par Prof. Dr Alain Préat, Université Libre de Bruxelles

Cet article traite de l’évolution géologique de la plaque Antarctica, et fait suite aux trois récents articles publiés dans SCE par le Prof. Maurin sur la cryosphère actuelle (1/3, 2/3,  3/3).

1/ Les glaces fascinent …

Les glaces fascinent depuis longtemps les climatologues qui y voient un monde à part, aujourd’hui elles sont suivies ‘à la loupe’ car elles témoigneraient en tout ou en partie du processus de réchauffement actuel. Elles sont l’objet d’une attention médiatique constante. Pourtant elles furent souvent absentes de la Planète, elles apparurent plusieurs fois et disparurent autant de fois au cours de l’histoire géologique, le plus souvent suivant des modalités différentes à l’échelle temporelle et spatiale.

Il n’est pas possible ici de retracer la longue histoire des glaces qui commence au Précambrien, au moins à la transition Archéen et Protérozoïque (avec la glaciation huronienne, il y a environ 2,4 Ga, pour l’échelle détaillée des temps géologiques voir ici, et ci-dessous (Fig. 1) pour une version simplifiée) et se poursuit avec des aléas divers avec un recouvrement des glaces sur l’ensemble de la Planète à la fin du Néoprotérozoïque, donc y compris dans la zone équatoriale, donnant lieu au fameux ‘Snowball Earth’ ou hypothèse de la Terre boule de neige ou encore ‘Terre gelée’ (glaciation marinoenne qui a fait suite à la -ou les ? glaciation(s) sturtienne(s)- il y a 635 Ma. Ensuite viendra la glaciation Gaskiers vers 580 Ma, c’est-à-dire vers la fin du Précambrien. Cet épisode marinoen d’englacement généralisé perdura plus d’une dizaine de millions d’années avec des calottes de glace sur l’équateur (ici) et est à l’origine du nom de l’avant-dernière période du Précambrien, à savoir le Cryogénien (partie supérieure du Protérozoïque entre 850 Ma et 635 Ma, cf. Fig. 1). Entre ces deux grandes glaciations précambriennes (celles de l’huronien et du marinoen), soit sur un peu plus de 1,5 Ga  aucune autre glaciation n’a encore? été rapportée, ce qui supposerait que pendant cet intervalle de temps le climat s’est maintenu dans des conditions plutôt chaudes, avec une régulation thermique ‘sans faille’ (Ramstein, 2015). Notons également pour être complet la présence de glaciers locaux à 2,9 Ga dans l’Archéen d’Afrique du Sud (glaciation ‘pongolienne’) (ici).

Le ‘Snowball Earth’  serait-il simplement une hypothèse ? Peut-être … car tout n’est pas absolument clair quant à la distribution exacte des inlandsis par rapport à des glaciers de montagnes liés aux élévations tectoniques de grande ampleur accompagnant sur des dizaines de millions d’années la formation d’un nouveau supercontinent de 650 à 530 Ma, le Gondwanaland (voir ci-dessous et Veevers, 2004). Cependant en cette fin de Précambrien cette période glaciaire fut sans doute la plus importante qu’ait connu la Terre. Ensuite deux grandes glaciations, la première nommée hirnantienne à l’Ordovicien (ici et Finlay et al., 2010), avec par exemple une gigantesque calotte glaciaire recouvrant le Sahara (ici), et la seconde, sans doute la plus connue, celle du Permo-Carbonifère (ici et Scheffer et al., 2003) constituèrent également des événements glaciaires de grande ampleur au Paléozoïque.

L’ensemble de ces glaciations majeures s’inscrit dans une succession de variations climatiques d’intensité et d’échelle temporelles variables, d’épisodes plus froids ou « frais » et plus chauds ou arides (exemple du Dévonien et du Permien). Le monde mésozoïque qui succède est un monde plus chaud (Holz, 2015), sans glaciation de grande importance, avec des océans également plus chauds, caractérisés de nombreux événements hyperthermiques (Bender, 2013 ; Sames et al. 2016), et ce n’est qu’au Tertiaire (ou Cénozoïque) que la Planète deviendra plus froide (malgré plusieurs interruptions d’événements hyperthermiques (ici), par exemple au Pliocène moyen) et que la Terre renouera avec des glaciations sur les pôles.

