Cet article regroupe les chapitres suivants, traduits, de façon approchée, de l'original

- permafrost et hydrates

- glaciers et dômes glaciaires

- inlandsis

- plates-formes glaciaires

- banquises de mer

certains graphiques et images ne font pas partie du document original

permafrost et hydrates

 

De nouvelles observations du permafrost de l’hémisphère nord suggèrent une grande source potentielle de CO2 et de CH4 qui amplifierait les concentrations atmosphériques si elle se dégazait.

Une augmentation récente des niveaux de CH4 ne peut encore être attribuée à la dégradation du permafrost

Une source significative d’hydrates de CH4 existe sur le plancher océanique et dans le permafrost. Il a récemment été conclu qu’un lâchage de CH4 provenant de cette source est très improbable au cours de ce siècle.

 

Comme noté dans l’AR4 et des études plus récentes, la frontière sud de la zone discontinue de permafrost de l’Amérique du nord est remontée vers le nord dans les dernières décennies.

Une dégradation rapide et une remontée de la limite basse du permafrost du plateau tibétain a continué (Jin et al. 2008, Cui and Graf 2009).

En outre, des observations en Europe (Åkerman and Johansson 2008; Harris et al. 2009) ont permis de constater la fonte et une augmentation substantielle de la profondeur de la zone active exposée aux cycles de gel/dégel, spécialement en Suède.

Alors que le permafrost fond et que la zone active s’enfonce, plus de matière organique peut commencer à se dégrader.

Si la surface est couverte d’eau les bactéries méthanogènes dégradent la matière organique.

Mais ces bactéries ne peuvent survivre en présence d’oxygène.

A leur place, si les sols fondus sont exposés à l’air, des bactéries productrices de CO2 sont impliquées dans le processus de dégradation.

Dans l’un ou l’autre cas, ceci constitue une amplification du réchauffement global.

En fait, la magnitude de la rétroaction représente une inconnue importante de la science du réchauffement ; cette rétroaction n’a pas été prise en compte dans les projections du GIEC.

La quantité totale du carbone stocké dans le permafrost a été estimée à 1672 Gt dont 277Gt sont contenues dans les tourbières (Schuur et al. 2008; Tarnocai et al. 2009).

Ceci représente 2 fois la quantité contenue dans l’atmosphère.

Une analyse récente par Dorrepaal et al. (2009) a trouvé une forte évidence d’une accélération des émissions de carbone, en association avec le réchauffement, provenant d’une tourbière humide surmontant le permafrost au nord de la Suède.

Il est encore difficile de savoir si la récente augmentation de teneur en CH4 atmosphérique après une décennie de stabilité (Rigby et al. 2008), provient de ces processus.

Une autre rétroaction récemment observée dans les latitudes nord, implique la transformation microbienne d’azote minéral contenu dans les sols en oxydes d’azote.

En mesurant les émissions d’oxydes d’azote provenant de surfaces de tourbières dégagées Repo et al. (2009) ont trouvé des émissions/m2 de la même magnitude que celles des prairies et sols tropicaux.

Ils font remarquer que, comme l’Arctique se réchauffe, les régions de tourbières exposées augmenteront, amplifiant ainsi les émissions totales d’oxydes d’azote.

 

Entre 500 et 10000Gt de carbone sont stockés au fond des océans sous la forme d’hydrates de méthane (ou clathrates) une structure cristalline composée de molécules de CH4 et d’eau (Brook et al. 2008).

Entre 7.5 et 400Gt d’hydrates de CH4 sont stockés dans le permafrost (Brook et al. 2008)..

Certains argumentent que le réchauffement pourrait augmenter la possibilité d’émissions catastrophiques de CH4 provenant des hydrates.

Dans une récente estimation par le CCSP 2008b, il a été supposé que de tels dégazages seraient très improbables au cours de ce siècle, bien que la même estimation supposait très probable que des émissions de CH4 provenant des zones humides augmenteraient avec le réchauffement.

Ceci est conforté par le fait que l’augmentation du CH4 atmosphérique, il y a 11600 ans, avait une origine « zone humide » en opposition avec une origine » hydrates » (Petrenko et al. 2009); comme cela a été calculé par des modèles géologiques de complexité intermédiaire (Fyke and Weaver 2006; Archer et al. 2009).

