Géographie du Groenland

Localisation

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  Le Groenland sur le globe terrestre.

Le Groenland est situé entre l'océan Arctique et le nord de l'océan Atlantique. Presque entièrement compris dans le cercle polaire Arctique, sa nature insulaire et sa proximité avec le continent américain le rendent bordier de nombreuses mers et détroits. Son littoral sud-ouest baigne la mer du Labrador, qui le sépare du Labrador sur 1 125 km de distance parallèle et 25 km de longueur méridienne. Plus au nord, ses côtes atteignent le détroit de Davis, bras de mer voisin de l'île de Baffin, plus grande île du Nunavut et du Canada. Cette baie se prolonge par le détroit de Nares, séparant son littoral nord-ouest de l'île d'Ellesmere. Au nord, la mer de Lincoln s'étend depuis le cap Bryant jusqu'au cap Morris Jesup, extrémité septentrionale du Groenland. La mer du Groenland sépare son littoral nord-est du Svalbard, tandis qu'après le cap Nordostrundingen au sud-est, l'Islande en est éloignée par le détroit du Danemark. Une portion de l'océan Atlantique s'y étire ensuite jusqu'au cap Farvel, son point le plus méridional.

Superficie

Sa superficie terrestre totale est de 2 166 086 km^2[1], comparable à celle du plateau tibétain^[2], et s'étire sur 2 600 km du nord au sud^[3]. La couverture glaciaire étant évaluée à 1 833 900 km² en 2025, l'île principale et les îles périphériques sont couvertes à près de 85 % de glace. La zone économique exclusive du pays a une superficie de 2 270 601 km^2[4].

La projection Mercator, notamment utilisée en navigation pour sa conservation des angles, a toutefois pour effet d'augmenter la superficie des territoires proches des pôles. Celle du Groenland se trouve donc surévaluée dans cette projection^[5].

Topographie

L'altitude du territoire est très variable : elle s'élève de façon spectaculaire entre le littoral, généralement au niveau de la mer, et l'intérieur, atteignant en moyenne 3 200 m dans la région centre-est. Point culminant du Groenland, le Mont Gunnbjörn s'élève à 3 694 m et est située sur la côte est, dans la chaine de Watkins qui regroupe les plus hauts sommets du territoire. Les chaines de montagne sont partiellement ou totalement recouvertes par la glace^[6],[7].

En 2005, le Groenland compte au total huit sommets de plus de 2 000 m, dont les deux plus hauts après le Gunnbjörn sont le Mont Forel (3 360 m) et le Mont Ejnar Mikkelsens (en) (3 261 m). Sur le territoire sont présents soixante sommets de plus de 1 000 m^[8].

Cryosphère

Inlandsis et glaciers

Article détaillé : Inlandsis du Groenland.

La surface du Groenland est principalement constituée de glace. Celle-ci n'est pas présente qu'en surface, mais également en profondeur^[b],[9], matérialisant une calotte glaciaire qui en raison de ses dimensions importantes est appelée inlandsis^[10]. L'ensemble du volume occupé par la glace est évalué à 2,93 millions de km³ en 2001^[11]. Elle est présente de manière contigüe sur la majorité du territoire, bien que le littoral comporte des calottes périphériques séparés de la calotte principale ; parmi elles figurent la Flade Isblink (Terre du Prince héritier Christian), la Gungnir (Terre d'Odin) et la Hans Tausen avec ses nombreux glaciers (Terre de Peary).

Perte de masse glaciaire

Article détaillé : Bilan de masse d'un glacier.

L'inlandsis du Groenland et sa calotte glaciaire périphérique perdent progressivement de la masse, à un rythme qui ne cesse de croître depuis plusieurs décennies^{[13],[14],[15],[16],[17]}. Le réchauffement de la région arctique^[18], initié par un changement climatique d'origine anthropique^{[19],[14],[20],[21]}, en est à l'origine^[14] ; celui-ci a notamment entraîné une augmentation mondiale du volume annuel d'eau douce déversée par les glaciers durant les dernières décennies précédant 2020^{[22],[23],[24],[25]}. La masse perdue continuera d'augmenter dans la majeure partie des régions arctiques au moins jusqu'au milieu du XXI^e siècle^{[14],[26],[27]}.

Différentes méthodes sont utilisées pour quantifier l'évolution de la perte de masse de l'inlandsis^[17]. Les différences d'altitude (distance verticale entre le sol et un satellite) peuvent être évaluées par altimétrie radar ou laser^[28], et par photogramétrie orbitale (SPOT) ; à grande échelle, les deux modes d'altimétrie ont une précision comparable pour quantifier la fonte de surface, et sont considérés comme fiables^[12]. Ensuite, l'interférométrie radar (InSAR) exploite des différences de phase, permettant en particulier d'évaluer le flux glaciaire. La gravimétrie spatiale utilise quant à elle une formation de satellites, en déduisant de leur distance relative les variations locales du champ gravitationnel terrestre^[29]. Ce sont ces variations qui permettent d'évaluer la perte de masse, avec une résolution spatiale d'environ 300 à 400 km^[c],[30]. Des prélèvements localisés et directs par les glaciologues peuvent enfin confirmer les données satellitaires, et les mesures sont utilisées de manière complémentaires à une modélisation physique du système glaciaire^[31].

