par Brigitte Van Vliet-Lanoë, dir. Emérite CNRS

THE AVATARS OF THE ARCTIC ICE PACK AND SOLAR ACTIVITY
(ENGLISH VERSION)

Depuis les années 1990, un vent de panique a été suscité par le GIEC, nous menaçant d’un réchauffement cataclysmique de l’océan Arctique, avec son impact sur le climat via la disparition de la banquise. Le GIEC se base sur une faible variabilité de l’irradiance solaire totale (PMOD, ΔTSI≈ 0,1 W m^–²/siècle) supposant que le forçage solaire ne contribue que pour 0,05 W m^–² depuis 1850, reléguant le soleil à un rôle mineur (Soon et al. 2024).

La principale raison de la fonte estivale des glaces et de la neige en été est la présence du soleil, donc de ses diverses contributions énergétiques : rayonnement, vent solaire et champ magnétique arrivant au sol et en surface de l’océan. Il est important de noter que la saison de fonte commence lorsque la température dépasse -5˚C. Or, le cycle annuel de la banquise arctique dépend clairement de l’évolution de l’insolation au cours de l’année et donc de notre position dans le cycle solaire à 11 ans (Schwabe) en cours (Figure 1).  Lorsque les premiers rayons du soleil atteignent la lisière de la banquise après l’hiver, la fonte de la glace commence, d’abord lentement, puis plus rapidement, jusqu’à ce que l’extension minimale de la glace de mer soit atteinte de fin août à début septembre, lorsque les nuits froides redémarrent le cycle de congélation. En fin d’hiver, son épaisseur peut atteindre 1,5 à 2 mètres, avec éventuellement une couche de neige superficielle (30 à 50 cm en Arctique). L‘action de la banquise débute déjà en contextes tempérés froids, et peut, de ce fait, avoir été active très tôt au cours du Cénozoïque. Il existe une banquise pérenne qui consiste en glace vieille de plusieurs années et dont l’épaisseur peut atteindre 5 m (hors ride de pression) et une banquise annuelle, d’épaisseur et de durée de vie variable selon le contexte, polaire ou régional. La flottabilité de la banquise est due à la différence de densité entre la glace et celle de l’eau, particulièrement si elle est salée : la glace, moins dense, subit la poussée d’Archimède et de ce fait ne contribue pas au relèvement du niveau marin.

En plus du facteur insolation directe, la couverture de glace est également modifiée par l’afflux d’eau tiède de la Dérive Nord Atlantique qui réchauffe l’atmosphère de l’Arctique, dans le prolongement nord du Gulf Stream. Celle-ci a été stockée en surface de l’océan intertropical lors des périodes de forte activité solaire (Van Vliet-Lanoe 2024 SCE), chaleur qui est arrivée fin 2024 dans l’hémisphère N via la circulation thermohaline.  

Donc, deux facteurs principaux se superposent actuellement pour comprendre l’extension de la banquise : l’avancement du cycle solaire 25, avec un premier maximum exceptionnel en 2023 (SCE, 2024) et un second, fin 2024 (Figure 1 A).  Le mécanisme qui transfère les signaux planétaires et lunaires pour les changements d’extension de la banquise semble surtout le vent solaire, lequel fournit un bouclier magnétique à la Terre en plus de perturbations géomagnétiques (Solenheim et al., 2020). L’augmentation du vent solaire produit une pression qui décélère la rotation de la Terre et accélère par contre les alizés sous les tropiques. Il transfère également de l’énergie électrique au courant annulaire dans la magnétosphère terrestre. Ce courant, magnétisant, accélère la rotation du noyau solide de la Terre. Pour conserver le moment angulaire, le manteau externe fluide de la Terre tourne plus lentement, avec un retard d’environ 100 ans. En outre, les tempêtes géomagnétiques, déclenchées par les éjections de masse coronale (CME), pénètrent profondément dans l’atmosphère terrestre et modifient la configuration de la pression dans l’Arctique. Cet effet est sensible lors des minima solaires, car le bouclier magnétique est alors réduit et le rayonnement sortant plus important., l’Arctique peut alors connaître un rafraichissement local.

