Brigitte Van Vliet-Lanoë, Directeur de recherche CNRS, 
Emérite, Brest, France
et
Alain Préat, Prof. Emérite, Université Libre de Bruxelles

Fil conducteur : L’Antarctique a une histoire géologique longue et complexe, marquée à l’Ouest par une activité volcano-magmatique importante à l’origine de gradients géothermiques régionaux modérés à élevés. Par sa position au pôle Sud, ce continent a été isolé thermiquement par l’océan Antarctique et reste glacé depuis 15 Ma (millions d’années). Il en résulte aujourd’hui des effets importants à la fois sur la dynamique glaciaire et sous-glaciaire mais, également, sur les morphologies du continent. Les conditions climatiques qui en découlent permettent aux phénomènes atmosphériques (dépressions cycloniques et gyres marins) et gravitaires (vents catabatiques et force de Coriolis) de contrôler l’évolution des températures superficielles et marines. Ces dernières sont régionales et le réchauffement est limité à sa partie occidentale pour des raisons météorologiques, océaniques et géothermiques. Un CO₂ régionalement bas (380 ppm !) n’est pas responsable de la fonte de la plus grande calotte glaciaire au monde.

1. INTRODUCTION

Dans le contexte géopolitique actuel le GIEC attribue le réchauffement de notre planète à l’activité anthropique. Or la calotte Antarctique est considérée comme la réserve de glace la plus importante du monde susceptible de relever le niveau marin de 58 m. Le réchauffement anthropique est ainsi à la base d’un alarmisme récurrent.  Mais est-ce bien justifié ?

L’Antarctique fait effectivement l’objet d’une attention de tous les jours dans les médias qui en rapportent presque exclusivement des informations catastrophiques. Il est bon de rappeler ici que l’évolution climatique de ce continent n’est expliquée que par deux hypothèses : la tectonique et le CO₂, ce dernier étant aujourd’hui invoqué pour expliquer, la fonte des glaces à la suite de son augmentation dans l’atmosphère. Raisonnement qui fait appel (à nouveau) à l’hypothèse de l’effet de serre (voir ici). Qu’en est-il réellement ? Et quid de la fonte des glaces antarctiques ? Deux autres candidats agissent de concert et ne sont quasiment jamais mentionnés : le soleil via l’océan et le volcanisme sous-glaciaire.

Avant 2012, la calotte glaciaire antarctique perdait en moyenne 76 milliards de tonnes de glace par an induisant une élévation du niveau marin mondial de 0,2 mm/an) selon les modèles (Figure 1). Entre 2012 et 2017, le continent perdrait 0,6 mm/an, toujours selon les modèles. Ainsi, l’Antarctique serait responsable d’environ un tiers de l’accélération actuelle de l’élévation du niveau de la mer (Chuter et al., 2022).

Figure 1. Contribution de la perte de glace de l’Antarctique à l’élévation du niveau marin global.  Crédit : IMBIE/Planetary Visions.

Rignot et al. (2013), Chuter et al. (2022), puis Frazer et al. (2023) et Naughten et al. (2023) ont ainsi attribué l’accélération de la fonte de la calotte occidentale en face de la mer d’Amundsen au changement climatique d’origine anthropique. Or les teneurs en CO2 issues des données satellitaires de l’hémisphère Sud sont bien trop faibles pour permettre un éventuel effet de serre conséquent (Figure 2).

Figure 2. Evolution de la teneur atmosphérique en CO₂, d’après les données satellitaires de 2000 à 2016. https://www.youtube.com/watch?v=j1ehcjjDPy8&ab_channel=CarbonTracker.

Régulièrement, depuis des années, il existe des périodes de vêlages accélérées de la calotte Ouest Antarctique, comme pour la plateforme de glace du Glacier Larsen. En janvier 1995, la plateforme Larsen A s’est désintégrée en plein été austral. En février 2002, Larsen B également, c’était alors le plus grand effondrement de ce type jamais observé. En 2017, Larsen C (la plus grande) se désintègre à son tour. Les vêlages spectaculaires des glaciers Larsen A-B et C sont à mettre en relation 1) avec une dynamique pulsée dépendant de la température de l’océan dans les premiers 100 m et 2) les périodes de blocage par une banquise quasiment continue comme entre 2011 et 2021 (Figure 3) (Wang et al., 2023).

Figure 3 A. Plateforme de Larsen C  en début de démantèlement en 2017 (Google Earth) sur la péninsule antarctique. La situation n’a que peu évolué depuis. Le Nord-Ouest est à gauche. B. Glacier Dryngalski (Est de la mer de Ross), situé sur la zone volcanique. Il présente une crue puissante liée à une accentuation de la plasticité de la glace et une réduction du blocage par la couverture de la banquise résiduelle estivale. Cette langue a très peu évolué depuis l’imagerie Nasa de 1958, avant le réchauffement.