Quelques études utilisant des modèles climatiques type AR4 ont été entreprises.

Une étude systématique a utilisé le CCSM3 avec traitement explicite des processus de sols gelés.

La réduction simulée du permafrost atteignait 40% en 2030 quel que soit le scénario d’émissions (une réduction de 10 à 6 millions de km2).

En 2050 cette surface atteindrait 4 Mkm2 sous le scénario B1 et 3.5Mkm2 sous le scénario A2.

Dans chaque cas, les simulations n’ont pas inclus les rétroactions additionnelles déclenchées par le collapse du permafrost  avec dégagement de CH4, une expansion vers le nord du bush et des forêts et l’activation du réservoir de carbone contenu dans les sols.

Chacun de ces processus conduirait à une amplification du réchauffement

 

 

 

 

glaciers et dômes glaciaires

 

Il y a une évidence très grande d’une accélération de la fonte des glaciers et des dômes glaciaires depuis le milieu des années 90.

La contribution de ces formes glaciaires au niveau de la mer à augmenté de 0.8mm/an depuis les années 90 à 1.2mm/an aujourd’hui.

On s’attend à ce que le seul ajustement des glaciers et dômes au climat actuel augmente le niveau de 18cm (Bahr et al. 2009).En 2100 ils pourraient contribuer à une élévation de 55 cm (Pfeffer et al. 2008).

 

 

Les glaciers et les dômes glaciaires montagneux peuvent contribuer potentiellement à 0.7m d’élévation du niveau de la mer.

Ils fournissent aussi de l’eau douce dans beaucoup de régions montagneuses.

L’AR4 estimait elur contribution au début du 21^ème siècle à 0.8mm/an (Lemke et al. 2007, Kaser et al. 2006).

Depuis de nouvelles estimations légèrement plus levées ont été réalisées voir fig7.

Elles vont de 1850 à 2006 et montrent l’accélération depuis les années 90 ainsi que la valeur actuelle de 1.2mm/an.

 

 

 

 

 

Inlandsis du Groenland et de l’Antarctique

 

 

La surface du Groenland qui subit la fonte estivale a augmenté de 30% depuis 1979, en accord avec le réchauffement des températures de l’air. Elle atteignait 50% de la surface totale en 2007.

La perte nette de glace du Groenland s’est accélérée depuis le milieu des années 90 et contribue maintenant à 0.7mm/an. Ceci est du à la fois à la fonte et à l’accélération du débit de glace dans l’océan.

L’Antarctique perd aussi de la glace principalement dans sa partie ouest. Il contribue à l’augmentation du niveau à égalité avec le Groenland.

 

 

L’Antarctique et le Groenland constituent les deux plus grands réservoirs de glace terrestre.

S’ils fondaient complètement leur contribution serait de 52.8m  et de 6.6m respectivement.

La disparition de la partie la plus vulnérable de l’Antarctique ouest élèverait le niveau de 3.3m (Bamber et al,. 2009).

L’AR4 estimait la perte nette moyenne des eux inlandsis à 0.4mm/an entre 1993 et 2003.

Depuis, de nombreuses études ont augmenté notre compréhension des vulnérabilités des inlandsis (Allison et al. 2009).

De plus des observations récentes ont montré que des changements de décharge de glace dans l’océan se produisaient beaucoup plus rapidement que prévu (e.g. Rignot 2006). .

 

 

Le Groenland

 

la figure 8 montre les estimations de bilan de masse du Groenland depuis 1960.

 

Dans cette représentation les dimensions horizontales des boîtes indiquent la période tandis que les verticales indiquent les limites haute et basse de l’estimation.

Les couleurs représentent les différentes méthodes utilisées: marron pour les altimétriques, bleues pour les gravitaires (GRACE) et rouges pour les bilans entrée sortie.

Elles indiquent que la perte nette a augmenté depuis le début des années 90 et que la vitesse a augmenté considérablement au 21^ème siècle.

les multiples contraintes observationnelles ainsi que les différentes techniques utilisées augmentent la confiance dans ces résultats.

Velicogna (2009) a montré en utilisant les données de GRACE que la perte de masse avait doublé entre avril 2002 et février 2009.

Les fontes côtières et le ruissellement ont augmenté depuis 1960, mais les précipitations neigeuses également (Hanna et al. 2008).