La transition vers un minimum solaire potentiellement profond et long,  au cours du siècle actuel devrait amener un refroidissement modeste de l’Arctique et une ré-extension vers le sud de la banquise.

La glace de mer de l’hiver 2024-2025 (Figure 2A) a persisté dans la majeure partie de l’Arctique mais avec un retard dans la zone réchauffée par la dérive Nord-Atlantique (prolongement du Gulfstream ou NAC), la côte ouest du Spitzberg et la Mer de Barents jusqu’à la Nouvelle Zemble (Figure 3). Le golfe du Saint-Laurent est resté pratiquement libre de glace et la glace en Mer d’Okhotsk a été nettement réduite. Seule la mer du Groenland orientale a eu une étendue proche de la moyenne pendant l’hiver. L’étendue de la glace de la mer de Béring a vu cependant sa croissance s’accélérer de fin février à fin mars pour atteindre une valeur proche de la moyenne 1981-2010 et s’étendre tardivement. Le cas le plus flagrant est l’augmentation progressive de la banquise autour du Spitzberg depuis le mois de décembre après le passage du second maximum solaire du cycle 25, fin 2024. Cette situation explique partiellement le décalage observé de circulations de dépressions cycloniques sur la zone comprise entre 35° et 42° N, accompagné par de fortes précipitations induites par le réchauffement localisé de l’océan intertropical depuis le premier pic d’activité solaire de 2023. Ceci confirme que le forçage primaire de l’extension de la banquise et de tout ce qui en découle est sous contrôle de l’apport énergétique solaire. L’évolution du champ magnétique polaire solaire tout au long d’un cycle de taches solaires permet dans une certaine mesure, de prédire l’ampleur du prochain cycle et l’intensité du pic du cycle actuel.

La banquise se forme en surface de l’océan durant l’hiver, lorsque la température de l’eau de mer descend en dessous de -1,8 °C en fonction de sa salinité et que la mer gèle. En fin d’hiver, l’épaisseur de glace peut atteindre 1,5 à 2 mètres, avec en supplément une couche de neige superficielle (30 à 50 cm en Arctique). Il existe une banquise pérenne qui consiste en glace vieille de plusieurs années et dont l’épaisseur peut atteindre 5 m (hors ride de pression) et une banquise annuelle, d’épaisseur et de durée de vie variable selon le contexte, polaire ou régional. La banquise annuelle est qualifiée de glace jeune. La banquise pérenne voit sa couleur changer avec l’âge et est souvent qualifiée de vielle glace. Les cristaux de glace forment une soupe, le frasil, qui finira par prendre en masse. C’est la glace jeune. La congélation se poursuit sous l’interface déjà gelée. Il est important de noter que lors de sa cristallisation, elle expulse ou exclu une saumure froide, qui modifiera la température et la densité des eaux sous-jacentes. Ces dernières plongent vers le fond océanique. La banquise joue donc un rôle important dans la circulation océanique et le climat de la planète.

L’épaississement de la glace se poursuivra pratiquement chaque hiver. Les différentes glaces vont évoluer avec le temps, en se recristallisant en raison de la persistance d’un film liquide capillaire entre les cristaux, remontant du liquide sous-jacent. À l’opposé, lorsque la neige superficielle fond, l’eau douce s’infiltre au travers de la banquise et recristallise à sa base ;on peut donc trouver de la glace récente sous une banquise ancienne.

Ce phénomène d’exclusion se produit en grand lors de la formation de la banquise. Lorsqu’une couche d’eau de mer se refroidit jusqu’à son point de congélation, sa densité croît de ce fait et elle coule vers le fond, ramenant des eaux moins salées en surface. Le point de congélation se situe à une concentration en sels inférieure à celle de l’eau de mer, souvent vers -2 °C . La glace de mer contient d’autant plus de sels exclus que la vitesse de gel est élevée et la mer agitée.

