Géologie de l’Antarctique oriental

L’Antarctique a le désavantage d’être recouvert par un grande calotte de glace ou inlandsis. Seulement 2 % des terres sont libres de glace, mais puisque ce continent a une superficie de 13,829 millions de kilomètres carrés, cela fait beaucoup de roches à étudier. Les affleurements représentent à peu près deux fois la superficie des Alpes européennes, et de plus, en raison de l’absence presque totale de végétation (il n’y a que des lichens et des mousses), ils sont d’excellente qualité. Ils ont même souvent un caractère spectaculaire. L’Antarctique est donc d’une grande richesse géologique. Comme il y a beaucoup à dire, j’ai dû restreindre cet article à sa partie orientale pour qu’il garde une taille raisonnable. De plus, ce continent n’a pas toujours été isolé. Il a fait partie du Gondwana durant quelques centaines de millions d’années, avec l’Amérique du Sud, l’Afrique, Madagascar, l’Inde, l’Australie et la Nouvelle-Zélande. Aborder la géologie de l’Antarctique, c’est donc aborder celle de cet ancien supercontinent, qui regroupait toutes les terres de l’hémisphère Sud.

Il faut d’abord prendre connaissance de la géographie de l’Antarctique. La carte ci-dessus a été éditée par le British Antarctic Survey. On voit que ce continent est divisé en une partie occidentale et une partie orientale, séparés par une chaîne de montagnes appelée la chaîne Transantarctique. Elle a 3 300 km de long. Il y a notamment les monts de la Reine-Maud, où se trouvent plusieurs sommets à plus de 4 000 mètres d’altitude. Mais le point culminant de l’Antarctique, le mont Vinson, appartient à une autre chaîne de montagnes, les monts Ellworth. Il a 4 852 mètres d’altitude. Les terres dépourvues de glace sont indiquées en marron. C’est bien sûr que le cas des montagnes qui sont assez hautes pour émerger de l’inlandsis. La péninsule Antarctique, séparée de l’Amérique du Sud par le passage de Drake, comporte également de grandes surfaces libres de glace. L’Antarctique oriental en compte quelques-unes, à proximité de l’océan. Sa partie centrale, où se trouve le pôle Sud, est recouverte par la calotte glaciaire, mais cela ne signifie pas que l’on ne puisse rien dire de son socle rocheux. Il est possible de connaître sa topographie grâce à des ondes radar traversant la glace, de mesurer les champs gravitationnel et magnétique du socle rocheux. Voici la topographie :

Topographie de l'Antarctique — R. Timmermann et *al.*, A consistent data set of Antarctic ice sheet topography,
cavity geometry, and global bathymetry, *Earth Syst. Sci. Data* 2, 261–273, 2010.

On remarque qu’une partie du continent, indiquée en bleu clair, se trouve sous le niveau de la mer. C’est dû au poids de la calotte glaciaire, qui enfonce la croûte continentale dans le manteau. En plusieurs endroits, elle s’avance sur la mer, constituant des barrières ou plates-formes (ice shelf). La plus grande est la barrière de Ross, avec 510 680 km², soit presque autant que la France. Vient ensuite la barrière de Ronne-Filchner, avec 439 920 km². Elles recouvrent toutes les deux une faible profondeur d’eau. Des forages effectués sous la barrière de Ross, dans les sédiments continentaux, ont permis de connaître l’existence d’une végétation de type toundra, avec quelques arbres, durant le Miocène, de 20 à 15 Ma. La température de surface de la Terre était supérieure de 3 °C à celle de maintenant.

L’Antarctique oriental est ce qu’on appelle un bouclier. Ses roches ont entre 3 800 Ma et 500 Ma, le plus souvent entre 1 400 à 900 Ma. Les plus jeunes sont donc datées du Cambrien. À cause de leur ancienneté, elle ont subi plusieurs phases de métamorphisme, c’est-à-dire de transformation sous l’effet de la température et de la pression. Ces évènements sont toujours provoqués par des orogenèses (formations de montagnes), durant lesquelles les roches sont enfouies puis remontées vers la surface. Ces orogenèses s’accompagnent généralement d’intrusions de magma provenant du manteau ou de la base de la croûte continentale. Quand il se solidifie en profondeur, le magma se transforme en roches plutoniques : granite ou tonalite par exemple, s’il est en riche en silice. Elles peuvent être métamorphisées par la suite. Ainsi, les roches de l’Antarctique oriental sont presque toutes du type métamorphique ou plutonique, souvent avec des cristaux visibles à l’œil nu.