Or cette plateforme est située au NE de la péninsule Ouest-Antarctique au contact d’une limite océanique importante entre les eaux polaires du courant péri-antarctique et les eaux subtropicales pacifiques et atlantiques. L’océan intertropical est très sensible d’un point de vue thermique aux variations de l’activité solaire. Donc toute augmentation de cette activité, comme pour cette année 2023, va faire remonter en latitude vers le pôle des eaux de subsurface plus chaudes, sur plus de 5° de latitude S (Charton et al. 2023). Cette remontée d’eau tempérée va réchauffer les plateformes de glace par en-dessous et provoquer leur dislocation, ce qui a été noté pour les trois glaciers Larsen (Wang et al., 2023).

Figure 4. Vitesse superficielle du fluage des deux Antarctiques. L’Antarctique oriental est très peu mobile (rouge orangé) (m/an).

Figure 5. Taux de retrait des masses glaciaires autours de l’Antarctique de 2009 à 2019. Retrait en rouge, croissance en bleu (Andreasen et al., 2023). Continent Antarctique avec les quatre éléments structuraux majeurs :  Antarctique occidental, Antarctique oriental, Péninsule antarctique et Monts Transantarctiques.

Or la cartographie des vitesses de fluage de la glace antarctique témoigne d’une très grande stabilité de l’Antarctique oriental (<1m/an) (Figures 3 et 4) d’un écoulement limité sur 500 km dans les bassins versants Est (20 -50m/an) et de vitesses modérées dans les zones de concentration de l’écoulement. L’Antarctique occidental (> 100 m/an), du fait de sa latitude et sa morphologie en cap de < 500km de large, est donc beaucoup plus réactif comme dans les Alpes.

La distribution de la température atmosphérique est fort différente entre l’Antarctique occidental et oriental (Steig et al., 2009 ; Kamis 2023), le changement ayant lieu sur une courte distance de part et d’autre des Monts Transantarctiques (Figure 5). Une telle différence rend peu crédible le scénario d’une changement climatique (ici la température) d’échelle globale comme le suppose le GIEC. On s’attendrait à une distribution homogène de la température. En ce qui concerne l’Antarctique occidental, contrairement à ce qui est propagé, la température de la glace et sa vitesse de fluage est a minima stable (ici et nombreuses références ici,  ici, également SCE), voire au mieux instable ici).

2. CONTEXTE GEOLOGIQUE

Ici aussi la dichotomie géologique est marquée entre les deux inlandsis pour ce qui concerne leur mode de fonctionnement glaciaire (Figures 4 et 5). L’histoire géologique liée à l’évolution tectonique de la plaque Antarctica depuis le Précambrien a été synthétisée dans SCE, 2020b. 

L’Antarctique Ouest, est en réalité une mosaïque de plusieurs blocs continentaux accolés qui ont dérivé individuellement. Les plus anciens datent du Cambrien (= 541 Ma pour la Péninsule et Terre de Marie Byrd) et se sont accolés au continent ‘gondwanien’ (Gondwanaland, SCE 2020a) avec la formation des Monts Transantarctiques (Figure5) qui attestent de plusieurs plissements successifs depuis le Néoprotérozoïque (fin du Précambrien ; voir ici pour l’échelle chronostratigraphique). Le bord ouest de cette plaque composite se forme ensuite par accrétion depuis le début du Jurassique avec l’éclatement de la Pangée. Puis elle est affectée par différents apports du Pacifique, déjà volcaniques et enfin, vers 15 Ma par un phénomène de subduction de la plaque océanique pacifique sous la plaque composite ouest-antarctique, soulevant cette dernière en induisant un volcanisme de type andin dont il est le prolongement (cf. ‘la Ceinture de Feu’, Figure 8).

On voit donc l’importance des phénomènes géologiques, dans l’assemblage du continent Antarctique, constitué de blocs tectoniques accolés au fil du temps et caractérisé par un volcanisme quasi-permanent (Figure 5B). Cette structure complexe et encore mal reconstituée porte les traces d’une alternance de fosses océaniques comblées par plusieurs kilomètres de sédiments (jusqu’à 13 km) et de plissements (de -220 Ma à -80 Ma). À ceci, se rajoute un phénomène de subduction : à raison de quelques centimètres par an en moyenne, le fond du Pacifique a « sombré » dans le manteau de la Terre sous la marge occidentale de l’Antarctique Est (subduction), donnant naissance à un épaulement volcanique de type rift. Encore aujourd’hui, l’île de Ross (volcan Erebus) et les îles Shetland (île de la Déception) témoignent de cette tectonique puissante ; à l’extrémité de l’arc du Scotia, la fosse abyssale des Sandwich du Sud signe la subduction toujours en cours. Les derniers épisodes de l’histoire de cet archipel sous-glaciaire sont liés à la genèse de la cordillère des Andes. La suture entre les Antarctiques Est et Ouest s’opère par la longue chaîne transantarctique, dont les roches – une accumulation de sédiments marins – montrent plusieurs plissements successifs depuis le Néoprotérozoïque. 