En été, les eaux polaires sont relativement «chaudes» à +2 ou +3°C. Donc, lorsque la banquise se disloque ou présente une ouverture, appelée polynie, elles absorbent un rayonnement incident, relativement faible étant donné l’obliquité de l’ensoleillement en zone polaire. La réémission de chaleur va donc surtout se faire sous forme de vaporisation étant donné la tension très basse de la vapeur d’eau à basse température. Une des conséquences est la présence de nuages très bas ou de nappe de brouillard sur les eaux libres de glace et un albédo élevé, malgré la disparition de la glace, limitant le réchauffement direct de l’eau de mer affleurante.

Implications biologiques

Dans l’Atlantique Nord, les effets de l’expansion de la banquise vers le Sud auront des conséquences notables sur la bioproduction océanique à partir de 2040 environ selon les modèles, si le réchauffement se perpétue, ce qui est loin d’être certain. La morue qui avait disparu des Îles Loftoten dans les années 1980 (Cruickshank ,1985) y est réapparue régionalement après l’hiver 2012-2013.  La glace dérivante a probalement déjà disparu au cours du début holocène lors du maximum d’insolation (Gersonde  and de Vernal  2013 ; Detlef et al. 2023).

Les écosystèmes marins de l’Arctique ont subi des reconfigurations notables en réponse aux changements climatiques et environnementaux de l’Holocène (Schreiber et al. 2025). Une étroite corrélation existe entre les traces de mammifères marins dans les sédiments atlantiques et le déglacement (banquise) de l’océan en haut Arctique au début de l’Holocène.  La température de l’air et les changements dans la couverture de glace de mer sont des moteurs importants du changement des communautés marines au fil du temps. Au cours de l’Holocène (8000 BP), période où le climat est nettement plus chaud qu’aujourd’hui, des déplacements vers le nord de la répartition des espèces de mammifères marins tempérées et du bas-arctique est associé à une déglaciation estivale complète de l’Atlantique Nord. Des changements océanographiques majeurs se sont récemment propagés à travers plusieurs niveaux trophiques dans les zones côtières du sud-est du Groenland  Heide‐Jørgensen, et al., 2023). La quantité de glace dérivante exportée du détroit de Fram et transportée par le courant Est-Groenlandais a considérablement diminué au cours des deux dernières décennies, et la glace de mer estivale a pratiquement disparu depuis 2003. La période de 20 ans suivante, avec peu ou pas de glace de mer côtière, est unique dans les 200 années d’observation des glaces dans la région, et le changement de régime est également évident dans le volume de glace exporté par le détroit de Fram depuis 2013. Au cours de la même période, la température du courant Est Groenlandais (le plus froid) au sud de 73,5° N  a augmenté considérablement (> 2 °C) depuis 1980. D’autre part, le courant tiède d’Irminger, qui amène de l’eau saline et chaude du GulfStream au NE de l’Islande est devenu plus chaud depuis 1990 avec un afflux d’eaux tièdes véhiculant des espèces boréales au sud et du capelan subarctique et des cétacés plus au nord comme lors de presque tous les évènements Dansgaard-Oeschger.

La banquise agit comme un isolant entre l’océan et l’atmosphère. Elle réfléchit environ 60% du rayonnement entre 0,4 et 0,8 μm. En Arctique, 70 % de l’irradiance solaire reçue s’effectue dans la gamme 0,4-0,9 μm, 14% entre 0,9-1,1 μm et le reste surtout entre 1,1 et 1,4 μm. En raison de sa température encore légèrement négative en été, la glace absorbe et réfléchit surtout le rayonnement incident. En hiver, elle est surtout émettrice d’IR (infra-rouges), mais en très faible proportion étant donné les températures très négatives (<-20°C).

