Author： England John H Atkinson Nigel Dyke Arthur S Evans David J. Zreda Marek
Publisher： NRC Research Press
ISSN： 1480-3313
Source： Canadian Journal of Earth Sciences, Vol.41, Iss.1, 2004-01, pp. : 39-61
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Abstract
During the Late Wisconsinan, a precursor of the Prince of Wales Icefield, southern Ellesmere Island, formed a prodigious ice divide of the Innuitian Ice Sheet. Initial buildup occurred after 19 ka BP, when the icefield advanced west (inland) across Makinson Inlet from margins similar to present. Subsequent reversal of flow to the east required ice divide migration to the west onto a plateau that is largely ice-free today. From this divide, a trunk glacier flowed eastward through Makinson Inlet to join the Smith Sound Ice Stream en route to nothern Baffin Bay. Westward flow from this divide filled Baumann Fiord, depositing a granite dispersal train that extends a further 600 km across the archipelago to the polar continental shelf. Deglaciation of most of Makinson Inlet occurred catastrophically at ~9.3 ka BP, forming a calving bay that thinned the Innuitian divide, thereby triggering deglaciation of most of Baumann Fiord by 8.5 ka BP. Ninety 14C dates on Holocene shells and driftwood constrain deglacial isochrones and postglacial emergence curves on opposite sides of the former Innuitian divide. Isobases drawn on the 8 ka BP shoreline rise northwest towards Eureka Sound, the axis of maximum former ice thickness. Ice margins on Ellesmere Island were similar to present from ~50–19 ka BP (spanning marine isotope stages 3 and 2). However, significant regional variation in ice extent during this interval is recorded by ice rafting from the Laurentide Ice Sheet into Baffin Bay. Later buildup of the Innuitian Ice Sheet occurred during the low global sea level that defines the last glacial maximum (18 ka BP). We also suggest that the Innuitian Ice Sheet was influenced by the buttressing and subsequent removal of the Greenland Ice Sheet along eastern Ellesmere Island.Au cours du Wisconsinien tardif, un précurseur du champ de glace Prince de Galles, île d'Ellesmere Sud, a formé un gigantesque partage glaciaire de l'inlandsis innuitien. L'accumulation initiale a eu lieu plus tard que 19 ka avant notre ère, lorsque les champs de glace ont avancé vers l'ouest (vers l'intérieur des terres), par-dessus le passage de Makinson, à partir de bordures semblables à celles du présent. Un renversement subséquent de l'écoulement vers l'est a poussé la migration de la ligne de partage glaciaire vers l'ouest, sur un plateau généralement libre de glace de nos jours. De cette ligne de partage glaciaire, un glacier principal s'écoulait vers l'est par le passage de Makinson pour rejoindre le courant glaciaire du détroit de Smith se dirigeant vers la baie de Baffin Nord. L'écoulement vers l'ouest à partir de cette ligne de partage glaciaire a rempli le fjord de Baumann, déposant une traînée de blocs glaciaires de granite qui s'étend sur plus de 600 km à travers l'archipel jusqu'à la plate-forme continentale polaire. La déglaciation de la plus grande partie du passage de Makinson a eu lieu de façon catastrophique vers ~9,3 ka avant le présent, formant une baie de vêlage qui a aminci la ligne de partage glaciaire innuitienne, déclenchant ainsi la déglaciation de la plus grande partie du fjord de Baumann vers 8,5 ka avant le présent. Quatre-vingt-dix datations au 14C sur des coquillages holocènes et du bois de grève limitent les courbes isochrones de déglaciation et de l'émergence post-glaciaire de part et d'autre de l'ancienne ligne de partage innuitienne. Les isobases tracées sur le rivage de 8 ka avant le présent s'élèvent au nord-ouest, vers le détroit d'Eureka, l'axe de l'épaisseur maximale antérieure de la glace. Les limites glaciaires sur l'île d'Ellesmere de ~50–19 ka avant le présent (chevauchant les étapes 3 et 2 des isotopes marins) étaient semblables aux limites actuelles. Toutefois, des variations régionales importantes dans l'étendue de la glace durant cet intervalle sont enregistrées par le transport de la glace de l'inlandsis laurentidien dans la baie de Baffin. Une croissance tardive de l'inlandsis innuitien a eu lieu au cours du bas niveau global de la mer qui définit le dernier maximum glaciaire (18 ka avant le présent). Nous suggérons aussi que l'inlandsis innuitien ait été influencé par les contreforts de l'inlandsis du Groenland le long de l'île d'Ellesmere Est et de son retrait subséquent.[Traduit par la Rédaction]
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