                    

Figure 6. en haut: . Carte des volcans du continent antarctique actuellement en éruption, actifs ou semi-actifs (points rouges). La majorité des volcans, soit 61 sur 62 sites volcaniques, sont situés le long du système de failles de l’Antarctique occidental. Cette zone de faille active, majeure et profonde, déchire le continent (Antarctique occidental et oriental). Ce processus de faille s’étend vers le bas dans des chambres de lave chaudes et profondes qui poussent la chaleur et le fluide chauffé vers le haut jusqu’au substratum rocheux/plancher océanique et au substratum rocheux/glace. Source Kamis, 2017. Cet article est accompagné d’une bibliographie très conséquente et utile (voir SCE2020b pour plus de détails). en bas: . Flux géothermique : Bristish Geological Survey (Martos et al.,2017).

Figure 7. A gauche, volcan Erebus (Figure 6A) devant celui de Terror, Ile de Ross (Photo Geo magazine), à droite, volcans émergeant à l’Ouest de la Terre de Mary Bird (voir Figure 5A), face à la mer d’Amundsen (Googlearth). 90 volcans sous-glaciaires ont été détectés par géophysique à Mary Bird (Lough et al., 2013). La zone se situerait à l’aplomb d’une plume mantellique (à >1,5 km de profondeur) ou d’un ‘hot spot’ très large alimentant le magma sur plus de 1,6 millions de km² au niveau de l’Antarctique Ouest (Osborne, 2017).

Il en résulte des flux géothermaux, à l’aplomb du soubassement rocheux, difficiles à quantifier vu le recouvrement par les glaces. Ces flux sont élevés (119-120 mWm^-2, percentile 95 (Reading et al., 2022) sur l’Antarctique occidental et à l’origine d’une fonte de 6 mm ±1 mm/an (Jordan et al., 2018). Ces flux, compris entre 42 et 180 mWm^-2, sont le double du flux géothermique moyen présent sur le globe. Ils sont liés à la circulation hydrothermale le long d’un système majeur de failles lié au soubassement précambrien et à l’activité volcanique liée au système de rift de l’Antarctique occidental dans un bassin extensif en arrière d’une ancienne zone de subduction (Gillard, 2022). Localement les flux sont nettement plus importants, comme dans le lac sous-glaciaire de Whillans, avec des valeurs de 285 ± 80 mWm^-2 (Fischer 2015), alimenté par un écoulement sous-glaciaire. Cette activité tectonique est également à l’origine d’émissions de grandes quantités de liquides et gaz dans l’atmosphère.

L’Antarctique Est ou oriental est fort différent de l’Antarctique occidental : (i) sa superficie correspond à 75% de celle du continent antarctique (Figure 5A) ; (ii) son activité géologique est moindre par rapport à l’Antarctique occidental ; (iii) le soubassement rocheux est plus vieux ; (iv) la masse de glace est nettement plus importante que pour l’Antarctique occidental ; (v) les eaux océaniques et baies adjacentes sont à température normale ; (vi) la température moyenne atmosphérique est plus froide (Kamis, 2023). L’Antarctique Est situé sur un craton (‘soubassement’ rocheux), plus vieux que celui de l’Antarctique Ouest est caractérisé par un gradient géothermique plus faible, d’environ la moitié, par rapport à celui de l’Antarctique Ouest. Cependant des zones locales avec des gradients géothermiques plus élevés (120 ± 20 mWm^-2, Pittard et al., 2016 ; Kamis, 2023) sont à l’origine de lents mouvements à la fois en amont et en aval suite aux glissements répétés liés à  la fonte. Cette dynamique est documentée par la géophysique (sismique, magnétisme, gravité) et l’analyse géologique, parfois géochimique. Une telle zone est par exemple bien individualisée près du pôle Sud sur une aire de 100 km de longueur et 50 km de largeur. Le gradient géothermique régional serait lié au soubassement précambrien dont les failles servent de propagation à des fluides chauds. Ces zones sont probablement plus nombreuses et nécessitent des observations géophysiques plus détaillées. 