La banquise est également transparente pour les UV et la lumière visible : au printemps, une flore algaire photosynthétique se développe à sa base, la teintant en brun et, donc diminuant son albédo. L’extension estivale de la banquise est donc inversement gérée par l’insolation, notamment en période à forte obliquité de l’axe de rotation de la Terre (fin d’interglaciaire) et en connexion avec l’excentricité de l’orbite terrestre. Lorsque la neige couvre la glace, l’albédo de la banquise est quasiment identique à celui de la neige fraîche. Par sa présence, elle limite l’évaporation de l’océan et donc l’apport calorique océanique et l’apport en précipitation pour la période hivernale. D’autre part, elle émet un rayonnement IR et favorise régionalement un refroidissement important de l’atmosphère sus-jacente : l’océan libre de glace absorbe 90 % de l’énergie incidente, alors que la banquise sans neige en réfléchit déjà 70 %

Son premier rôle est donc une protection thermique : en hiver arctique, la température au-dessus de la banquise atteint généralement les -30 °C, voire encore moins ; en revanche, la température de l’eau de mer à sa base n’est que de -2 °C. D’autre part, de nombreux micro-organismes colonisent la banquise sensu-stricto – en surface,- dans la zone inférieure de l’accumulation en glace, ou encore – dans les mares de fonte superficielles estivales. Il s’agit de diatomées, de dinoflagellés, et de cyanobactéries. Leur accumulation colore les vieilles glaces et diminue leur albédo. La banquise est également translucide et permet, lorsqu’elle n’est pas trop épaisse (glace annuelle), une photosynthèse planctonique sous sa base. Au printemps, bien avant le dégel, les eaux enrichies en sels minéraux par le processus d’exclusion lors de la cristallisation de la glace et par les premières eaux de fonte continentales, riches en fer ferreux, phosphate, nitrates et silice, voient l’apparition d’une vie grouillante juste sous la banquise à proximité de la présence d’eaux libres de glace : le « ice edge spring bloom ». Cette « explosion » biologique explique sans problème la richesse des biotopes pélagiques et côtiers arctiques alimentés à la fois par la lumière solaire et les sels exclus par la cristallisation en glace de l’eau de mer. En été cette bioproductivité se déplace vers les eaux libres de glace et présente un pic lorsque le jour devient continu.

Les diatomées produisent en plus des traceurs moléculaires organiques spécifiques, les IP25, qui permettent de reconstituer l’extension de la banquise dans les sédiments marins, au-delà de celles des sources historiques.

L’arrachage par la banquise sur les estrans permet la migration de certaines espèces sur la zone littorale en dehors de leur aire géographique normale. C’est le cas de l’herbe Spartine sur la côte est du Canada. La banquise et la dérive d’icebergs permettent également la migration sporadique d’espèces animales, médiocres nageuses, comme le renard polaire ou les mustélidés. Ainsi, lors de l’Holocène, avant l’arrivée des Vikings, le seul mammifère non marin connu en Islande était le renard polaire, alors que, lors du Dernier Interglaciaire, des traces de mustélidés y ont été fossilisées. Néanmoins, il semblerait que l’Homme du Paléolithique supérieur ait atteint le premier l’Amérique du Nord en suivant le bord giboyeux de banquise.

À l’opposé de ces actions mécaniques, les glaces flottantes et surtout le pied de glace protègent efficacement les littoraux contre l’impact des vagues de tempête, des courants et des agents biologiques durant une bonne partie de l’année. Dans les régions arctiques, les glaces entravent l’action des vagues et des courants durant 8 à 11 mois. La hauteur des vagues est souvent limitée et les périodes à houle efficace sont peu fréquentes dans les mers arctiques. En Atlantique Nord, là où les dépressions cycloniques peuvent remonter en hiver, le rôle des tempêtes est très important : la mer de Barents est grâce à l’arrivée du NAC peut-être la moins froide des mers arctiques, mais c’est également la plus agitée (Loset et al., 1999). La remontée des tempêtes sur l’Arctique est mécaniquement plus efficace qu’une remontée du niveau marin pour expliquer les plages perchées (hors glacio-isostasie), le recul des côtes et la fonte du permafrost côtier (Van Vliet-Lanoe et al., 2014). A Shismaref, sur la côte Nord-Ouest de l’Alaska, la remontée des tempêtes cycloniques fait disparaître précocement le pied de glace, permettant l’érosion d’une flèche littorale formée vers 1000 AD (voir USGS).

