige.

De plus, à mesure que l'eau se séquestre dans la glace, le niveau de la mer mondiale diminue, exposant les plateaux continentaux et modifiant les modes de circulation atmosphérique et océanique, ce qui peut moduler les régimes de livraison et de température de l'humidité, et influencer davantage la dynamique des nappes glaciaires.

Pour un aperçu approfondi de la science des glaciers et des plaques glaciaires, le Centre national de données sur les neiges et les glaces offre des ressources précieuses : NSIDC glacier science primer.

Grandes nappes glaciaires de la dernière période glaciaire

Glace Laurentide (Amérique du Nord)

La banquise Laurentide était la plus grande masse glaciaire au cours de la dernière période glaciaire, dominant une grande partie du Canada et du nord des États-Unis. À son maximum, elle s'étendait des Rocheuses de l'ouest jusqu'à la côte atlantique de l'est, atteignant jusqu'à New York et Saint-Louis, au sud. L'immense poids de cette banquise a fait chuter la croûte terrestre sous elle, créant ainsi les basses terres de la baie d'Hudson, une région qui demeure aujourd'hui déprimée du point de vue géologique.

La nappe glaciaire de Laurentide était très dynamique, avec des avancées épisodiques et des reculs influencés par les fluctuations climatiques. Sa décomposition après la GML était marquée par des rejets rapides d'eau de fonte, contribuant à des événements climatiques abrupts tels que les Dryas plus jeunes, un retour soudain à des conditions plus froides il y a environ 12 900 ans.

Feuille de glace scandinave (Europe)

La feuille de glace scandinave a été centrée sur les régions montagneuses de Fennoscandia, couvrant une grande partie de l'Europe du Nord durant la dernière glaciale. Elle a encerclé les îles britanniques, le Danemark, le nord de l'Allemagne, la Pologne et les États baltes.

Cette nappe glaciaire se caractérise par de multiples avancées et retraites, répondant souvent rapidement aux changements climatiques. L'eau de fonte de ses marges formait de vastes lacs proglaciaux et a déclenché des événements de drainage catastrophiques, comme ceux qui ont aidé à tailler le chenal anglais.

Glace de Patagonie (Amérique du Sud)

Dans l'hémisphère sud, la banquise de Patagonie couvrait les Andes méridionales et s'étendait sur la steppe de Patagonie. Bien que plus petite que les calottes glaciaires de l'hémisphère nord, elle a joué un rôle crucial dans les changements du niveau de la mer mondiale et a sculpté les fjords et les lacs glaciaires caractéristiques du sud du Chili et de l'Argentine aujourd'hui.

La sensibilité de la nappe glaciaire de Patagonie aux changements dans les régions du sud-ouest, qui sont des vents dominants qui apportent de l'humidité, a étroitement lié ses tendances d'avance et de recul aux changements de circulation atmosphérique.

Feuille de glace de l'Antarctique

La banquise de l'Antarctique se distingue des autres masses glaciaires dues à sa longévité, qui a existé pendant des dizaines de millions d'années. Au cours de la dernière période glaciaire, elle s'est étendue plus loin sur le plateau continental, certaines régions s'épaississant tandis que d'autres s'éclaircissent. La banquise de l'Antarctique occidental, basée sur la mer, a été particulièrement dynamique et a été hypothéquée comme ayant contribué à des épisodes d'élévation rapide du niveau de la mer pendant les périodes de déglaciation.

Les projets de forage de carottes de glace en Antarctique, comme ceux de Vostok et Dome C, ont permis de récupérer des données climatiques continues qui remontent à plus de 800 000 ans, ce qui a permis de résoudre les conditions atmosphériques passées, les fluctuations de température et les concentrations de gaz à effet de serre au cours du dernier cycle glaciaire.

Autres plaques de glace et autres calottes glaciaires notables

  • Glace de Cordilleran: Plongée dans l'ouest de l'Amérique du Nord de l'Alaska jusqu'à l'État de Washington, cette banquise est souvent reliée au Laurentide dans certaines régions, influençant la dynamique glaciaire dans le Nord-Ouest du Pacifique.
  • British-Irish Ice Sheet: Une masse de glace distincte couvrant l'Irlande et une grande partie de la Grande-Bretagne, atteignant son maximum il y a environ 27 000 ans, façonnant la topographie et le drainage des îles britanniques.
  • Greenland Ice Sheet: Persisted continuly through the last glacial period, when its epause and étendue variated with climate changes. Il reste aujourd'hui la plus grande calotte glaciaire en dehors de l'Antarctique, servant d'indicateur critique pour les études sur les changements climatiques.
  • Glaciers alpins et de montagne: Bien que non continentaux, les glaciers de vallée dans les régions montagneuses comme l'Himalaya, les Alpes et la Nouvelle-Zélande se sont considérablement développés, formant de vastes champs de glace et remodelant radicalement les paysages locaux.

Calendrier et chronologie de la croissance et de la décacité des feuilles de glace

La dernière période glaciaire est subdivisée en plusieurs étapes, chacune marquée par des avancées et des reculs de la couche de glace. Après l'interglaciaire émienne il y a environ 130 000 à 115 000 ans, les températures mondiales ont commencé à diminuer et les nappes de glace ont commencé à se reconstituer.