Notons que L’Antarctique occidental fait partie de la Ceinture de Feu du Pacifique (‘Pacific Ring of Fire ou ‘PROF’, Kamis, 2018, Figure 8), une ceinture tectonique qui forme à la veille du Tertiaire (65 Ma) un système structural interconnecté de fractures et de failles transtensives dans un contexte global de subduction de différentes plaques tectoniques sur plus de 37 000 km. Plus de 80% des séismes et éruptions volcaniques du globe sont associés à la Ceinture de Feu du Pacifique, et on peut par exemple considérer que le système de rift de l’Antarctique occidental n’est que la prolongation de la tectonique des Andes dans cette région (Figure 8). Les séismes sont fréquents et se comptent par dizaines de milliers (30 000 entre septembre 2020 et novembre 2020 dans la zone du Détroit de Bransfield, un bassin distensif d’arrière-arc, Gillard (2022), localisé au nord de la péninsule. Ce détroit est caractérisé par des évents hydrothermaux (120-175°C) avec dégazages de CH₄, CO₂, Hg et Fe dans l’océan, l’atmosphère et le soubassement rocheux sous-glaciaire. De nombreux lacs sous-glaciaires sont le résultat de l’activité de failles créant des bassins accommodés ensuite par l’eau de fonte des glaces. 

Ceci témoigne d’une activité géologique ou tectonique fort active liée à des gradients géothermiques élevés (souvent trois fois plus élevés que le gradient normal (voir ci-dessous lac Whillans) affectant la dynamique glaciaire. D’autres zones sont encore plus actives, exemple du plateau volcanique de Larsen (80km x16km) avec 16 volcans semi-actifs qui a connu 85 000 séismes entre août et novembre 2020. La fonte de la glace a pu être mise en évidence depuis 50 ans sur le plateau volcanique de Larsen avec une progression de 1986 à 2002 depuis la zone adjacente au plateau jusqu’aux zones plus éloignées de 2002 à 2016 (Rack and Rott, 2017). Cette progression de la fonte, symétrique par rapport au plateau est difficilement attribuable à un réchauffement global uniforme. Ces activités sismiques et volcaniques de l’ensemble de l’Antarctique occidental affectent la région avec réchauffement de l’océan qui se charge également d’éléments chimiques apportés entraînant une fertilisation pour la vie marine, avec fonte de la glace de mer et de la banquise, perturbations des courants océaniques. Ces phénomènes affectent directement les conditions de migrations des organismes et les écosystèmes. 

Figure 8. Ceinture de Feu du Pacifique (blanc) avec ‘ajout’ du système volcanique et de failles de l’Antarctique Ouest  (soit 452 volcans), des volcans actifs ou semi-actifs de la planète sont localisés sur cette ceinture, près de 90% des séismes y sont aussi localisés dont environ 80%  de ceux de très grandes magnitudes, selon Kamis 2023. Observer la localisation des volcans (triangles noirs) de la ceinture par rapport aux limites de plaques (la vitesse des plaques est indiquée en mm/an). Image Géomanips complétée. Les flèches représentent la direction de subduction. Pour l’Antarctique, une partie des volcans seulement est indiquée, la majorité étant sous la glace (voir Figure 16, in SCE2020b).

Figure 9: Evolution géodynamique actuelle (données GPS) du continent Antarctique (https://www.geologie.ens.fr/~vigny/gps-antar-f.html). La limite avec la plaque Byrd (orange) a été rajoutée par les auteurs, selon Kamis, 2018. On voit notamment la forte surrection de la bordure SE de la plaque Antarctica. Les barres grises verticales donnent l’incertitude sur les vitesse leur couleur marque la génération de GPS installés.

La dérive tectonique actuelle de l’Antarctique est limitée par son encadrement par une ceinture de zone de subduction (Figures 8 et 9). Elle devrait rester en rotation de plaque tectonique rigide sous le pôle Sud pour encore quelques millions d’années d’autant que la partie SE est en cours de soulèvement rapide (Figure 9).

3. L’ISOLEMENT DE L’ANTARCTIQUE, SON ENGLACEMENT, LES VOLCANS ET LE NIVEAU MARIN

Les traces de l’ouverture océanique au sud de la ride Sud-Tasmane vers 55 Ma, ainsi que du coulissage de la bordure occidentale du pont continental Tasman le long de la marge antarctique a eu lieu au cours de l’Éocène supérieur. Depuis l’ouverture du détroit de Drake dans le prolongement des Andes, de 40 à 23 Ma, l’Antarctique au sens large est circoncis par un courant marin de plus en plus puissant, l’isolant d’un manière complexe de l’océan intertropical.

Figure 10. Relation entre le climat, l’activité de la ride médio-Atlantique et le niveau marin (Van Vliet-Lanoë et al, 2024, sous presse). Vitesse du rifting Atlantique (Gaina et al. 2017). (2) Courbe de température isotopique de Zachos et al. (2001). (3) Niveau de la mer (courbes bleue et brune) après Miller et al. (2020).  