La banquise et la circulation thermohaline : le pacemaker indirect de notre climat

La Circulation Thermohaline (THC) est superficielle et gérée par trois facteurs principaux : l’évaporation en zone intertropicale et en Méditerranée, un refroidissement superficiel des eaux salées à l’approche des pôles, la formation de saumure par exclusion de sels sous les banquises arctiques et antarctiques. Ces facteurs se combinent avec le réchauffement des eaux superficielles et une évaporation dans la zone intertropicale, contrôlés directement par l’insolation. Ce réchauffement par les UV solaires affecte les 200 mètres superficiels de l’océan. C’est dans cette zone intertropicale que sont d’ailleurs observées les teneurs en vapeur d’eau atmosphérique les plus élevées (cf 2023, le premier maximum du cycle solaire 25).

L’eau sursalée et alourdie par l’exclusion des sels lors de la cristallisation de la banquise s’accumule au fond des océans ou elle circule en complément de son pendant superficiel, la circulation océanique profonde ou « North Atlantic Deep Water » (NADW).  Plus l’eau superficielle arrivant en Arctique est riche en sels, plus la formation d’eau profonde est facilitée. Ce phénomène s’accentue en période d’activité solaire importante, en même temps que l’évaporation augmente en zone intertropicale, et en Méditerranée. Sa richesse en sels dissous génère une fertilité, lorsqu’elle remonte en surface pour former un upwelling grâce à l’action des vents et des courants marins de surface.

L’eau dessalée par cristallisation et la fonte estivale constituent une strate superficielle légère qui flotte en surface de l’océan et va générer la stratification des eaux à hautes latitudes. Elle repoussera à plus basse latitude la zone de plongement des saumures froides sous jacente et la circulation se ralentit, défléchie vers l’Est en période de refroidissement par la force de Coriolis. La zone arctique, privée d’apport d’eaux chaudes superficielles, va commencer à se refroidir et une banquise de dessalure pourra se former à nouveau, augmentant l’albédo et réaccélérant la circulation thermohaline. Certains événements climatiques, comme les réchauffements Dansgaard-Oeschger (DO), pourront être contrôlés par de telles rétroactions.

La fonte de la banquise est donc, en plus du soleil direct, surtout occasionnée par l’arrivée d’eau «chaudes » superficielles ramenées par NAC et la remontée de tempêtes (remontée du front polaire) qui la disloque. Ceci explique la fonte exceptionnelle de la banquise arctique en 2007, soit 10 ans après le super Nino de 1997-98. L’activité du gyre arctique explique le reste : lors que le courant prend de la puissance, en contexte d’oscillation arctique positive (AO positive), il expulse comme une centrifugeuse la vielle glace, pluriannuelle, épaisse et appauvrie en sels le long de la côte est du Groenland. La glace annuelle étant plus mince (< 2 m), elle fond beaucoup plus facilement.

En contrepartie, les eaux véhiculées par le Gulf Stream dans l’Atlantique Nord réchauffées par l’activité solaire contribuent au NAC qui le prolonge, avec d’un apport énergétique, plus important en été sur l’Arctique (nuit polaire en hiver). Cet effet ensuite peut être contrebalancé en surface de l’océan, notamment le long de la côte est du Groenland par des apports d’eaux douces liées à la fonte des glaciers et du pergélisol, mais également, comme c’est le cas depuis une quinzaine d’années par la fonte de la très vieille banquise, expulsée de l’Océan Arctique par le fonctionnement du gyre polaire N.

Lorsque la zone dessalée ou de fonte d’iceberg s’étendent trop vers le sud, ces masses d’eau douce contrecarrent le mécanisme initial de la circulation thermohaline qui ne disparaîtra pas, mais ralentit très fortement et son activité plus limitée en termes d’extension en latitudes. Ceci s’explique très bien par la nature des courants, non pas constitué par un « fleuve tranquille » en surface de l’océan mais bien, par une série de tourbillons, dont la propagation globale est lente. Lors du dernier maximum Glaciaire, le plongement était pour l’Atlantique nord situé au NO de l’Irlande.