Cette histoire fortement résumée est connue avec nombre de détails basés sur l’étude de proxies très divers et souvent complémentaires (paléomagnétisme, gravimétrie, géochimie et stratigraphie isotopiques, géochimie des éléments en traces, paléogéographie, (micro)paléontologie,  minéralogie -par exemple des argiles-, susceptibilité magnétique, décharges détritiques et blocs erratiques … radiométrie absolue, etc. Une conclusion s’impose : les variations climatiques sont la règle et agissent suivant des modus operandi  très différents. La teneur en CO₂ ne semble pas un paramètre déterminant dans le développement de ces épisodes glaciaires, par contre les paramètres liés aux forçages de Milankovitch sont très souvent invoqués ‘(ici) même s’ils ne sont pas toujours à même d’expliquer ces épisodes (cas de la glaciation hirnantienne, par exemple).

En comparant l’ensemble de ces glaciations, celles du Précambrien semblent avoir été globales, celles du Phanérozoïque (à partir de 541 Ma) furent restreintes aux hautes latitudes uniquement de l’hémisphère sud à la fin de l’Ordovicien et au Carbonifère-Permien, également au Cénozoïque, en Antarctique à partir de l’Oligocène, puis dans les deux hémisphères à la fin du Miocène (Deconinck, 2017).

2/ D’où vient le craton Antarctique ?

En premier lieu rappelons que l’Antarctique est l’une des nombreuses petites plaques rigides de la croûte terrestre. Elle résulte de la fragmentation de plus grandes plaques qui ont formé à plusieurs reprises des supercontinents (ou ‘pangées’, ici), systématiquement disloqués suivant les processus mis en évidence par la tectonique des plaques. Ces plaques, ou microplaques, ou encore cratons (ou ‘aires cratonisées’) peuvent être vues comme les éléments d’un puzzle changeant au gré des dizaines et centaines de millions d’années. Une fois la plaque suffisamment grande, c’est-à-dire stabilisée, elle devient relativement peu déformable et reconnaissable dans les différents cycles tectoniques.

Mentionnons les grandes lignes qui ont mené à la situation actuelle de la disposition des continents à travers la tectonique des plaques, et en particulier l’histoire de l’Antarctique. Les trois premiers grands cratons  bien identifiés datent d’environ 2,5 Ga à 2,0 Ga et ont pour noms : Arctica, Atlantica et Ur. Ils constitueront les noyaux de plus grands cratons qui s’édifieront par la suite autour d’eux lors des futures phases de la tectonique des plaques, fonctionnant par accolements successifs d’aires continentales appelées ‘terranes’ (Fig. 2 ci-dessous, également Howell, 1995).

Suite à la valse des continents (ici), un supercontinent ou grand bloc cohérent appelé Nena, pour Northern Europe North America (d’autres noms existent, le plus célèbre étant Columbia) se forme à 1,8 Ga et révèle clairement à ce stade l’aire cratonique de l’Antarctique (Fig. 3).

Ce  supercontinent Nena se fragmente ensuite (par rifting) et donnera une série de blocs qui sont de fait  séparés par de nouveaux océans, ensuite il y a rassemblement par subduction et formation d’un nouveau supercontinent Rodinia, avec les pièces du futur continent antarctique  disséminées dans les latitudes nord à proximité du craton australien (30° N, cf. Rodinia vers 1,1 Ga, Fig. 3). 

Rodinia est ensuite fragmenté, et un nouveau supercontinent se formera, le Gondwanaland vers 650-530 Ma, avec en position méridionale East Antarctica (Fig. 5). L’Antarctique a migré en à peu près 500 millions d’années des latitudes nord aux hautes latitudes sud (se reporter à  Li et al. 2008 pour la tranche 530 Ma).