Une première chute du niveau marin cénozoïque (estimée à environ 30 m) s’est produite par étape à partir d’environ 44 Ma (Figure 10) ; Elle a lieu après le début mondial des glaciations dans les deux hémisphères (37–35 Ma, Miller et al., 2020 ; Xia et al. 2021). À partir de l’Oligocène inférieur ca 25 Ma, le refroidissement des marges antarctiques et le développement des circulations océaniques méridiennes de surface marquent le début de l’englaciation cénozoïque en Antarctique. Il est important de noter que la croissance principale de la calotte antarctique s’est effectuée vers 35 Ma, en association avec une chute de 50 m du niveau marin. 

Figure 11 A. Evolution morphologique des calottes antarctiques au Miocène supérieur et à l’actuel (modifié de Campbell et Claridge, 1987) ; B. Vue de la péninsule antarctique ouest.

Figure 12.  Carte de l’océan Austral et du plateau de Kerguelen. Les principaux fronts de sont tirés après Park et al. 2019. En bleu le courant circulaire périantarctique. Remarquez le pincement des différentes masses d’eau au niveau du détroit de Drake entre la Patagonie et la péninsule subantarctique et les échappements d’eaux polaires vers l’Amérique du Sud.

L’Antarctique oriental est massif et entièrement figé en inlandsis dès 15 Ma. Il en est de même pour l’Antarctique occidental depuis la même époque jusqu’à la crise mondiale de salinité du Messinien (Miocène final) (Figure 11). A cette époque le courant péri-antarctique atteint ses caractéristiques actuelles (Figure 12).

La situation de l’Antarctique occidental est très différente de l’Antarctique oriental (SCE, 2020b) (Figure 11A). Ce dernier aurait été englacé précocement par des glaciers très érosifs à base tempérée (eau liquide en base du glacier) comme la péninsule de Vestfjorđur en Islande (Andrew, 2008) ou les Iles Lofoten en Norvège (vers 6 Ma) ou encore la Patagonie, comme en témoigne l’érosion sous-glaciaire, plus particulièrement sur la péninsule antarctique, en Terre Victoria (Figure 11B) et en Antarctique du SE (Jamieson et al., 2023). La péninsule occidentale se serait englacée en même temps, mais n’a survécu que de manière beaucoup plus restreinte au Quaternaire au vu du niveau marin et en raison d’un climat sujet à des épisodes de réchauffement via l’océan, du fait de sa position près du détroit de Drake et de ses courants marins.

4. TEMPERATURE : GLOBALE OU REGIONALE ?

Le fluage de la glace, le plus souvent associé à une fonte glaciaire dépend notamment de la température de la glace. La viscosité de la glace se réduit beaucoup si la glace est moins froide que   -20°C. Donc une augmentation modérée en température de la glace accentue sa plasticité et sa capacité à l’écoulement, même si la température reste négative. Le climat de la péninsule Antarctique est le plus doux du continent (0 à 5 °C en été, −20 à −10 °C en hiver).

La base antarctique Amundsen-Scott, localisée au pôle géographique est la plus ancienne des US avec un relevé de température depuis 1957 (Figure 13 A). Les relevés ne témoignent pas d’un réchauffement majeur, avec des températures estivales inférieure à -45°C et minimales proches de -75°C, malgré de la pluie et des températures parfois positives en été depuis 2015 (recul de la banquise, Figure 13b). 

Figure 13 A. Relevé le plus long des températures de la base Amundsen-Scott (US), localisée au pôle Sud (GISTEMP Nasa). Une tendance modeste au réchauffement est visible depuis les années 2020. 2023 n’est pas disponible.
 B. Evolution à long terme de la banquise péri-antarctique. Noter entre 2015 et 2020 et en 2023, une réduction importante de la banquise, issue d’une activité anormale du soleil en cours. 

S’il ne s’agit pas du réchauffement global, voyons ce que peut nous apporter la géologie ‘régionale’. Une étude récente a analysé l’évolution de 34 calottes glaciaires de l’Antarctique au cours de la dernière décennie. Dans l’ensemble, les plateaux de glace de la péninsule antarctique et de l’ouest de l’Antarctique ont perdu 6693 km² et 5563 km², respectivement, tandis que la calotte de l’Antarctique Est a gagné 3532 km², et les grandes plateformes glaciaires de Ross, Ronne et Filchner ont augmenté de 14 028 km² (total) (Andreasen et al., 2023 ; Figure 6). Or la morphologie sous-glaciaire de nombreuses zones de retrait actuel correspond très exactement aux zones volcaniques actives ( Figure 6A) qui se poursuivent par exemple, au SE, par la Terre de Byrd avec les volcans connus de l’Ile de Ross (île à l’ouest de la plateforme de Ross), l’Erebus et le Terror. 