Ce mécanisme de dessalure superficielle limite pour nos régions, la remontée en latitude du courant chaud du Gulf Stream, et périodiquement un refroidissement marqué du climat.  Mais étant donné la permanence de la force de Coriolis, la THC ne s’est jamais et ne s’arrêtera jamais dans le contexte actuel de répartition des masses continentales.

Insolation, climat et banquise

Au cours des périodes d’entrées en glaciation du Quaternaire, les tempêtes se sont développées entre 40 et 70°N avec un océan intertropical encore chaud, en contraste avec un refroidissement marqué de l’Arctique. Les calottes glaciaires de l’Atlantique Nord ont souffert d’un manque de précipitations au début des stades (froids) en raison d’une aridité due à l’extension saisonnière de la banquise. La baisse retardée du niveau marin est la conséquence d’un stockage de glace dans le pergélisol et la banquise, ce qui a entraîné une diminution des valeurs de δ¹⁸O dans l’eau de mer (δ¹⁸Osw) et limité le développement des calottes glaciaires (Van Vliet-Lanoë et al. 2024).

Les grandes calottes glaciaires le long de l’Atlantique Nord (Laurentide ou LIS ; Scandinavie ou SIS) se sont progressivement étendues surtout à partir du stade isotopique 4 (MIS 4 ; 75-70 ka BP) à la suite d’une reprise de l’évaporation et des précipitations estivales (neige) associée à la restauration cyclique de la circulation thermohaline lors des événements Dansgaard-Oechger (DO), en alternance avec l’extension de la glace de mer pluriannuelle (Wary et al. 2017). Vers 40-25 ka BP, ce sont les plateformes de glaces qui fondent en premiers, déstabilisant les bords de calotte, parfois en association des remontées apparentes rapides du niveau marin (10 à 20 m). Cela a conduit à un NAC, déstabilisé à plusieurs reprises, remontant vers le détroit de Fram en été ou sous la banquise arctique en hiver. Le stockage glaciaire précoce s’est réduit au début des réchauffements DO, caractérisés par conditions climatiques proches de celles d’aujourd’hui. 

Un paradoxe apparent est que le réchauffement actuel, enregistré dans la strate d’eau atlantique présente sous la banquise arctique est devenu perceptible depuis le début des années 1990, alors que l’amincissement important de la glace s’est produit avant, notamment depuis l’insolation élevée de 1930-1945 (cycles solaires 17-18). Ceci suggère que l’extension de la banquise arctique est plus complexe qu’on ne le pense (Mörner et al., 2020), un mécanisme de type DO, caractérisé par l’arrivée en Arctique d’un NAC réchauffé par une insolation accrue en zone intertropicale comme en 2023, déjà évoqué par de nombreux chercheurs depuis les années 1990, n’en déplaise au GIEC.

Si nous regardons à plus longue échéance, le processus qui a conduit à la formation de calottes glaciaires et des plates-formes glaciaires en cours de croissance au MIS 4 (75-70 ka BP), principalement aux hautes latitudes de l’HN (Kukla et Gavin, 2004), période au cours de laquelle le rôle des précipitations a été nettement plus important en relation avec une obliquité orbitale marquée (Ruddiman et MacIntyre, 1981). Au cours de la dernière glaciation), la surface de la glace de mer annuelle a connu une rétraction soudaine lors de la construction rapide des vraies calottes glaciaires au MIS 4 (Maffezzoli et al., 2019). La calotte nord-américaine (LIS) est apparue dans au Nord du Canada, à partir de 119 ka BP, mais son extension vers le sud a été retardée jusqu’au 75 ka (Stokes et al. 2012), parce que la présence d’une banquise persistante a réduit les précipitations le long de l’Atlantique du Nord-Ouest. Cet événement correspond au véritable début de la baisse du niveau marin, à l’extension maximale de la glace de mer pluriannuelle et du permafrost riche en glace (Van Vliet-Lanoë et al., 2024). A partir de 58 ka (Wary et al., 2017), les réchauffements DO ont été responsables de réactivations pulsées du NAC, en particulier en été (Polyakov et al., 2017, Ezat et al 2014), ce qui a fourni de l’humidité nécessaire à la croissance de la calotte scandinave (SIS). L’étendue maximale de la banquise pluriannuelle est atteinte après le LGM (de  27 à 15 ka, avec la remontée de l’insolation à partir de 17 ka( Waelbroeck et al., 2014).