 L’histoire se poursuit….. et  le  supercontinent du Gondwanaland subit la même évolution que ses prédécesseurs (à savoir dispersion en blocs par rifting, ensuite rassemblement avec agencement différent de celui du départ) pour finalement arriver vers 300-250 Ma à la Pangée permo-triasique (Fig. 6), qui est le supercontinent le plus connu des non-géologues, et fut pressenti par Wegener (voir ici les grandes lignes de cette ‘saga’ des continents). Il faut attirer l’attention sur un risque de confusion lié au vocabulaire : la géologie s’étant édifiée en dehors de tout concept de théorie de la tectonique des plaques, des noms semblables ont été attribués à des ensembles différents et inversement. C’est le cas pour Gondwanaland et Gondwana, encore aujourd’hui la confusion est de mise. Sans entrer dans le détail historique, retenons que le Gondwanaland est le supercontinent de la fin du Néoprotérozoïque et le Gondwana est l’ensemble qui regroupe les cratons de l’hémisphère sud (presque tous hérités du Gondwanaland) à la transition Paléozoïque-Mésozoïque ou perso-triasique). Il y a donc une durée d’un peu plus de 300 Ma entre leurs existences.

 L’ensemble de cette histoire complexe, qui débute il y a presque 3 Ga, est bien connue des géologues, elle s’inscrit dans le cadre de la tectonique des plaques qui fonctionne à peu près comme aujourd’hui depuis environ 2,9 Ga avec un premier supercontinent néoarchéen (ici).

La Pangée (Fig. 6) poursuit le processus de la ‘valse des continents’ et se disloque au Jurassique (à partir de 175 Ma).  L’histoire récente (à l’échelle géologique) de l’Antarctique commence précisément à partir de phases extensives de rifting ( = marges divergentes) devenant soutenues dès le début du Crétacé moyen avec importants épisodes intrusifs andéens : les terrains anciennement soudés (à travers les orogenèses antérieures) et formant à cette époque le craton antarctique, se disloquent parallèlement aux Monts Transantarctiques, s’étendant aujourd’hui sur 3200 km de long du cap Adare (extrémité nord de la terre Victoria) sur les côtes les plus australes du Pacifique à la terre de Coats, du côté atlantique (voir aussi plus loin Fig. 9) avec un amincissement de la croûte provoquant l’affaissement du rift  sous le niveau de la mer. Les ‘pièces du puzzle’ (Antarctique, Amérique du Sud, Afrique, Madagascar, Inde) vont progressivement se détacher  de la Pangée dès le Jurassique,  les deux dernières pièces (Nouvelle Zélande et Australie) s’en vont à la fin du Crétacé laissant seule la dernière pièce du Gondwana méridional, à savoir l’Antarctique (Fig. 7).

Toutes ces pièces sont constituées de terrains ou formations géologiques d’origine commune (l’hémisphère sud du Gondwana), ils contiennent par exemple les mêmes faunes (exemple des Lystrosaurus) et flores (exemple des Glossopteris), ce qui n’échappa pas à Alfred Wegener, père de la dérive des continents préfigurant la théorie de la tectonique des plaques (Fig. 8).

L’histoire géologique de l’Antarctique occidental (West Antarctica) est fort complexe, elle commence au Mésoprotérozoïque avec Rodinia (à environ 1,1 Ga) et vient d’être présentée de manière fort détaillée dans un excellent article de Jordan et al. (2020) précisant le rôle des marges passives (étirements,divergentes) ou actives (convergentes, subduction) et apports magmatiques dans des bassins d’arrière-arcs avec rifting, dans sa formation.  

• Dans ce contexte et à grande échelle, l’Antarctique occidental s’est développé le long de la bordure de Gondwana entre la plaque océanique paléopacifique et l’aire cratonique continentale de l’Antarctique oriental. La péninsule Antarctique correspond à un arc magmatique de la marge continentale, qui a surtout fonctionné entre 90 Ma et 20 Ma. La péninsule prolonge les Andes du Pacifique Sud et porte d’ailleurs des dépôts de cuivre de même type (voir l’addendum ‘L’Antarctique géologique 2/2’).

Notons que l’histoire géologique de l’Antarctique oriental, séparé de l’Antarctique occidental par les Monts Transantarctiques  (s’étendant sur près de 3500 km), est beaucoup plus ancienne, débutant à l’Archéen. 