De telles zones sont fréquentes en Antarctique occidental (Pine Island et Glaciers, Thwaites,) la Géorgie du Sud, les Iles Sandwich etc., Kamis 2023) et témoignent des interactions volcaniques sur les morphologies sous-glaciaires, également du même âge qu’en Islande. L’absence de réchauffement récent marqué au Pôle Sud (données GISTEMP/NASA, voir Figure 13A) et d’une distribution de larges zones avec fonte partielle et lacs sous-glaciaires à l’aplomb de soubassements rocheux faillés et volcaniques à gradient géothermique élevé (jusqu’à 200 mWm^-2 sous le glacier Thwaites, et 100 mWm^-2 à l’échelle régionale) montrent à quel point la dynamique glaciaire est régionale et non globale.

5. VOLCANISME ET DEGLACIATION 

Le volcanisme sous-glaciaire est une forme d’hydromagmatisme induite spécifiquement par la fusion de la couverture glaciaire via un confinement partiel du magma au niveau du point chaud, suivi par sa décharge isostatique lors de la déglaciation. Cette décharge par décroissance adiabatique de la pression appliquée induit une augmentation du taux de fusion partielle du manteau supérieur lorsque ce dernier est décompressé (Maclennan et al., 2002 ; Eason et al, 2015). Une calotte de glace épaisse contraint la fusion partielle du manteau, et de ce fait, l’activité volcanique, sauf au niveau des très grands stratovolcans. Une évaluation de l’historique des éruptions volcaniques montre que le volcanisme subaérien mondial a augmenté globalement de deux à six fois lors de la dernière déglaciation tout comme l’activité sismique. En Islande, la fréquence des éruptions était de 30 à 50 fois supérieure au cours des 1500 années suivant la dernière déglaciation (MacLennan et al., 2002), avec une majorité du volume émis pendant les 3000 ans après cette déglaciation (Sinton et al., 2005). Guðmundsson (1986) a également suggéré que la variation de la contrainte crustale due à la décharge glacio-isostatique accroît la fracturation des chambres magmatiques et augmente ainsi les taux d’éruptions. La déglaciation provoque également un déblocage isostatique des contraintes et une réactivation des failles (Mörner, 1981; Turpeinen et al., 2008) à l’intérieur et au-delà des limites de la calotte (James et Bent, 1994), responsable d’une sismicité importante. 

Les téphras volcaniques déposés sont connus pour abaisser l’albédo de la calotte, favorisant sa fonte. Il est bien établi que les éruptions volcaniques majeures ont un impact sur le climat aussi bien en période interglaciaire qu’en période glaciaire. L’impact des éruptions est lié en premier lieu à l’émission de gaz comme la vapeur d’eau, le CO₂ et surtout le SO₂ ce dernier se transformant en aérosols sulfuriques. Ces aérosols et la charge en cendres volcaniques dans la haute atmosphère réfléchissent le rayonnement solaire et diminuent donc l’apport énergétique dans la troposphère et au niveau du sol, surtout de l’océan intertropical. En outre ils fertilisent l’océan, permettant la formation de dyméthyl de soufre (C₂H₆S) par le plancton, avec son évolution en SO₂.

6. L’OCEAN PERI-ANTARCTIQUE, LA BANQUISE ET LE CLIMAT ANTARCTIQUE

A côté du rôle de l’insolation, qui est maximale en été et absente en hiver et donc sensibilise aussi la région aux forçages orbitaux, aux cycles et aux activités du soleil, et celle d’un gradient géothermique, associé au volcanisme, agissant sur l’englacement, il faut aussi tenir compte du jet stream régional, du relief de la Péninsule antarctique et enfin de la convergence de courants marins péri- antarctiques (Figure 12).  

La convergence antarctique est une frontière qui sépare le courant océanique antarctique au sud des apports d’eau subtropicaux. Cette zone de convergence forme également une frontière biologique importante, variant selon les saisons et les longitudes. La topographie de l’Océan Austral contrôle la circulation de l’eau intermédiaire (Park et al. 2019).  Le Nord de la Péninsule se situe au nord du cercle polaire antarctique et côtoie de près la convergence antarctique.

Les eaux des zones plus profondes ont une température qui ne varie presque pas. Ainsi tout au fond, elle se situe entre 0 et 3 degrés, voire négative autour de l’Antarctique. La masse d’eau océanique de tous les océans du sud à des profondeurs d’environ 500 à 1 200 m montre des températures de -3° à 7° C et des salinités de 33,8 à 34,5 ppm. Cette masse d’eau se forme à la convergence de l’Antarctique entre 50° et 60° S (Figure 12). La densité résultante de l’eau liée à la formation de la banquise fait couler l’eau salée sous la surface avant qu’elle ne s’écoule lentement latéralement vers le nord (flèches bleues, Figure 14), à la différence de l’Arctique. Elle circule sous les plateformes de glace et favorise leur fonte.