Dans l’abîme du temps

Le complexe de Rayner se trouve entre la baie de Prydz et la Terre Enderby. Il comporte la Terre Kemp et la base australienne de Mawson. Entre 1000 et 900 Ma, il s’est produit un métamorphisme à haute température de roches granitiques et tonalitiques, ainsi que des intrusions de granite et de charnockite. Cette dernière est une sorte de granite avec des cristaux de pyroxène, un minéral caractéristique de la croûte océanique et du manteau. Le complexe de Napier occupe le nord-est de cette zone, sur 400 × 200 km, et ses roches ont l’avantage d’être assez bien dénudées. La carte indique l’emplacement des monts Scott. C’est là que se trouvent les roches les plus anciennes de l’Antarctique, des gneiss âgés de 3,8 Ga, qui sont des granites et des tonalites métamorphisés. Mais elles détiennent un autre record : des granites et des granodiorites âgés de 2,9 Ga ont subi le plus intense métamorphisme thermique de toute la Terre, approximativement daté de la fin de l’Archéen (de 4 à 2,5 Ga). La température a atteint 1 050-1 120 °C et la profondeur a été de 24-40 km. Cela a entraîné l’apparition de minéraux inhabituels comme la sapphirine, qui est un silicate de magnésium et d’aluminium. Certaines roches riches en magnésium sont ainsi caractérisées par l’assemblage sapphirine + quartz.

Il y a une bonne correspondance entre la Terre Adélie, dans l’est de l’Antarctique, et le craton de Gawler G en Australie – un craton étant de la lithosphère continentale ancienne et stable. Les géologues ont également trouvé une correspondance avec les monts Miller dans la chaîne Transantarctique, d’où l’idée de tout inclure dans un ancien continent dit de Mawson. On peut dire que c’est le noyau de l’Antarctique, bien que ce ne soit pas la partie la plus ancienne. Les roches du craton de Gawler remontent jusqu’à environ 2,5 Ga, et il en est de même de celles de la Terre Adélie, qui affleurent de manière discontinue sur une longueur de 400 km. Au cap Denison, il y a des granodiorites qui ont un âge de cristallisation de 2,52 Ga. Elles ont été déformées par une orogenèse il y a 2,44-2,42 Ga. Les granodiorites, de même que les tonalites, sont des roches similaires au granite, produites en abondance durant l’Archéen. Parmi les évènements communs à la Terre Adélie et au craton de Gawler, on peut citer un métamorphisme qui s’est produit il y a 1,7 Ga et qui correspond en Australie à l’orogenèse de Kimban. C’est la plus importante formation de montagnes.

Cratons de l'Antarctique — Justin L. Payne *et al*., Correlations and reconstruction models for the 2500-1500 Ma evolution of the Mawson Continent, *Geological Society, London, Special Publications* 323, 319-355, 4 September 2009.

La période gondwanienne

Après avoir résumé les deux premiers milliards d’années de l’Antarctique en deux paragraphes, on peut situer ce continent dans le Gondwana. Les lignes pointillées représentent les limites des cratons qui se sont assemblés pour former ce supercontinent. On retrouve le complexe de Napier NC, qui était rattaché à l’Inde. À l’est, se trouvent les collines de Vestfold VH, le sud des monts du Prince Charles sPCM, les collines de Bunger BH, la Terre de Wilkes WL, les îles Windmill WI (des péninsules autour desquelles il n’y a pas de terre libre de glace à 400 km à la ronde), puis la Terre Adélie. Les limites du continent de Mawson sont difficiles à définir puisqu’elles se trouvent sous la calotte glaciaire, mais les monts Miller MR en font partie, et peut-être aussi la chaîne de Shackleton SR, située près de la barrière de Filchner. Les auteurs de cette carte (Justin Payne et al., 2009) ont émis l’hypothèse que ces deux petites chaînes de montagne ont été rattachées au craton Gawler-Terre Adélie il y a 1,7 Ga, durant l’orogenèse de Kimban. Le territoire comprenant les monts du Prince Charles et le complexe de Napier (le craton de Rayner) s’y sont adjoints plus tard.