La température moyenne du Groenland s’est élevée de 1.6°C entre 2000 et 2006 et la perte de masse estimée par GRACE s’est produite dans les 15 jours du début de la fonte de surface suggérant que l’eau est drainée rapidement de l’inlandsis (Hall et al. 2008).

Les mesures satellitaires par micro-ondes ont montré que la surface de fonte du Groenland avait augmenté depuis 1979 (Steffen et al. 2008; Figure 9).

Il y a bonne corrélation entre la surface totale de fonte, le nombre de jours de fonte et le volume total de ruissellement, qui a aussi augmenté.

Le changement d l’inlandsis groenlandais est caractérisé par un amincissement près des côtes principalement sud-ouest où des glaciers majeurs ont accéléré leur décharge de glace dans l’océan (amincissement dynamique) (Rignot & Kanagaratnam 2006; Howat et al. 2007).

Pritchard et al.2009 en utilisant l’altimétrie laser ont montré que l’amincissement dynamique des glaciers côtiers s’étendait à toutes les latitudes du Groenland.

Les glaciers s’écoulant plus vite que 100m/an s’amincissant en moyenne de 0.84 m/an entre 2003 et 2007.

 

L’Antarctique

 

les nouvelles estimations de bilan de masse de l’inlandsis antarctique sont montrées fig10.

 

Plusieurs nouvelles études utilisant GRACE (sonnées satellitaire de gravité) (cadres bleus dans la fig10) montrent toutes une perte nette concentrée dans la partie ouest et la péninsule du continent. (e.g. Chen etal. 2006; Cazenave et al. 2009).

L’estimation GRACE de Velicogna 2009 indique que comme pour le Groenland, la perte de masse s’accélère de 104Gt/an (2002-2006) à 246Gt/an (2006-2009) soit 0.7mm/an de niveau de la mer.

Les observations gravitaires et altimétriques nécessitent des corrections isostasiques pauvrement connues pour l’Antarctique.

Les plus grandes pertes se sont produites dans les bassins ouest donnant sur les mers de Bellingshausen et Amundsen.

 

Les estimations de vitesse de glaciers depuis 1974 montrent que les glaciers de la baie de Pine Island ont accéléré, changeant une région d’équilibre en une région de perte considérable (Rignot 2008).

Rignot et al. (2008b) montrent que la décharge de glace dans cette région a augmenté de 59% entre 1996 et 2006, et  Pritchard et al. (2009) montrent, par altimétrie laser, que l’amincissement dynamique dans certaines parties de la mer d’Amundsen a dépassé 9m/an.

La récente accélération des débits de glace à l’ouest, explique la majeure partie de la perte de masse de l‘Antarctique, mais des courants de glace étroits et rapides à l’est contribuent également à la perte (Pritchard et al.2009).

La région de la péninsule antarctique a connu un bien plus grand réchauffement que le continent dans son ensemble. Cela a conduit à un recul général (Cook et al. 2005) et l'accélération (Pritchard & Vaughan, 2007) de glaciers de marée dans cette région.

Le risque de collapsus des inlandsis

La plus grande inconnue dans les projections de l'élévation du niveau de la mer au cours des siècles à venir est le potentiel dynamique d'effondrement rapide de l’inlandsis glacaire.
Le facteur le plus important de perte de glace, à la fois au Groenland et en Antarctique au cours de la dernière décennie, a été la désolidarisation des fronts glaciaires de leur lit, principalement en raison de la fonte de la glace sous-marine. Des changements de lubrification basale par l’eau de fonte, y compris la fonte de surface de drainage par moulins (conduits verticaux), au fond de la calotte glaciaire, peuvent aussi affecter la dynamique des glaces suivant des processus qui ne sont pas pleinement compris.

 

 

Les grandes incertitudes dynamiques de l'inlandsis sont en grande partie à sens unique:
elles peuvent conduire à une accélération de l'élévation du niveau, mais il est peu probable
de ralentir considérablement le rythme de hausse.

Bien qu'il soit peu probable que l’élévation du niveau de la mer d'ici 2100 soit aussi élevée que 2 mètres (Pfeffer et
al. 2008), la limite supérieure probable de la contribution de la glace reste incertaine.