Figure 14. Section nord-sud à travers l’océan Atlantique à 22º W : (a) de la température et (b) de la salinité, en moyenne annuelle. Les eaux profondes formées autour de l’Antarctique se distinguent de celles produites dans l’Atlantique Nord par une température et une salinité plus faibles. Les eaux vectrices de réchauffements le long de la péninsule antarctique sont les eaux intermédiaires (https://icdc.cen.uni-hamburg.de/1/daten/ocean/woce-climatology.html).  Noter qu’il n’y a pas de contamination thermique par le volcanisme sous-marin océanique. 

7. LE JET STREAM ET LES DEPRESSIONS

Par sa position polaire également, la qualité de l’insolation estivale (TSI) est primordiale pour l’évolution des températures en Antarctique tout comme le courant périantarctique (Figure 12).

Figure 15. Relevé des pressions atmosphériques sur l’Antarctique (27/10/2023 ; 500hPa ou 5500 m d’altitude; https://earth.nullschool.net/), avec formation de cyclones (en rouge) horaires, alimenté par les descentes gravitaires de vents catabatiques -au niveau de la zone volcanique, de la péninsule antarctique Est et de la polynie à l’est de la mer de Weddel. L’influence de la gravité est également soulignée par la forme hexagonale du champ de pression, accentué par le pincement et les reliefs entourant le détroit de Drake.

Figure 16. La convergence antarctique (courants en orangé, 27/10/2023) touche plus ou moins la pointe de la péninsule (au centre) et permet aussi la formations de gyres horaires, des courants cycloniques marins sur la mer de Ross (à gauche, en vert) le long de la côte Ouest de la péninsule et dans la Mer de Weddel à l’Est, créant entre une zone de calme relatif de courants marins (vert) une polynie (en bleu) liée à la descente des vents catabatiques. Le courant migre vers l’Est de manière horaire (https://www.windy.com) à l’aplomb des dépressions cycloniques.

Le fait que les plus hauts sommets de l’Antarctique occidental dépassent 3000 m (Mont Hope, 3 239 m, Mont Jackson 3 184 m et surtout le Mont Hellsworth à 4 852 m), comme aussi la chaîne transantarctique (Mont Kirkpatrick 4 528 m) a son importance météorologique en perturbant l’écoulement du jet atmosphérique antarctique, l’altitude maximale du bouclier oriental atteignant également 4000 m.

Ceci entraine la formation de dépressions cycloniques qui vont entrainer la formation de gyres marins de directions horaires (Figures 12 et 15). Ceci amène théoriquement l’ouverture de grandes polynies (zones libres de glace) même en hiver notamment à l’Est de la Mer de Weddel et le long de la péninsule antarctique (Figure 16 et 17). Elles se forment sous l’impact directs des vents catabatiques descendant de la calotte et de l’effet de foehn accentuant le réchauffement le long de la péninsule antarctique. Ces polynies sont importantes pour réchauffer en été les eaux de surface et augmenter le taux de précipitation neigeuse très faible observé en Antarctique. Il en est de même pour la taille des polynies en très légère extension depuis 1920 sans avoir atteint les maxima de 1650 ou de l’Optimum du Moyen Age (Figure 17).

Figure 17. Indice d’activité des polynies basé sur 5 enregistrements du bilan massique de surface utilisant une moyenne simple de séries chronologiques standardisées (Goosse et al., 2020).

Elles le sont également pour les manchots et pinnipèdes. Le printemps antarctique 2022 a vu une réduction record en surface de glace de mer, surtout à l’ouest de la péninsule antarctique. C’est le premier incident enregistré d’un échec de reproduction généralisée des manchots empereurs clairement liée à une régression de la banquise.

Comme la banquise est réduite, les glaciers émissaires des calottes ne sont plus contraints par elle et peuvent entrer en crue (Figure 3B). Il en est de même pour les plateformes de glace qui s’étendent, craquent et libèrent de grands icebergs tabulaires, d’autant que la température des eaux marines intermédiaires (Figure 14) augmente par l’insolation soutenue sur les zones intertropicales qui les alimentent. C’est notamment l’augmentation très importante de l’activité solaire élevée de l’année 2023 (Van Vliet-Lanoë, 2023b SCE). Cela s’est produit en 2017 (Larsen C) et se reproduira aussi à l’automne S de 2024 (mars-avril). 

La force de gravité mesurée (m.g) est une combinaison de la force gravitationnelle due à l’attraction de la Terre et de la force centrifuge due à sa rotation. La gravité plus que le volcanisme est le moteur principal du fonctionnement glaciaire avec l’activité solaire.