Le résultat de l’amincissement de la croûte  continentale au niveau du rift  fut l’envahissement de la zone par les eaux océaniques et la formation de la Mer de Ross (Fig. 9). La formation des Monts Transantarctiques reste encore aujourd’hui assez complexe à interpréter car ils résultent de processus convergents (van Wijk et al. 2008) dans une situation générale d’extension (cas fréquent en géologie). Sans entrer dans le détail, ils correspondraient à un épaississement (entraînant un soulèvement) de la croûte adjacente au rift du côté de l’Antarctique occidental. Durant cet épisode les ice sheets (calottes glaciaires) disparaissent et des sédiments océaniques aussi jeunes que ceux du Pléistocène moyen remplissent le rift. Ces Monts constituent ce que l’on appelle communément un ‘épaule de rift’ (tout comme la Forêt Noire et les Vosges de part de d’autre du graben ou rift du Rhin qui s’est créé à l’Eocène). 

La Figure 9 montre que l’Antarctique comprend deux parties, l’Antarctique occidental et l’Antarctique oriental, séparées par les Monts Transantarctiques s’appuyant sur les mers de Weddell et de Ross. L’ensemble est couvert aujourd’hui à 98% par des ice sheets ou calottes glaciaires, Fig. 10).

• Les Monts Transantarctiques sont entrecoupés de nombreux glaciers en provenance de la calotte de l’Antarctique oriental. La formation de cette chaîne de montagnes qui culmine à 4528 mètres d’altitude (avec 20 sommets à plus de 4000 m) n’est pas encore complètement résolue, elle résulte d’une association entre rift et subduction, c’est-à-dire entre processus extensifs et compressifs entre une plaque antarctique ancienne et le bouclier de l’Antarctique oriental. Le relief actuel est dû à une surrection atteignant son paroxysme à l’Eocène.

• L’Antarctique oriental, actuellement séparé de 100 à 300 km de l’Antarctique occidental par les Monts Transantarctiques, s’est déplacé vers le sud  au cours du dernier milliard d’années, des latitudes tropicales (cf. sa position dans Rodinia, Fig. 4)  jusqu’à sa position actuelle. Ce craton ou plaque est de grande extension  (10,2 millions de km²) et résulte de l’assemblage dès la fin du Précambrien de trois zones distinctes formées au Mésoprotérozoïque (appelées Provinces de Wilkes -1330-1130 Ma, de Maud -1090-1030 Ma, et de Rayner -990-900 Ma). Ce craton comprenant également des roches archéennes s’est stabilisé pour la première fois avant 1,6 Ga et devient identifiable en tant que tel lors de la formation du supercontinent Rodinia vers 1,1 Ga (cf. Mauson, Dronning Maud Land…, Fig. 4). L’Antarctique oriental se forme ainsi par amalgames (= ‘soudures tectoniques’ de ‘terranes’ suite à des mouvements convergents de  type subduction) autour de 1,1 Ga (exactement de 1,3 Ga à 0,9 Ga) (Satish-Kumar et al. 2020).  L’Antarctique oriental est un bloc géologiquement hétérogène mais est stable (Wannamaker et al. 2017), ce qui permet ensuite de le suivre dans l’évolution de la ‘valse des continents’. Sa structure interne est connue par la géophysique (analyses satellitaires par aéromagnétisme et du domaine marin, également par sismique) couplée à la géologie de terrain et à la géochimie.

 L’englacement de l’Antarctique a lieu il y a 34 Ma (Eocène/Oligocène) suite à l’ouverture du passage de Drake (Livermore et al, 2005 ; Livermore et al. 2007) qui sépare l’Antarctique (péninsule) de l’Amérique du Sud (Andes) (Fig. 11) et le passage Tasmanie (Dingle et Lavelle 1998 ; Scher et al. 2015) séparant l’Australie et l’Antarctique à la même période. Ce furent les géophysiciens Pitman et Heirtzler (1966) qui furent les premiers à reconnaître la plaque antarctique délimitée par les anomalies magnétiques en bandes linéaires de part et d’autre de la dorsale ou ride Pacifique-Antarctique : en examinant la succession des polarités du champ magnétique ils calculèrent (facilement)  un taux d’expansion de 4,5 cm par an, pour les 10 derniers millions d’années. Cette première étude en initia d’autres. Celles-ci, sur base de la rotation des fragments de continents du Gondwana par rapport au paléopole magnétique de chaque époque considérée, montrèrent que la plaque antarctique se déplaça toujours vers le sud et les autres généralement vers le nord au cours des 200 derniers millions d’années (Frakes and Crowell, 1971 in Fogg, 1992).