Ayant débuté à partir des années 1980, la perte de masse glaciaire résulte à la fois d'une fonte des glaces de surface sur l'ensemble de la calotte, et surtout de l'accélération de la dynamique glaciaire (la masse de glace se déplace alors vers l'aval du glacier^[32])^[d]. Cette accélération est d'une part engendrée par le recul de la ligne d'échouage, induit par les effets cumulés de l'amincissement de la glace sur les basses altitudes^[33], de la fonte océanique et de l'intensification progressive du vêlage^[34]. D'autre part, l'augmentation en température des eaux souterraines lié à un transfert accru de chaleur de l'océan Atlantique Nord vers les fjords^{[35],[36],[37],[38]}, ainsi que l'augmentation du débit d'eau de fonte sous-glaciaire en résultant, amplifient l'érosion au niveau des fronts océaniques et la vitesse de glissement basal des glaciers émissaires^[39]. L'ensemble de ces facteurs entraîne selon toute vraisemblance un recul généralisé de la glace au Groenland^{[34],[40],[41],[42],[43]}. Celui-ci n'est que très légèrement compensé par l'augmentation des chutes de neige^[33].

Le flux relatif d'eau douce vers la mer d'Irminger, provenant à la fois du ruissellement et des précipitations, a atteint 50% d'augmentation cumulée sur les vingt années précédant 2010 (pour un débit cumulé absolu de 1500 ± 154 km³)^[45],[46]. Une reconstitution du bilan de masse glaciaire total au Groenland (combinant épaisseur, élévation de surface, dynamique glaciaire et bilan de masse de surface), indique un bilan positif de 1972 à 1980, la glace s'étant accumulée à hauteur de 47 ± 21 milliards de tonnes par année (Gt/a) sur l'inlandsis. L'ablation (perte) glaciaire atteint cependant 80 ± 6 Gt/a en moyenne durant chaque décennie passée cette date^[16].

Impact de l'écoulement glaciaire sur le milieu biologique

Au sein des régions arctiques et subarctiques, la majorité de l'eau de fonte issue des masses de glace se déverse dans l'océan à travers les fjords^[47],[48]. Elle est principalement constituée d'eau douce, à laquelle viennent s'ajouter des charges sédimentaires (libérées via l'abrasion de la glace par la roche^[49]), des composants inorganique agissant parfois comme des nutriments, et dans une moindre mesure de la matière organique dissoute ou particulaire^[22],[50]. Son écoulement affecte directement l'écosystème situé en aval, et ce différemment selon la configuration glaciaire^{[50],[45],[51]}. Le volume de solutés exportés depuis la calotte glaciaire jusqu'aux régions côtières du Groenland est susceptible d'augmenter à mesure de sa fonte progressive^[52],[53].

Pour les glaciers se jetant dans la mer, le ruissellement est une source importante de nutriments pour les écosystèmes présents dans les estuaires^[55],[56], contribuant à hauteur d'un cinquième de leur métabolisme^[57]. Les flux verticaux accrus de macronutriments^[22],[58], et leur métabolisation rendue plus simple par des concentrations plus élevées en composants inorganiques dans l'eau contenant les sédiments en suspension, tels que l'acide silicique^[59],[60] et le fer dissous^[61],[62], sont responsables de la prolifération du phytoplancton durant l'ensemble de la saison de fonte. La métabolisation de la matière organique est d'autant plus facilement réalisée par des organismes aquatiques lorsque cette matière est jeune et peu altérée, induisant une prépondérance des eaux de fontes nouvelles dans le développement de la production primaire^{[63],[64],[65]}. Pour les glaciers terrestres des régions côtières semi-fermées, les écoulements glaciaires estivaux contribuent à stratifier la colonne d'eau dans les fjords en aval, du fait d'importants apports en particules lithogéniques^[66], et produisent ainsi une couche superficielle pauvre en nutriments^[67], qui réduit localement la production primaire et repousse la biomasse phytoplanctonique vers les profondeurs^{[68],[69],[70]}. Les panaches de sédiments en suspension, lieux d'une forte turbidité^[71], réduisent la disponibilité lumineuse indispensable à la photosynthèse par le phytoplancton, contribuant également à cette diminution^[72],[73]. Pour ces raisons, la production primaire dans les fjords glaciaires arctiques sans glaciers marins est généralement faible comparée à d'autres environnements côtiers^[22]. L'écoulement, en particulier lors de forts débits glaciaires^[74], amplifie les effets négatifs de l'acidification des océans en réduisant localement et de manière importante la teneur en carbonate de calcium^[75] dans l'eau. Bien qu'une production primaire élevée puisse atténuer cet impact^[76], cela affecte négativement la viabilité des organismes calcifiants^[77] du milieu (tels que le ptéropode Limacina helicina^[78],[79]). Dans les scénarios climatiques futurs, les effets cumulés d'une absorption accrue de CO₂ océanique et de drainage glaciaire additionnel, entrainé par le réchauffement de la région Arctique, amplifieront l'acidification progressive des océans^[74],[80].

Banquise

Article détaillé : Banquise arctique.

La banquise est une étendue de glace de mer dont l'amplitude varie naturellement à l'échelle saisonnière^[84]. Le Groenland est adjacent à la banquise arctique, qui agit par de nombreux moyens sur son environnement. Au niveau des côtes, la banquise protège la stabilité des plateformes de glace, agissant comme une couverture protectrice. Ainsi, la débâcle saisonnière de la banquise donne lieu à une production d'icebergs plus importante par vêlage^[85]. La banquise est aussi une source d'aérosols de sel marin, ayant un impact sur le climat et la chimie atmosphérique^[86].