CONCLUSION

La glace dérivante hivernale s’est répandue dans l‘NH au Pléistocène supérieur, au sud d’une limite potentielle de la banquise comprise entre celle du MIS 4 et le LGM, allant jusqu’à l’Espagne et peut-être Gibraltar au cours du LGM  pour les glaces dérivantes (de Vernal et al., 2006 ; Gersonde et de Vernal, 2013). Dans le nord, les épisodes DO le long de la trajectoire du NAC (Wary et al., 2017) ont permis la formation estivale de quelques grandes polynies (zones sans glaces) au sein d’une banquise pluriannuelle. Cela a rétabli les précipitations et permis le développement estival  tardif de la calotte scandinave. La lisière sud de la glace de mer au LGM était probablement contrainte par un Gulf Stream rétracté autour de 40° N (vers la Caroline du N), qui a perduré tout au long de la dernière glaciation (Ezat, et al., 2014). Le Gulf Stream n’a probablement jamais coulé aux latitudes inférieures en réponse à des vents alizés plus fpuissants au LGM (forçages solaire et orbital). Par conséquent, seuls les icebergs et la glace dérivante traversaient l’océan vers Gibraltar à cette époque. La glace côtière s’est développée en hiver le long des côtes libres de glace de l’Europe occidentale jusqu’à la Bretagne au sud dès les premiers refroidissements du Dernier interglaciaire (119- 116 ka ; Van Vliet-Lanoë et al., 2024).

Références

Cruickshank A.1985 La pêche à la morue frayante des îles Lofoten , Norois 127 pp. 413-428

Detlef, H., O’Regan, M., Stranne, C. et al. 2023 Seasonal sea-ice in the Arctic’s last ice area during the Early Holocene. Commun Earth Environ 4, 86 (2023). https://doi.org/10.1038/s43247-023-00720-w

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

Gersonde, R., and de Vernal, A., 2013. Reconstruction of past sea-ice extent. PAGES News, 21(1), 30-–31  hdl:10013/epic.41411

Heide‐Jørgensen, M. P., Chambault, P., Jansen, T., Gjelstrup, C. V., Rosing‐Asvid, A., Macrander, A., … & MacKenzie, B. R. (2023). A regime shift in the Southeast Greenland marine ecosystem. Global Change Biology, 29(3), 668-68  https://doi.org/10.1111/gcb.16494

Jensen, M. F., Nummelin, A., Nielsen, S.B. et al.., 2018. A spatiotemporal reconstruction of sea-surface temperatures in the North Atlantic during Dansgaard-–Oeschger events 5-–8. Climate of the Past, 14(6), 901-–922. https://doi.org/doi:10.5194/cp-14-901-2018

Løset S, Shkhinek K, Gudmestad O.T et al. 1999, Comparison of the physical environment of some Arctic seas, Cold Regions Science and Technology, 29, 3,  201-214, https://doi.org/10.1016/S0165-232X(99)00031-2

Maffezzoli, N., Vallelonga, P., Edwards, R, et al., 2019. A 120 000-year record of sea-ice in the North Atlantic? Climate of the Past, 15, 2031–2051. doi.org/doi:10.5194/cp-15-2031-2019

Mörner, N.A., Solheim, J.-E., Humlum, O. and Falk-Petersen, S. (2020) Changes in Barents Sea Ice Edge Positions in the Last 440 Years: A Review of Possible Driving Forces. International Journal of Astronomy and Astrophysics, 10, 97-164.https://doi.org/10.4236/ijaa.2020.102008