 

 

Plates-formes glaciaires (ice shelves)

 

(plate-forme de Ross en 1997)

 

Les plates-formes glaciaires (ice shelf) flottant sur l’océan  sont connectées aux inlandsis  de glace continentale.

La  déstabilisation des plates-formes glaciaires le long de la péninsule antarctique a été généralisée avec 7 effondrements au cours des 20 dernières années.
Des signes d'affaiblissement des  plates-formes ont été observés ailleurs que dans la péninsule Antarctique, dans les mers de Bellingshausen et d'Amundsen, ce qui indique une influence plus grande des réchauffements atmosphérique et océanique, qu'on ne le pensait.
Il ya une forte influence du réchauffement de l'océan sur la stabilité des inlandsis et sur le bilan de masse par l'intermédiaire de la fonte des plates-formes glaciaires.

Les plates-formes glaciaires sont  des feuilles de glace flottante d'une épaisseur considérable,
qui sont annexées à la côte. Elles sont principalement composées de la glace qui a coulé de la calotte glaciaire, ou qui a été  déposés par les chutes de neige locales.On les trouve sur plus de 45% de la côte antarctique, dans quelques baies de la côte nord d'Ellesmere Island, près du Groenland, et en petit nombre le long des fjords du Nord de la côte du Groenland (où ils sont appelés langues glaciaires). Au cours des dernières années, les six autres plates-formes glaciaires (Serson, Petersen, Milne, Ayles, Ward Hunt et Markham) au large de l'île d'Ellesmere se sont effondrés en entier (Ayles le 13 août 2005 et Markham pendant la première semaine du mois d'août, 2008), ni soumis ou ont subi une désintégration significative.

Le long de la côte du Groenland, la sortie du glacier Jakobshavn Isbrae fournit un exemple frappant d'une langue de glace flottante en retrait (fig 11). Holland et al. (2008) suggèrent que l'accélération récente observée (Rignot et Kanagaratnam 2006) du Jakobshavn Isbrae peut être attribuée à un amincissement du à l'arrivée d'eaux chaudes dans la région. 

 

La déstabilisation des plateformes de glace flottante a été généralisée le long de la péninsule antarctique, avec 7 effondrements dans les dernières 20 années. Le réchauffement le long de la péninsule a été dramatique, et a été nettement supérieur sur le côté ouest.

Plus récemment, en mars 2009, plus de 400 km2 se sont effondrés au large de la plateforme glaciaire de Wilkins sur la partie occidentale de la péninsule antarctique.

On pense qu’un certain nombre de mécanismes ont joué un rôle important dans la déstabilisation des plates-formes.

Il s'agit notamment:

- du réchauffement de la surface, qui permet la création d'étangs et la fracturation ultérieure de crevasses déjà existantes (van den Broeke 2005)

- de la  fonte de la glace basale suite au  réchauffement des eaux océaniques (Rignot et al. 2008b) et les contraintes internes (Bruan et Humbert 2009).

Bien que la fonte d’une plate-forme, flottante, ne puisse élever le niveau de la mer, son effondrement  est suivie d'une accélération rapide des débits des glaciers dans la mer, qui eux vont élever le niveau de l’océan, en raison du phénomène de libération de l’appui de l’inlandsis sur la plate-forme (par exemple Rignot et al. 2004; Scambos et al. 2004).

Il existe des preuves de la fusion des plateformes de glace dans la mer d’Amundsen, avec des impacts sur la vitesse d'écoulement des glaciers drainant cette partie de l'Antarctique occidental. Une étude de modélisation récente a suggéré que la West Antarctic Ice Sheet (WAIS)commencerait à s'effondrer quand la température des eaux dans le voisinage de l'une des plateformes de glace qui l’entourent se réchaufferait d'environ 5 ° C (Pollard et DeConto 2009). Il est également prouvé que ces changements ne sont pas limitées à l'ouest de l'Antarctique et peuvent également affecter le littoral de l'Est, par exemple en Terre de Wilkes (Pritchard et al. 2009; Shepherd et Wingham 2007).

La généralisation de l’amincissement et l'accélération des glaciers le long de la côte antarctique peuvent indiquer un impact significatif des changements océaniques sur la dynamique des glaciers, un facteur qui a reçu peu d'attention dans les précédents rapports du GIEC en raison de l'absence de données d'observation sur les interactions océan-glace et sur le
comment des changements climatiques qui pourraient affecter les eaux océaniques côtières.