Une avancée glaciaire importante s'est produite pendant l'Isotope marine Étape 4 (MIS 4)[, il y a environ 70 000 à 60 000 ans, suivie d'une retraite partielle dans le plus doux MIS 3. La plus grande étendue et l'épaisseur des plaques de glace ont cependant été atteintes pendant MIS 2, qui englobe le dernier maximum glaciaire d'il y a environ 26 500 à 19 000 ans.

La déglaciation a commencé il y a environ 19 000 ans, entraînée par une augmentation de l'insolation estivale dans l'hémisphère Nord. Ce recul n'était ni uniforme ni régulier; certaines régions ont connu un effondrement rapide de la glace, tandis que d'autres ont connu une fonte plus lente.L'un des événements les plus dramatiques de fonte des eaux, Meltwater Pulse 1A, s'est produit il y a environ 14 500 ans, ce qui a entraîné une hausse du niveau de la mer d'environ 20 mètres sur seulement 500 ans.

Au début de l'époque holocène, il y a environ 11 700 ans, les calottes glaciaires des Laurentides et des Scandinaves avaient disparu, laissant seulement les calottes glaciaires du Groenland et de l'Antarctique comme masses glaciaires résiduelles majeures.

Pour un calendrier détaillé et des cartes des étendues de calottes glaciaires pendant le dernier maximum glaciaire, l'Université de Cambridge fournit des ressources complètes : Dernier maximum glaciaire.

Impacts paysage : ce que les glaces laissent derrière elles

Érosion glaciaire et reliefs de dépôt

L'avancement et le recul des calottes glaciaires du Pléistocène ont sculpté certains des paysages les plus emblématiques de la Terre. L'érosion glaciaire a sculpté les caractéristiques des vallées en forme de U, des fjords profonds, des cirques et des vallées suspendues, qui contrastent fortement avec les vallées en forme de V formées par les rivières.

Les moraines, des ridges de débris glaciaires non triés, marquent d'anciennes marges de glace, tandis que les drumlins (collisions streamlined) et les eskers (crêtes sinues de sédiments déposées par les cours d'eau subglaciaires) révèlent l'hydrologie subglaciale et les directions d'écoulement.

Changements au niveau de la mer et ajustement isostatique

Pendant la dernière période glaciaire, le niveau global de la mer a chuté d'environ 120 à 130 mètres en raison de la séquestration de l'eau dans les calottes glaciaires. Le poids énorme de ces masses de glace a fait chuter la croûte terrestre de plusieurs centaines de mètres, un processus connu sous le nom d'isostasie glaciaire.

Ce rebond se poursuit aujourd'hui dans des régions autrefois glaciées comme le Canada et la Scandinavie, avec des taux de montée en flèche atteignant jusqu'à 10 mm par an. Inversement, les zones périphériques des calottes glaciaires ont connu une subsidence causée par l'effet de l'ébulbe, qui est la flexion vers le haut de la croûte au-delà de la charge de glace.

Points de vue tirés des dossiers de Paléoclimate de Ice Core

Les carottes de glace extraites du Groenland et de l'Antarctique fournissent certains des enregistrements climatiques les plus détaillés et les plus continus disponibles, offrant des renseignements sur la composition atmosphérique, la température et les conditions environnementales au cours du dernier cycle glaciaire.Les enregistrements à haute résolution, tels que ceux des carottes GISP2 (Greenland) et Vostok (Antarctica) révèlent des oscillations climatiques rapides, connues sous le nom d'événements dansgaard-oeschger et d'événements Heinrich.

Ces changements climatiques abrupts sont liés à l'instabilité des calottes glaciaires et aux rejets massifs d'icebergs dans les océans, qui ont perturbé la circulation thermohaline et les modèles climatiques mondiaux.

Pour explorer plus en détail les recherches sur les carottes de glace, la page paléoclimatée de la NOAA offre des ressources étendues : ].

Comparaisons avec les feuilles de glace actuelles

La dernière période glaciaire sert d'analogue critique pour comprendre le comportement des calottes glaciaires restantes d'aujourd'hui – Greenland et Antarctique – dans le contexte des changements climatiques en cours. Bien que ces calottes glaciaires modernes ne disparaissent probablement pas entièrement au cours des siècles à venir, les deux sont actuellement en train de perdre de la masse à un rythme accéléré, contribuant à l'élévation du niveau de la mer mondiale.

La banquise du Groenland, qui couvre à peu près la même superficie que la banquise scandinave à son dernier maximum, connaît maintenant une fonte de surface sans précédent à travers de grandes parties de son étendue, surtout pendant les étés chauds. De même, la banquise de l'Antarctique occidental, dont la plupart reposent sur le substrat sous le niveau de la mer, est considérée comme très vulnérable à l'effondrement rapide par des processus tels que l'instabilité des calottes de glace marines.

L'étude de la formation, de la dynamique et de l'effondrement des nappes glaciaires au cours des derniers cycles glaciaires fournit des leçons précieuses pour prédire les trajectoires futures de ces composantes critiques du système climatique terrestre, en soulignant l'urgence de surveiller et d'atténuer les impacts anthropiques du climat.