8.  EPILOGUE

Selon l’enregistrement des images satellitaires depuis 1958, la fonte de l’Antarctique oriental n’est pas à attendre au 21ème siècle, la situation est donc stable depuis au moins le Miocène (Figure 11).  La dérive tectonique actuelle de l’Antarctique est limitée par son encadrement par une ceinture de zone de subduction. Elle devrait rester en rotation sous le pôle Sud pour encore quelques millions d’années d’autant que la partie SE est en cours de soulèvement rapide.

L’inertie de la masse de glace, sa position polaire et son isolement océanique favorise sa préservation, tout comme son positionnement sous le trou d’ozone (gaz à effet de serre) et un vortex polaire puissant (Van Vliet-Lanoe , 2023a SCE), créateur de hautes pressions en surface et de vents catabatiques refroidissants. La contribution anthropique atmosphérique important sur cet hémisphère n’est pas le CO₂, mais surtout les CFC et autres composés halogénés qui détruisent la couche d’ozone et favorisent le refroidissement intense actuel ( -75°C en août 2023). Selon J.Jouzel ( printemps 1999, conférence à la SGF) , l’Antarctique est le « chef d’orchestre » de l’évolution climatique mondiale en raison du forçage orbital.

En ce qui concerne l’Antarctique occidental, la zone de plissement entre la péninsule et la Patagonie semble encore se resserrer avec un soulèvement de l’extrémité de la péninsule (25 ± 12 mm/an) probablement hérité de la déglaciation partielle en cours et de l’activité de la zone de subduction avec la plaque de Byrd (volcanisme Figures 6 et 8). Mais cette déglaciation a toujours existé comme le montre la morphologie actuelle de la calotte (Figure 11) : nous sommes toujours en période interglaciaire. L’évolution enregistrée depuis les images satellitaires les plus anciennes, témoignent d’une évolution lente. Il en est de même pour l’évolution des zones non recouvertes par la banquise, comme la polynie de Weddel (Figure 17).

Le réchauffement observé est régional et très localisé.  Il répond partiellement à un modeste réchauffement global non-anthropogénique, un coup de chaud similaire à l’optimum romain (version interglaciaire d’un évènement Dansgaard-Oeschger de période glaciaire). Les zones de fontes glaciaires et les morphologies sous-glaciaires qui en résultent, sont l’expression d’une activité volcanique et tectonique du soubassement antarctique, exprimée par des gradients géothermiques souvent au-dessus des valeurs moyennes de bassins sédimentaires. Cette activité thermique est ancienne (au moins depuis le Cénozoïque) et la dynamique des plaques tectoniques montre qu’elle restera soutenue à l’échelle des prochains millions d’années. Cet héritage ‘géologique’ y compris les chaînes de montagnes est avec la position polaire du continent et son isolement physique, le déclencheur des situations météorologique et courantologique actuelles .

La superposition de dépressions cycloniques ((avec Anticyclones mobiles polaires ), de vents catabatiques et de gyres marins horaires pour la circulation péri-antarctique montre ainsi un contrôle majeur par le jet stream et les forces gravitaires terrestres en couplage avec Coriolis. Ces forces impulsent par leur lente rotation l’isolement thermique efficace du continent Antarctique, de ses eaux de surface et de la troposphère. Le jet stream polaire en zone Antarctique est relativement stable étant donné la prédominance du vortex stratosphérique polaire Sud liée à la rotation de la Terre autour de son axe. 

Vu la difficulté d’accès de ce continent, les données sont encore fragmentaires et des investigations systématiques sont à prévoir pour mieux relier l’ensemble des paramètres. Il n’en reste pas moins que les relevés récents et accessibles (web) de température ne s’accordent pas avec un réchauffement anthropique global par le CO₂, mais avec un réchauffement global d’origine extra-terrestre, susceptible d’accroître notamment par des phénomènes solaires tidaux, l’activité volcanique (Scafetta and Bianchini, 2023), comme cela semble être actuellement le cas en Islande . Le maximum solaire est attendu pour la fin 2024 à début 2025 (NOAA, modélisation 2023).

La situation réelle est vraisemblablement plus nuancée, et comme c’est le cas pour les écosystèmes côtiers, elle est avant tout régionale, et ici ‘pilotée’ en amont par les processus géologiques. La gravité plus que le volcanisme est in fine avec l’activité solaire, le moteur principal du fonctionnement glaciaire antarctique. En absence de fonte cataclysmique de la calotte antarctique orientale, le niveau marin ne devrait pas beaucoup varier. Seule la calotte occidentale pourrait fournir un volume limité d’eau, comme lors des interstades Quaternaires, mais infiniment plus limité que ce qui est attendu (≤1m). 

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