L’un des évènements majeurs de l’Antarctique est l’orogenèse panafricaine. Elle a d’abord été définie en Afrique : c’est l’assemblage des différents cratons qui composent ce continent. Mais d’autres continents se sont formés à cette occasion, dont l’Antarctique. Quand deux plaques continentale se rencontrent, une chaîne de montagnes semblable aux Alpes ou à l’Himalaya s’élève le long de leur ligne de suture. Soumise à l’érosion, elle finit par devenir une pénéplaine. C’est ainsi que sont nées les roches les plus récentes de l’Antarctique oriental, entre 600 et 500 Ma. Cela nous amène au début du Cambrien. Des roches plus anciennes ont été métamorphisées (ou re-métamorphisées). Certaines zones ont été faiblement affectées. Elles ont subi une combinaison de cisaillement et d’intrusion de pegmatites, qui sont des roches magmatiques à gros cristaux. De vastes plutons de granitoïdes se sont mis en place. On y reconnaît parfois les traces d’une orogenèse plus ancienne, dite grenvillienne, durant laquelle le supercontinent Rodinia s’est constitué, il y a environ 1 Ga.

D’autres zones ont été plus fortement affectées, avec du métamorphisme de haut grade et de la fusion de croûte continentale. Elles se situent toutes du côté de l’Afrique et de l’Inde : le centre de la terre de la Reine-Maud (Dronning Maud Land DML) en secteur norvégien, le complexe Yamato-Belgica un peu plus à l’est, la baie de Lützow-Holm (au-dessus de la Terre Enderby sur la carte géographique) et la baie de Prydz. La première baie se trouvait alors du côté du Sri Lanka. À l’ouest de la Terre de la Reine-Maud, des granitoïdes se sont insérés dans des gneiss plus anciens. Au centre, ce sont des anorthosites datées de 625 à 610 Ma, des syénites, des charnockites et des granites datés de 540 à 500 Ma. Toutes sont des roches plutoniques, les anorthosites étant riches en feldspath calcique. Il y a aussi du métamorphisme à 830 °C et 24 km de profondeur, accompagné par les déformations et fracturations de la croûte caractéristiques des chaînes de collision. Dans la baie de Lützow-Holm, les roches ont été soumises à des températures de 900 à 1 000 °C et ont été enfoncées jusqu’à 30-40 km de profondeur, entraînant l’apparition de sapphirine.

John W. Goodge & C. Mark Fanning, Composition and age of the East Antarctic Shield in eastern Wilkes Land determined by proxy from Oligocene-Pleistocene glaciomarine sediment and Beacon Supergroup sandstones, Antarctica, *Geological Society of America Bulletin* 122, 1135-1159, 2010.

Ainsi, l’assemblage du Gondwana est terminé durant le Cambrien. Il y a l’Antarctique oriental mais il manque l’Antarctique occidental, qui ne viendra que plus tard. L’est de l’actuelle Australie manque également. Une autre carte illustre cela. L’âge du socle rocheux, aux endroits où il peut être examiné, est indiqué. Les « ceintures mobiles » (mobile belts) sont d’anciennes chaînes de montagnes. À la place, de l’Antarctique occidental, se trouve l’océan proto-Pacifique, dont le plancher s’est enfoncé sous le Gondwana entre 540 et 480 Ma, soit pendant le Cambrien et le tout début de l’Ordovicien. Cette subduction a entraîné la surrection d’une chaîne de montagnes du même type que la Cordillère des Andes. Celle-ci doit son existence à la subduction de la plaque Pacifique sous l’Amérique du Sud, et ses montagnes sont majoritairement des volcans. En Antarctique, cette formation de montagnes s’appelle l’orogenèse de Ross, et en Australie, c’est l’orogenèse delamerienne.