 

banquises de mer

 

La fusion estivale de la banquise arctique a largement dépassé la pire des projections des modèles climatiques de l’AR4.
Le réchauffement déjà engagé par les niveaux actuels de GES signifie qu’il est très probable que, dans les décennies à venir, l'océan Arctique sera libre de glace en été, bien que le calendrier précis demeure incertain.
les observations par satellite montrent une légère augmentation de la surface de la banquise antarctique, des changements saisonniers, bien qu'il y ait grande variabilité régionale. Ceci est probablement dû à des changements dans les vents de l'océan Austral associés à l'appauvrissement de l'ozone stratosphérique.

banquise arctique

C’est peut-être le changement d'observation le plus spectaculaire depuis l’AR4 que celui de la "pulvérisation" du précédent record d’extension minimale de la banquise arctique, qui n’était pas prévu par les modèles.

En moyenne sur la période de cinq jours qui ont précédé le 16 Septembre 2007, l'étendue totale des glaces de mer dans l'Arctique a été réduite à une superficie de seulement 4,1 millions de kilomètres carrés (voir Figure 12), dépassant le minimum précédent établi en 2005 de 1,2 millions de kilomètres carrés (environ la même taille que la France, l'Espagne, Portugal, Belgique et Pays-Bas réunis). La moyenne (1979-2000) était de 6,7 millions de kilomètres carrés. 

Par rapport à la moyenne, le record de 2007 consistait à fondre 2,6 millions de kilomètres carrés de plus de glace (soit ~ 40% de la moyenne).
La banquise de l'Arctique de Septembre, au cours des dernières décennies, a diminué à un taux de 11,1 ± 3,3% par décennie (NSIDC 2009).
Ce recul spectaculaire a été beaucoup plus rapide que celui simulé par les modèles climatiques évalués dans l'élaboration de l’AR4 (voir la figure 13). Cela est probablement dû à une combinaison de plusieurs lacunes dans les modèles , notamment:

1) une représentation incomplète de l'albédo physique de la glace, y compris le traitement de la fonte des étangs (par exemple, Pedersen et al. 2009) et le dépôt de noir de carbone (par exemple Flanner et al. 2007; Ramanathan et Carmichael, 2008),

et 2) la représentation incomplète de la physique du mélange vetical et horizontal dans
l'océan (par exemple, Arzel et al. 2006).

 

 

En Hiver, la banquise arctique a également diminué depuis 1979, mais à un rythme plus lent qu’en été. L'étendue de Février a diminué à un taux de 2,9 ± 0,8% par décennie (NSIDC 2009).
L'épaisseur de la banquise arctique a également connu une baisse constante au cours des dernières décennies. Par exemple, Lindsay et al. (2009) estiment que l'épaisseur de la glace de mer Septembre a diminué à un taux de 57 centimètres par décennie depuis 1987.
Des baisses similaires dans l'épaisseur des glaces de mer ont été détectées en hiver. Par exemple, dans le domaine couvert par les mesures de sonar sous-marin, Kwok et Rothrock (2009) montrent que l'épaisseur moyenne hivernale de 3,64 mètres en 1980 a diminué à seulement 1,89 mètres en 2008 - une diminution nette de 1,75 mètres, soit 48%.
À la fin de Février 2009, moins de 10% de la banquise arctique avait plus de deux ans, en baisse par rapport à des valeurs historiques de 30%.

 

Quand l’océan Arctique sera libre de glace?

 

En raison de l'existence de la variabilité naturelle au sein du système climatique, il n'est pas possible de prévoir l'année précise où l’océan Arctique sera libre de glace en été.

Néanmoins, le réchauffement déjà engagé rend très probable que l’océan arctique soit libre de banquise en été.

 

Il apparaît aussi que la transition vers un été sans glace dans l'Arctique devrait survenir brutalement, plutôt que lentement (Holland et al. 2006), en raison de l'amplification des rétroactions inhérentes au sein du système climatique de l'Arctique
En fait, dans l'une des simulations du NCAR Climate System Model version 3 (CCSM3) discutée par Holland et al (2006), l'été arctique  devient presque libre de glace en 2040.
Comme l'a souligné Lawrence et al. (2008), une réduction brutale de la banquise arctique déclenche également un réchauffement rapide sur terre et une dégradation subséquente du permafrost.