La banquise se forme progressivement depuis le centre de l'océan Arctique ; elle atteint sa couverture maximale en mars et sa couverture minimale au mois de septembre. Au nord, la couverture de la mer est souvent totale, empêchant généralement le détachement d'icebergs sauf lors d'étés exceptionnels^[87], malgré la présence de quelques polynies. Le sud voit l'arrivée de la glace dérivante au début du printemps^[88].

L'observation du recyclage photochimique du brome dans les carottes de glace permet d'évaluer l'extension maximale de la banquise fondant annuellement à l'optimum climatique de l'Holocène (il y a environ 9000 ans), cette dernière ayant été minimale durant les stades glaciaires en raison d'une couverture totale de l'océan Arctique par la banquise pluriannuelle^[89]. Par la suite, l'épaisseur et l'étendue de la banquise ont diminué durant les deux premières décennies du XXIe siècle, en raison d'un réchauffement des eaux arctiques entrantes (notamment les principaux courants des mers nordiques), et de l'allongement de la durée où l'eau est libre de glace durant l'été^{[90],[91],[92]}. En particulier, la débâcle plus importante constatée en mer du Groenland a provoqué un déclin du flux de glace de mer à travers le détroit de Fram^[93],[94], responsable à lui seul de 90 % de l'exportation de glace depuis l'océan Arctique, et alimentant une partie des eaux profondes dans l'Atlantique Nord^[95].

La diminution de la banquise impacte également l'écosystème marin : des recherches menées en 2016 indiquent qu'au large de la côte occidentale du Groenland, la perte accrue de glace de mer a entrainé le déplacement de l'aire de répartition des bélugas vers l'Ouest^[97]. D'autre part, la réduction de la banquise contribue à augmenter la perte de masse glaciaire de la calotte polaire. En hiver, elle induit une plus forte humidité et plus de précipitations, tandis qu'en été se met en place une rétroaction entre la fonte et l'albédo^[98].

D'après les modèles climatiques, un réchauffement global de 2 °C entrainera d'ici 2040 une disparition totale de la banquise arctique lors du mois de septembre^{[99],[100],[101]}. La diminution de la superficie est quantifiée en 2006 à 2 voire 6 millions de km² par décennie^[102]. La banquise persistera le plus longtemps le long de la côte nord de l’archipel arctique canadien et du Groenland^{[96],[103],[104],[105]}, étant à cet endroit la plus épaisse et la plus ancienne de l'Arctique^{[106],[107],[108]}.

Pergélisol

Article détaillé : Pergélisol.

Si l'on inclut la superficie occupée par la glace, le pergélisol est présent sur près de 90 % du Groenland ; hors inlandsis, son épaisseur est variable et peut atteindre 500 mètres dans le nord du territoire^{[J 1]}. La température de l'air est le principal facteur déterminant son maintien^[110]. Sa hausse rapide dans la région arctique a entraîné l'épaississement de la couche active, située en surface, localement induite par un surcroît hydrique (précipitations et fonte du manteau neigeux). L'isolation par la neige en hiver contribuant à protéger le sol du réchauffement, une fonte accrue de cette dernière le fait se réchauffer, et provoque son affaissement lors du dégel. Par ailleurs, le maintien du gradient thermique du sol est surtout assuré par l'épaisseur totale de sa partie glacée ; les précipitations et l'humidité du sol n'y contribuent que dans une moindre mesure. Plus le gel est profond, plus le sol est thermiquement protégé^[111].

Une dégradation importante de ces sols est prévue au cours du XXIe siècle. Les modèles climatiques indiquent une perte relative de 6 % à 29 % de la superficie mondiale du pergélisol pour chaque degré cumulé de réchauffement^[112]. Dans le cas du Groenland, le dégel progressif sur de vastes zones du territoire entraînera une baisse importante et globale de l'humidité du sol et du ruissellement de surface, dû à un drainage accru rendu possible par la perméabilisation du sol^[g]. En raison de l'augmentation de la combustibilité du matériel forestier, la disparition du pergélisol augmentera par ailleurs la probabilité et la force des incendies, constituant de fait un risque pour les populations humaines et les écosystèmes^[113]. Ces perturbations pourraient être compensées par de fortes rétroactions sol-végétation, mais dans le cas où un point de basculement du sol venait à être dépassé, l'écosystème présenterait des risques d'effondrement à grande échelle^[114].

Hydrographie

Lacs

Les recherches sur le système hydrologique du Groenland indiquent la présence de lacs proglaciaires, adjacents à des glaciers, ainsi que celle de lacs subglaciaires (situés sous leur surface). Le système aquifère du Groenland réagit rapidement et fortement à des forçages relativement faibles exercés par la calotte glaciaire^[115].

Un inventaire réalisé entre 2016 et 2023 évalue à 2918 le nombre de lacs proglaciaires marginaux sur l'ensemble du Groenland. Seuls seize de ces lacs ont une superficie supérieure à 15 km², le plus grand d'entre eux atteignant près de 126 km² (Lac Romer, dans le nord du territoire). La température moyenne à la surface des lacs varie de 3,6 °C au nord, à 7,3 °C au sud^[116]. Le volume et la surface des lacs proglaciaires augmentent de manière généralisée au Groenland comme dans l'ensemble de l'Arctique^{[117],[118],[119]}.