On observe ses roches dans la Terre Victoria, dans les monts Miller et la chaîne Shackleton. La chaîne Miller et la zone du glacier Nimrod (qui « s’écoule » dans la barrière de Ross) comportent des roches dont l’âge atteint 3 Ga. Elles ont été déformées et métamorphisées par l’orogenèse de Ross il y a 530-520 Ma et ont subi des intrusions de magma granitique datées de 520 à 480 Ma. De l’autre côté de la chaîne de la Reine Elizabeth (Queen Elizabeth Range sur la carte géographique), le groupe de Beardmore comporte des sédiments déposés en milieu marin peu profond, datés de 760-545 Ma, maintenant métamorphisés en schistes, marbre et quartzite. Le marbre est originellement du calcaire. Les calcaires de Shackleton, également marins, sont postérieurs du groupe de Beardmore. Ils ne sont presque pas métamorphisés mais sont fortement déformés. Ils comprennent une riche faune du Cambrien : trilobites, archéocyathes (éponges constructrices de récifs) et hyolithes. Ceux-ci avaient une coque conique et une autre qui fonctionnait comme un couvercle. Ces calcaires se sont déposés sur la marge du continent est-antarctique, entre la cordillère et l’océan. Ils sont surmontés des sédiments alluviaux apportés par les cours d’eau, produits par l’érosion des montagnes. Au début de l’Ordovicien, cette chaîne a été aplanie et les roches plutoniques cristallisées en profondeur se sont retrouvées en surface.

Glossopteris browniana — Reconstitution d’un Glossopteris.

L’histoire sédimentaire de l’Antarctique prend une grande ampleur avec le supergroupe de Beacon. Ce sont des sédiments qui reposent sur le socle cristallin de l’Antarctique et sur la ceinture orogénique de Ross de manière discordante, c’est-à-dire après l’érosion de ces montagnes. Ils n’ont pas été métamorphisés et leur épaisseur dépasse les 2 500 mètres. Ils figurent dans la chaîne Transantarctique, dans les monts Pensacola près de la barrière de Ronne-Filchner, ainsi que dans les monts Ellworth à l’ouest de l’Antarctique. Des sédiments semblables ont été trouvés dans la Terre de la Reine-Maud et dans les monts du Prince Charles. Il est naturel de supposer qu’ils s’étendent sur une surface plus grande.

Il y a d’abord le groupe de Taylor, datant du Dévonien (de 419 à 359 Ma), comportant surtout des grès et d’autres sédiments à grains plus fins. On n’y trouve pas de fossile, mais seulement des traces d’animaux. L’environnement dans lequel cet ancien sable s’est déposé n’est pas connu : plaine alluviale ou milieu marin. Le Carbonifère (de 359 à 299 Ma) est une période d’élévation des terres et de glaciations, qui ont laissé des sédiments grossiers appelés des tillites. Ils forment la base du groupe de Victoria. Les glaciations ont pris fin durant le Permien (de 299 à 252 Ma). Des argiles et des sables fins se sont déposés au fond d’une gigantesque étendue d’eau douce appelée le lac Mackellar. La sédimentation est ensuite devenue sablonneuse sur une plaine alluviale où poussait la flore à glossopteris caractéristique du Gondwana. Celle-ci s’est par endroits transformée en charbon, ce qui témoigne du passage d’un climat froid et sec à un climat chaud et humide. Une activité volcanique a laissé des cendres riches en silice dans les sédiments.

Après une période d’interruption, la sédimentation a recommencé de manière similaire durant le Trias (de 252 à 201 Ma), mais les cours d’eau provenaient plutôt des actuels monts Pensacola. Les éruptions volcaniques ont repris durant la seconde moitié du Trias. Au début du Jurassique, elles sont devenues dévastatrices avec des accumulations de centaines de mètres de tuffs rhyolitiques durant la région du glacier Beardmore. La rhyolite est une lave de composition granitique, riche en silice. Dans la Terre Victoria, les laves étaient basaltiques. Ce volcanisme marque la fin du supergroupe de Beacon.

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Cet article est basé sur le livre de S.L. Harley, The geology of Antarctica, Encyclopedia of Life Support Systems (EOLSS), 2009.