Polyakov, I.V.; Pnyushkov, A.V.; Alkire, M.B.; Ashik, I.M.; Baumann, T.M.; Carmack, E.C.; Goszczko, I.; Guthrie, J.; Ivanov, V.V.; Kanzow, T., and Krishfield, R., 2017. Greater role for Atlantic inflows on sea-ice loss in the Eurasian Basin of the Arctic Ocean. Science, 356, 285–291. doi: doi:10.1126/science.aai8204

Potter, E.K., and Lambeck, K., 2004. Reconciliation of observations in the Western North Atlantic during the last glacial cycle. Earth and Planetary Sciences Reviews, 217, 171–181. https://doi.org/doi:10.1016/S0012-821X(03)00587-9

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

Ruddiman ,W.F., and McIntyre, A., 1981. The North Atlantic Ocean during the last deglaciation, Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology,  35, 145-214, https://doi.org/10.1016/0031-0182(81)90097-3.

Schreiber, L., Ribeiro, S., Jackson, R. et al. 2025. Holocene shifts in marine mammal distributions around Northern Greenland revealed by sedimentary ancient DNA. Nat Commun 16, 4543 (2025). https://doi.org/10.1038/s41467-025-59731-0

Solheim, J. , Falk-Petersen, S. , Humlum, O. and Mörner, N. 2021 Changes in Barents Sea Ice Edge Positions in the Last 442 Years. Part 2: Sun, Moon and Planets. International Journal of Astronomy and Astrophysics, 11, 279-341. doi: 10.4236/ijaa.2021.112015.

Soon, W., Connolly, R., Connolly, M.,  et al. 2023. La détection et l’attribution du réchauffement de la surface terrestre de l’hémisphère nord (1850-2018) en termes de facteurs humains et naturels : Challenges of inadequate data. Climate, 11(9), 179. https://doi.org/10.3390/cli11090179

Soriot, C., Vancoppenolle, M., Prigent, C. et al., 2024 Winter arctic sea ice volume decline: uncertainties reduced using passive microwave-based sea ice thickness. Sci Rep 14, 21000 (2024). https://doi.org/10.1038/s41598-024-70136-9

Stein, R., Fahl, K., Gierz, P.,Niessen, F., and Lohmann, G., 2017. Arctic Ocean sea-ice cover during the penultimate glacial and the last interglacial. Nature Communications, 8, 373. doi.org/doi:10.1038/s41467-017-00552-1

Stokes, C.R.; Tarasov, L., and Dyke, A.S., 2012. Dynamics of the North American ice sheet complex Ice Sheet Complex during its inception and build-up to the Last Glacial Maximum. Quaternary Science Reviews, 50:, 86-–104.

Van Vliet-Lanoe B., Penaud A., Henaff A. ,et al.. 2014  Middle to late Holocene storminess in Brittany (NW France). Part II: The Chronology of Events and Climate Forcing. The Holocene 24: 434-453.

Van Vliet-Lanoë; B., Andrieu;V., Cliquet, D.,2024. Sea ice and the Middle to Recent Quaternary: Marine highstands in Western Europe. J.Coastal Res. 40 (3): 445–473.   https://doi.org/10.2112/JCOASTRES-D-23-00064.1

Van Vliet-Lanoë B., 2024. Le soleil, l’océan, et le CO2 : une approche objective de la contribution énergétique solaire https://www.science-climat-energie.be/2024/12/27/le-soleil-locean-et-le-cosub2-sub-une-approche-objective-de-la-contribution-energetique-solaire/

Van Vliet-Lanoë B. 2014   Environnements Froids. Vuibert , 416p   Paris.

Waelbroeck, C.,Kiefer, T., Dokken, T, Chen, M.T, Spero, H.J., Jung, S. Weinelt, M., Kucera, M, Paul, A., and Members, M.P., 2014. Constraints on surface seawater oxygen isotope change between the last glacial maximum Last Glacial Maximum and the Late late Holocene. Quaternary Sciences Reviews, 105, 102-–111

Wary, M., Eynaud, F., Swingedouw, D., et al. 2017. Regional seesaw between the North Atlantic and Nordic Seas seas during the last glacial abrupt climate events. Climate of the Past, 13, 729–739. doi.org/doi:10.5194/cp-13-729-2017.