Sous l'inlandsis, malgré des indices suggérant qu'une proportion importante du lit glaciaire est dégelée^[120], et qu'une partie de l'eau située sur ce lit forme des mares de plusieurs mètres de diamètre et de plus de 3 cm de profondeur^[121], seuls quatre lacs subglaciaires ont été formellement indentifiés^[h],[122]. Deux d'entre ont été détectés sous le glacier Bowdoin au nord-ouest, et sont séparés par un petit ilot rocheux ; leur superficie est inférieure à 10 km^2[123]. Les deux autres lacs actifs ont été mis en évidence par la présence de bassins d'effondrement en bordure de la calotte, et sont alimentés par les eaux de fonte pénétrant jusqu'au lit glaciaire^{[124],[125],[126],[127]}.

Une étude sur la chimie des lacs glaciaires menée dans la région de Kangerlussuaq, dans l'ouest du Groenland, suggère cependant une faible intéraction entre les eaux souterraines et les eaux de surface. Pour les lacs en bassin fermé, l'analyse des isotopes du chlore et du brome indique en particulier que l'évaporation et la précipitation des sels sont des facteurs déterminants pour la composition chimique des lacs ; une forte évaporation augmente ainsi la salinité du bassin^[128].

Côtes

Les côtes sont rocheuses, majoritairement arides et parsemées de fjords^[7]. Les valées sont le résultat du mouvement des glaciers. Lorsque la glace se retire, les dépôts contenant argiles, gravier, sable et moraine s'installent, entrainant la formation de collines, digues et barrages bloquant le départ de l'eau des lacs^{[J 1]}.

Îles

De nombreuses petites îles s'étendent sur les côtes du territoire. En 2005, le Groenland est bordé par 16 îles d'une superficie supérieure à 500 km², dont quatre faisant plus de 2 000 km² : l'île de Disko à l'ouest (8 612 km²), la terre de Milne à l'est (3 913 km²), l'île Traill au nord-est (3 542 km²) et l'île Ymer (2 437 km²)^[8]. Une liste exhaustive des îles du territoire est difficile en raison de la présence de la glace. La fonte de cette dernière, de même que la variation du niveau des océans, sont susceptibles de modifier la géographie des îles connues. Le vêlage des glaciers entraine par ailleurs la production d'icebergs dérivant sur l'océan, qui peuvent ressembler à de petits îlots^[87].

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  Île de Disko, à l'ouest (MODIS, NASA).
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  Île de la Société de géographie, au nord-ouest^[130].
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  Île Ymer, à l'est.
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  Île de la Princesse Margaret, au nord-est.
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  Extrémité nord-est du Groenland.

Circulation océanique

Le littoral nord est dominé par les eaux froides polaires issues du courant du Groenland oriental^[131], prenant leur origine dans l'océan Arctique et couvrant une large partie des eaux côtières. Dans le sud, ces courants se limitent à une étroite bande le long des côtes^[132], du fait de la prévalence d'eaux plus salées et plus chaudes originaires du gyre subtropical de l'Atlantique Nord, et transportées par le courant d'Irminger. L'ensemble de l'écorégion océanique groenlandaise est caractérisée par des eaux stratifiées, entre les eaux froides glaciaires moins salées et les eaux atlantiques^[88].

Bouclier précambrien

Le développement géologique du Groenland débute il y a environ 4 Ga, au commencement de l'Archéen, ère géologique voyant apparaître les prémices de la vie sur Terre^[134]. Dans l'ouest du pays, la ceinture de roches vertes d'Isua (datée à environ 3,75 Ga), renferme une grande variété de structures relativement bien préservées : laves en coussins à bordure de refroidissement sombre et à grains fins, brèches en coussins, coulées de débris et conglomérats. Les globules et les veines de quartz, enfermées dans une matrice basaltique altérée (composée aujourd'hui de biotite, muscovite, quartz, tourmaline et carbonate), indiquent la présence d'un système hydrothermal de type fond marin, antérieur à la fabrique métamorphique ayant entrainé la formation des coussins^[135].

Durant une période très longue, allant jusqu'au Protérozoïque inférieur, une succession d'orogénèses donne naissance aux roches cristallines du bouclier précambrien du Groenland, progressivement stabilisé au sein du bouclier canadien il y a environ 1,6 Ga. Le bouclier précambrien se divise chronologiquement en trois socles distincts durant cette période : des roches archéennes presques inaltérées lors des ères géologiques suivantes de 3,1 à 2,6 Ga, des roches archéennes remaniées au début du Protérozoïque il y a environ 1,85 Ga, et des roches jeunes apparues lors du début de cette même ère (de 2 à 1,75 milliards d'années)^[136].

Bassins sédimentaires et expansion océanique

Du Dévonien au début du Carbonifère, et jusqu'à l'ouverture de l'Atlantique Nord à la fin du Paléocène, l'extrusion de basaltes des plateaux tertiaires entraine l'expansion du fond océanique dans le centre-ouest, le centre et le sud-est du Groenland^[136]. Dans le même temps, d'importants bassins sédimentaires se forment en bordure du bouclier, au cours du Protérozoïque tardif et tout au long du Phanérozoïque. Les bassins du début de l'ère primaire se développent le long des marges continentales au nord^[138], à l'est et à l'ouest (bassin de Sverdrup, bassin de la mer de Wandel et plateau de Barents^[139]) conjointement à la fragmentation continentale à l'origine de rifts. Les bassins sont aujourd'hui relativement préservés, tant en mer que sur terre^[136].