Suite à cette évolution tectonique (Fig. 11), un courant circumpolaire se crée et va à terme isoler le continent Antarctique des eaux chaudes des tropiques. L’englacement se fera progressivement, d’abord c’est la calotte de l’Antarctique oriental qui se forme, elle s’accroîtra il y a 14 Ma et il en résulte alors une calotte proche de la calotte actuelle.

Les premières calottes apparurent vers la limite Oligocène/Miocène (au passage Paléocène/Eocène, il y a 23 Ma) avec une épaisseur de glace de 500 à 850 m au niveau des îles King George et James Ross (Davies et al. 2012). Elles fluctuèrent ensuite suivant des cycles de Milankovitch de 40 000 ans.  Les premiers glaciers de type alpin datent de l’Eocène il y environ 45-41 Ma sur l’île King George. Une succession des épisodes glaciaires depuis l’Oligocène jusqu’à l’Holocène est donnée par Bethan (2018).
Cette succession est caractérisée par des avancées et retraits jusqu’au Pliocène, période à partir de laquelle l’ensemble de l’Antarctique est englacé.

Pour suivre étape par étape les grandes lignes du cycle des supercontinents et en particulier le craton Antarctique depuis 650 Ma (Néoprotérozoïque), on peut se reporter à Scotese (2001). Ci-dessous, la situation à la fin du Jurassique (Fig. 12).

Durant cette période le climat a varié et avant qu’il ne se refroidisse drastiquement avec le Cénozoïque, il faisait chaud en Antarctique comme en témoignent notamment les forêts fossilisées du Crétacé moyen (il y a 90 Ma) alors que l’Antarctique était déjà bien installé au Sud (ici) à 900 km du pôle Sud (Fig. 13).

L’étude de Klages et al. (2020) dans Nature estime que la température annuelle moyenne était d’environ 12°C (avec des températures  moyennes durant les mois d’été de 20 à 25 °C) et liée à la teneur en CO₂ qui était de 1120 à 1680 ppm (basée sur des modèles de simulation et sur ‘l’hypothèse de l’effet de serre’, voir discussion ‘L’Antarctique géologique 2/2’). Dans ces conditions fort chaudes, il ne pouvait y avoir de calotte glaciaire sur le pôle Sud, ni d’inlandsis, et la côte de l’Antarctique occidental était marécageuse avec des forêts tropicales tempérées.

Prochainement sur SCE: ANTARCTIQUE GEOLOGIQUE (2/2)

3/ Situation récente à l’échelle géologique
3.1. Isolation de la plaque Antarctique
3.1. Englacement de la plaque Antarctique
4/ Situation récente à l’échelle historique
5/ Conclusion
ADDENDUM  : Les ressources minérales

NOTES (communes aux deux parties)

Beck, RA, Sinha A. et al. (+3) 1998. Climatic oceanographic, and isotopic consequences of the Paleocene India-Asia collision? In Late Paleocene-Early Eocene and biotic events in the marine and terrestrial records, MP Aubrey, SG Lucas and WA Berggren Eds, Columbia University Press, 103-117.

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Broutin J. 2015. Glossopteris, paléophytogéographie, paléogéographie et dérive des continents. Géochronique, 134, p29.

Deconinck, JF 2017. Le Précambrien, 4 milliards d’histoire de la Terre. De Boeck, 210p.

Fogg, GE 1999. A History of Antarctic Science. Studies in Polar Research, Cambridge University Press, 483p.

Howell, DG. 1995. Principle of Terrane Analysis. New applications for global tectonics. Chapman & Hall, 245p.

Mered, M. 2019. Les mondes polaires. PUF, 525p.

Piper, JDA 2001. The Neoproterozoic supercontinent : Rodinia or Palaeopangea? Earth Planetary Science Letters, 176,131-146.

Rogers, JW and Santosh M. 2004. Continents and Supercontinents. Oxford University Press, 289p.

Ramstein, G 2015. Voyage à travers les climats de la Terre. Odile Jacob, 351p.

Rotaru, M, Gaillardet, J, Steinberg M et Trichet, J. 2004. Les climats passés de la Terre.  Vuibert, 195p.

Van Vliet-Lanoë, B 2013. Cryosphère. Histoire et environnements de notre ère glaciaire. Vuibert, 405p.