Lors de l'orogenèse ellesmérienne, le craton du Groenland a servi de source de sédiments, l'avant pays étant recouvert par des strates atteignant 4 à 5 km d'épaisseur (bassin de Franklin), reposant sur les roches sédimentaires préservées. Au Trias, le bassin de Sverdrup s'élargit et s'étend d'au moins 370 km vers l'est. Les modélisations thermiques suggèrent un réchauffement entre la fin du Crétacé et le début du Cénozoïque, éventuellement en raison de la sédimentation, ou bien d'un flux de chaleur apporté par la fragmentation continentale du milieu du Paléogène^[137],[139]. Une reconstitution précise de la configuration tectonique antérieure à la formation de l'île d'Ellesmere reste difficile, et nécessiterait une connaissance plus approfondies du déplacement engendré par ses failles de décrochement^[139].

Formation de l'inlandsis

Dès le Miocène supérieur, et au cours du Cénozoïque tardif (Pliocène et Pléistocène^[136]) ont lieu une succession de glaciations et de déglaciations^[140]. C'est durant la glaciation saalienne (300 à 130 ka AEC) que la couverture glaciaire maximale a probablement été atteinte dans les montagnes cotières de la région de Scoresby Sund à l'est, la glace allant jusqu'à la rupture de pente continentale dans toutes les régions du Groenland. Ensuite, durant l'Éémien (interglaciaire entre 135 et 115 ka AEC), l'analyse des sédiments marins montre une augmentation du niveau des mers successive à la déglaciation, la calotte s'étant réduite à environ 70 % de sa superficie actuelle. Des recherches menées sur le gaz piégé dans les glaces basales entre 2 et 3 km de profondeur indiquent la présence de glaces antérieures à l'Éémien, démontrant une fonte seulement partielle de la calotte durant cette période^[141]. Puis, lors de la glaciation vistulienne (115–75 ka AEC), les glaciers ont progressé sur plusieurs centaines de kilomètres à travers les fjords, atteignant le plateau continental interne^[142].

La calotte glaciaire du plateau continental se rétracte après le dernier maximum glaciaire^[i],[142] (évalué entre 17 et 11,5 ka AEC), en raisons de facteurs vraisemblablement climatiques^[143]. Quelques centaines d'années après l'optimum climatique de l'Holocène, la calotte glaciaire atteint son extension minimale^[142]. Enfin, il y a environ 5000 ans, a lieu une transition vers des conditions polaires plus froides et moins salées, mise en évidence par les flux de carbonate de calcium, issus de l'érosion des boues calcaires du Crétacé et indiquant un transport d'icebergs sur le plateau continental^[144]. Sur une période commençant il y a 24 000 ans et se terminant à l'ère préindustrielle (1850), les variations de masse de la calotte polaire ont contribué à une hausse de 6 à 7,5 m du niveau des océans^[142].

Actuellement, deux dômes distincts séparent l'inlandsis. Le dôme sud est une calotte glaciaire reposant sur un socle rocheux à 500 m d'altitude, relativement sensible aux variations climatiques. Il représente environ 15 % du volume total de glace. Le socle du dôme nord est quant à lui situé sous le niveau actuel de la mer^[145], et sa calotte est restée relativement stable au cours des changements climatiques du Quaternaire^[143]. Les recherches paléoclimatiques indiquent que la calotte glaciaire a toujours réagi avec une certaine inertie à une augmentation ou à une diminution de la température atmosphérique^[146].

Affleurement et morphologie subglaciaire

L'affleurement est réduit à une frange côtière de 0 à 300 km de largeur. Sur le littoral, les zones libres de glace sont pour moitié constituées par des roches cristallines de socle archéennes et du début du Protérozoïque (principalement des orthogneiss et quelques enclaves de roches supracrustales)^[133]. Le plateau continental du Groenland est resté pratiquement inexploré jusqu'au milieu du XXe siècle^[148]. La difficulté de restituer avec précision la géologie subglaciaire s'explique par la présence de l'inlandsis, qui limite les prélèvements directs^[133].

Ressources minières

Jusqu'à la fin du XXe siècle, l'exploitation minière au Groenland se limite à la cryolite (ayant débuté en 1854^[149]), au plomb et au zinc, ainsi qu'au charbon. La prospection à cette même période se porte aussi sur l'or et le diamant ; certains bassins offshore à l'est et à l'ouest du territoire indiquent, d'après les données géophysiques, combinées aux extrapolations d'études terrestres, la présence potentielle d'hydrocarbures (gaz et pétrole offshore)^[136]. A partir des années 1960, le territoire fait l'objet d'explorations systématiques à la recherche de diverses ressources, n'ayant cependant abouti qu'à l'exploitation de petit nombre de mines rentables^[149]. L'état groenlandais développe l'industrie minière du pays depuis les années 1990, dans le but d'augmenter son indépendance, en particulier économique, vis à vis du Danemark^[150].

Les intrusions primaires de syénite et de carbonatite, dans la province de Gardar, abritent localement de grandes ressources en terres rares (REE)^[152]. Entre 2016 et 2022, la volonté d'exploitation du site géologique de Kuannersuit, qui présente une importante diversité de minéraux (REE, niobium, tantale, zinc, béryllium, ainsi que l'uranium^[149] pouvant être exploité en sous-produit de l'activité minière^[153]), engendrent cependant une opposition sociale massive^[150]. Certaines recherches indiquent par ailleurs une sous-évaluation du risque environnental et humain de l'exploitation d'hydrocarbures dans la baie de Disko, lors de l'exploration sismique et du forage^[154],[155]. En 2013, 40 % des licences d'exploitation minière sont détenues par des sociétés enregistrées en Australie^[156],[157]; 20 % le sont au Canada, le reste se répartissant entre le Groenland, les pays nordiques et d'autres pays européens^[158]. Le territoire du Groenland reste largement sous-exploré, et abrite potentiellement de nombreux gisements minéraux encore inconnus. Les connaissances géologiques rudimentaires, et la disponibilité souvent régionale des données géophysiques et géochimiques, rend par ailleurs l'exploration difficile et coûteuse^[149].

Réponse isostatique à une fonte de l'inlandsis

Dans l'hypothèse d'une fonte totale des deux inlandsis présents sur Terre (Antarctique et Groenland), les effets cumulés du rééquilibrage isostatique^[159] et d'une augmentation du niveau de la mer transformeraient radicalement la morphologie de ces deux régions. Au centre des masses continentales, la variation maximale d'altitude du lit rocheux après rééquilibrage atteindrait +783 m pour le Groenland, tandis que les marges pourraient s'abaisser jusqu'à 123 m^[151].

Vent, température et précipitations

Tout en demeurant une source importante de froid, le Groenland bénéficie d'un ensoleillement exceptionnel, par comparaison au Svalbard et à l'Islande situés aux mêmes latitudes (ces deux territoires figurent parmi les régions les plus nuageuses de la planète)^[2]. Les précipitations neigeuses sont fréquentes et abondantes sur certaines régions du plateau, mais sont continuement balayées vers les marges de la calotte. Le nord est relativement sec, avec 10 cm de précipitations en moyenne par année. Ces dernières augmentent peu à peu dans l'ouest (50 cm près de la baie de Baffin), sur la côte sud-ouest (100 cm), et au sud-est où elles sont maximales (plus de 165 cm). La moyenne annuelle s'établit ainsi à 35,0 cm/an. Elles sont principalement engendrées par un flux d'air humide vers le haut du littoral^[160].

Les côtes sont dominées par les vents catabatiques, pouvant occasionnellement se transformer en tempêtes catabatiques lors de la convergence des vents dans les grandes vallées côtières^[162]. La puissance des rafales est très variable et atteint fréquemment les 160 km/h. Les courants d'air descendants à l'origine des vents du littoral proviennent d'altitude supérieures à 4000 m, situées au centre de l'inlandsis^[163]. Sur la côte se forme régulièrement un brouillard dense durant la fonte estivale, notamment au sud-est, induisant une visibilité médiane inférieure à 500 m. Presque simultanée à la débâcle de la banquise côtière, l'apparition du brouillard est associée à des inversions de température profondes et intenses, surtout dans les hautes altitudes ; au Groenland oriental, la légère brise marine et le déplacement d'air océanique chaud au-dessus de la banquise y contribue également^[164].

Données météorologiques

En 2001, le Groenland compte 18 stations météorologiques automatiques réparties sur le territoire, permettant de bien appréhender les climats régionaux dans la plupart des secteurs de la calotte glaciaire^[165].

Climat

Sur presque l'ensemble de la surface du Groenland, le climat est polaire. Au centre de la calotte glaciaire, celui-ci est de type inlandsis. La température n'y dépasse jamais 0°C et peut atteindre –40°C. La région nord a un climat polaire de type continental, les températures négatives y étant présentes la majorité de l'année. Le littoral de l'extrême sud a un climat subpolaire^[170], et le reste du littoral un climat polaire océanique.

Circulation atmosphérique

L'inlandsis constitue un obstacle majeur à la progression de l'air au niveau de la mer, notamment lors du déplacement des nuages de haute altitude vers l'intérieur des terres (cirrus). C'est la présence de fortes pentes sur les côtes du nord et de l'ouest qui entraine la formation de vents catabatiques, dirigés vers la mer, repoussant la glace et formant des trainées de cirrus orographiques quittant la côte^[2]. Ce blocage matérialise l'anticyclone glaciaire du Groenland, n'ayant existé sur Terre que durant des périodes glaciaires relativement brèves^[j],[163].

Les intenses cyclones de passage approchant le littoral sud (via la trajectoire des tempêtes de l'Atlantique Nord) sont plus fréquents durant l'hiver. Au sud de l'inlandsis, les hautes altitudes engendrent la division, la bifurcation voire l'intensification de ces cyclones^{[171],[172],[173]}. Les cyclones situés sous le vent du sud-est et ceux en provenance d'Islande engendrent des régimes de précipitations opposés sur la calotte glaciaire^[174].

Changement climatique

En raison du changement climatique mondial d'origine humaine, l'Arctique est durant la fin de l'Holocène la région de la Terre qui se réchauffe le plus rapidement^[98],[175]. La calotte glaciaire du Groenland est capable d'influencer le climat mondial en agissant sur la circulation océanique profonde, le forçage radiatif lié à l'albédo de surface, ainsi que sur le blocage, la genèse et l'intensification des cyclones^[160].

Végétation

L'analyse des pollens d'épicéa présents dans les sédiments marins au large du littoral sud-ouest suggère le développement d'une forêt boréale de conifères apparue sur le Groenland presque entièrement libre de glace durant le Pléistocène moyen (il y a 400 000 ans, durant la période chaude associée au onzième stade isotopique marin). L'extension ultérieure de la calotte polaire coïncide avec la forte diminution de la végétation ; la couverture végétale est aujourd'hui fortement réduite par rapport à cette époque^[181].

Sur terre, la production primaire est actuellement assurée par les algues, les lichens, les mousses et les plantes vasculaires^{[J 1]}. Le facteur principal conditionnant le développement des plantes est la couverture neigeuse, plus présente dans l'intérieur des terres et le nord^{[J 2]}. Les communautés végétales du Groenland se répartissent entre lande subarctique, fruticées, tourbières, pelouses, pentes herbacées, sol fréquemment recouvert par la neige, forêts boréales, steppes, désert arctique et bordures lacustres^{[J 1],[J 2]}.

La lande est le type d'habitat le plus présent : buissons et arbrisseaux de moins d'un mètre de hauteur se partagent une grande partie du littoral et les basses altitudes (le saule glauque et l'airelle des marais peuplent l'ensemble du territoire, mais on trouve aussi le lycopode des alpes, l'andromède bleue, la pédiculaire de Laponie, le bouleau nain, l'airelle rouge, le thé du Labrador, ou encore la dryade à huit pétales)^{[J 1],[J 3]}. Le couvert herbacé est également très présent, du fait la faible profondeur de la couche active (on y trouve certains saxifrages et des membres du genre Sagina)^[182]. Les fruticées, évolution de la lande, sont composées d'arbustes et d'arbrisseaux de plus grande taille (saule glauque, polypode du chêne et aulne vert) retenant la neige dans les fortes pentes^{[k],[J 3]}. Le couvert forestier n'est présent à l'état naturel que dans la vallée de Qinngua ; il est peuplé par le sorbier décoratif, le saule glauque et le bouleau pupescent^[l],[183]. Les tourbières sont présentes au sud et au nord du Groenland, et sont dominées par la laîche de la toundra^{[J 4]}.

La couverture végétale du Groenland a doublé en trente ans, entre 1980 et 2010, en raison de l'expansion rapide du couvert terrestre proglaciaire^[117]. Cette expansion a été permise par une augmentation significative des températures de surface, allongant la durée de la saison de croissance jusqu'à 10 jours par décennie^[184]. A l'avenir, la végétation ligneuse boréale est susceptible de s'étendre davantage^[185],[186]; si la fonte de la calotte glaciaire se poursuit, l'extension concernera les herbes dans le centre du territoire, et les arbres sur le littoral sud^[187].

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  Andromède bleue (Phyllodoce caerulea), à la distribution circumpolaire.
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  Pédiculaire de Laponie (Pedicularis lapponica), présente dans les régions arctiques et boréales.
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  Saule glauque (Salix glauca).

Faune terrestre

Les arthropodes des zones terrestres et humides se nourrissent principalement des dépôts de matière organique morte (organismes saprotrophes).

La plupart d'entre eux sont omnivores, leur régime alimentaire s'étendant des bactéries, aux hyphes fongiques, algues et autres protozoaires^{[J 5]}. Les décomposeurs sont ainsi notamment représentés par les acariens, les collemboles, les nématodes ainsi que de nombreuses larves d'insectes^{[J 2],[J 5]}. Quelques arthropodes cependant, surtout dans le sud du Groenland, sont herbivores : chenilles de papillon, symphytes, pucerons, ou encore Nysius groenlandicus. Les mousses, abondantes, ne représentent qu'une infime part de l'alimentation de la microfaune (à l'exception des tardigrades), plutôt centrée sur les champignons et les plantes à fleurs ; cela donne lieu à une consommation de nectar par les insectes pollinisateurs (mouches, papillons, bourdons), préalable à une production optimales de graines par ces plantes. Enfin, on trouve des groupes et espèces plus prédatrices comme l'araignée, le moustique, ainsi que certaines guêpes ou mouches parasites^{[J 5],[J 6]}.

Parmi les mammifères terrestres sont présentes quatre espèces herbivores : le bœuf musqué, le caribou, le lièvre arctique et le lemming arctique. Certains oiseaux se nourrissent aussi de plantes (oies, tétras, canards). On trouve aussi différents prédateurs de ces animaux : loups, renards, hermines, labbes, goélands, faucons, corbeaux et aigles^{[J 7]}.

Le territoire compte un grand nombre d'oiseaux migrateurs. Quelques espèces hivernent à différentes latitudes tout en restant au sein du territoire : grand corbeau, lagopède alpin, pygargue à queue blanche, faucon gerfaut ; ou bien passent une partie de l'année sur les côte sud-est et sud-ouest (grand cormoran, goéland arctique et bourgmestre, canard colvert, ainsi que certains alcidés comme le guillemot et le petit pingouin). Certaines de ces espèces peuvent par ailleurs passer une partie de l'année au Svalbard, sur l'île Jan Mayen, ou encore en Islande. D'autres oiseaux marins, comme la mouette tridactyle ou le fulmar boréal, hivernent dans l'Atlantique nord, atteignant parfois les côtes d'Europe de l'Ouest. Enfin, on trouve des espèces qui migrent annuellement vers les littoraux d'Europe (plongeon catmarin, oie à bec court et rieuse), d'Afrique de l'Ouest (pluvier grand-gravelot), ou d'Amérique (bernache du Canada, faucon pèlerin, bruant lapon)^[188].

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  Boeuf musqué (Ovibos moschatus).
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  Labbe à longue queue (Stercorarius longicaudus).
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  Lièvre arctique (Lepus arcticus), en pelage d'hiver.
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  Petit pingouin (Alca torda). Une seule des deux sous-espèces est présente au Groenland (Alca torda torda).

Faune marine

Parmi les mammifères marins présents au Groenland, on trouve l'ours polaire, le morse, cinq à six espèces de phoques, ainsi que de nombreuses espèce de cétacés. Les ours polaires, en tant que mammifères marins semi-aquatiques, sont très dépendants de la banquise de mer qu'ils empreintent pour migrer, se nourrir et élever leurs petits. La débâcle estivale peut localement les amener se déplacer sur de longues distances avant de rencontrer une zone de banquise encore gelée (banquise pluriannuelle), ou bien la terre ferme. Passer l'été près des glaciers marins du littoral réduit fortement leurs opportunités de nourriture. La population d'ours blanc du Groenland est située aux alentours de 5300 individus^[m], principalement dans la baie de Baffin et le détroit de Davis^[189]. Sous les effets cumulés de la chasse et de la réduction de son habitat, l'ours blanc voit sa population décliner dans la plupart des littoraux du Groenland (sauf au nord où la banquise est la plus stable)^[190].

Les morses se nourrissent des coquillages présents sur les hauts fonds, alternant phases d'alimentation et de repos. L'espèce suit la banquise lors de sa migration. Après la période de reproduction durant l'hiver, les femelles et les petits passent plus de temps au nord que les mâles^[189],[191]. C'est une espèce considérée comme vulnérable par l'UICN. La plupart des espèces de phoques au Groenland vivent sur la banquise de mer : phoque marbré, phoque barbu, phoque à capuchon, et phoque du Groenland ; les deux autres espèces (phoque commun et phoque gris), sont côtières et préfèrent les eaux tempérées. Sur l'ensemble de ces espèces, la population connue se situe à un peu moins de 10 millions d'individus^[189],[192]. Quant aux cétacés, ils comptent un très grand nombre d'espèces représentantes. Ils sont répartis entre les espèces d'eau froide endémiques à l'Arctique (baleine boréale, narval et béluga), et celles migrant vers des eaux plus chaudes durant l'hiver (baleine à bosse^[193], baleine de Minke, baleine bleue, rorqual commun et rorqual boréal, ou encore dauphin à flancs blancs et dauphin à nez blanc)^[189].

En 2018, le Groenland compte au sein de sa zone économique exclusive 269 espèces de poissons connues, réparties entre 80 familles^[195]. Les poissons osseux sont majoritaires (56% des espèces). Comme pour les mammifères, certaines espèces migrent vers les eaux plus chaudes durant l'hiver (hareng, morue de l'Atlantique, flétan de l'Atlantique, aiglefin, plie), tandis que d'autres se maintiennent dans l'eau froide (morue polaire, cycloptère épineux, baudroie). Quelques espèces ont une aire de répartition s'étendant au delà du cercle polaire arctique, comme l'omble chevalier, la limande-sole, ou encore le requin du Groenland, vertébré benthique à la longévité exceptionnelle^[196]. L'augmentation de la température de l'eau a entraîné l'arrivée nouvelle d'espèces habitant dans les eaux peu profondes ; l'intensification de la pêche est probablement à l'origine de l'observation accrue de poissons des grands fonds (comme le flétan du Groenland, vivant jusqu'à 1500 mètres de profondeur^[197]) dans les eaux de surface^[195]. Au contraire de l'océan et du littoral, la plupart des lacs du Groenland sont dépourvus de poissons (exceptés certains où sont présents l'épinoche et l'omble chevalier), augmentant la biomasse du zooplancton pélagique. Ils sont cependant susceptible d'être colonisés du fait du réchauffement de la région Arctique^[198].

La présence d'écosystèmes coralliens (dominés par les coraux mous, les anémones, et les éponges) est attestée dans le détroit de Davis, sur une superficie estimée à 486 km^2[199].

La fonte estivale de la glace de mer augmente localement l'activité biologique de la microfaune (protozoaires, bactéries et virus), qui jouent un rôle important dans le cycle du carbone^[178]. L'écoulement glaciaire littoral et ses apports en particules de farine glaciaire^[73] sont dangeureux, voire mortels à l'ingestion pour le zooplancton, le krill et la faune benthique^{[200],[201],[202]}. La banquise, enfin, constitue en elle-même un écosystème, la biomasse se répartissant entre les algues (43 %), les bactéries (31 %), les flagellés hétérotrophes (20 %) et la méiofaune (4 %) ; la production primaire est quant à elle principalement assurée par les diatomées (60 %)^[203].