 

Banquise antarctique

 

Contrairement à l'Arctique, les changements de superficie des glaces ont été plus subtils, avec une moyenne annuelle nette en augmentation d'environ 1% par décennie au cours de la période 1979-2006 (Cavalieri et de Parkinson 2008; Comiso et Nishio, 2008).

On a cependant enregistré de grandes variations régionales de la  distribution de la glace.
Par exemple, les zones  Weddell et Ross  ont montré une augmentation liée aux changements dans la circulation atmosphérique à grande échelle, tandis que la région ouest de la péninsule et la côte ouest de l'Antarctique (Amundsen et e Bellingshausen) ont montré une importante diminution consistante avec des vents de nord plus forts et un réchauffement de la surface (Lefebvre et al. 2004; Turner et al. 2009; Steig et al. 2009).

Ces variations régionales sont liées à un changement majeur dans le cycle saisonnier de la glace, c'est-à-dire sa durée et le timing de la progression  et du retrait annuels (Stammerjohn et al. 2008). 

Puisque l'Antarctique est une masse continentale entourée par le vaste océan Austral, alors que l'Arctique est un petit océan entouré de vastes continents, et que les océans réagissent moins vite que les terres au réchauffement, suite à leur inertie thermique, on pouvait s'y attendre, et les modèles climatiques montrent, une retard au réchauffement autour de l'Antarctique. En outre, Turner et al. (2009) notent que l'appauvrissement de l'ozone stratosphérique découlant de les rejets anthropiques de chlorofluorocarbones (CFC) a conduit au renforcement des vents de surface autour de l'Antarctique au cours de Décembre à Février (été). Ils font valoir que ces vents renforcés sont en fait la cause principale de la tendance légèrement positive de l’extension de la banquise australe au cours des trois dernières décennies.

Toutefois, les CFC sont réglementés dans le cadre du Protocole de Montréal et sont en déclin dans l'atmosphère, le trou d'ozone sur l'Antarctique devrait  donc récupérer et, de ce fait, on anticipe une accélération de la fonte des glaces de mer dans l'hémisphère sud dans les décennies à venir.
Il existe peu de données disponibles sur la distribution de l'épaisseur de banquise de l'Antarctique, et aucune information sur toute modification de cette épaisseur .

 

 

refroidissement de l’Antarctique et augmentation de la banquise ?

L'Antarctique ne se refroidit pas: il s'est réchauffé, dans son ensemble, pendant au moins les 50 dernières années. Bien que la station météo du pôle Sud montre un refroidissement au cours de cette période, cette station météo unique n'est pas représentative. Par exemple, il y  a une tendance au réchauffement à Vostok, la seule autre station de surveillance à long terme dans l'intérieur du continent. Plusieurs  analyses indépendantes (Chapman et Walsh, 2008; Monaghan et al. 2008; Goosse et al. 2009; Steig et al. 2009) montrent, qu'en moyenne, l'Antarctique s'est réchauffée d'environ 0,5 ° C depuis que les mesures à grande échelle ont commencé en 1957, année géophysique internationale, en particulier avec le réchauffement rapide autour de la région de la péninsule antarctique et de la West Antarctic Ice Sheet (la figure 14 montre la tendance moyenne 1957-2006). En outre, il existe des preuves directes, à partir de mesures de forage, que le réchauffement en Antarctique de l'Ouest a commencé après les années 1930 (Barrett et al. 2009).

 

Depuis le développement du trou d'ozone antarctique dans les années 1970, il y a eu un renforcement des vents autour de l'Antarctique, réduisant ainsi la quantité d'air plus chaud atteignant le continent. Les vents forts sont dus à un refroidissement dans la haute atmosphère, du à l'appauvrissement de l’ozone causé par les chlorofluorocarbones. En conséquence, une grande partie de l'Antarctique Est a refroidi en été et en automne depuis les années 1970. Ironiquement, les émissions anthropiques de CFC ont contribué ainsi à compenser en partie le réchauffement de l’intérieur de l'Antarctique, analogue au refroidissement de la planète dû aux aérosols sulfatés. Comme le trou d'ozone va progressivement se réparer au cours du siècle à venir, le refroidissement est susceptible de diminuer. 

Les facteurs qui déterminent l'étendue des glaces de mer autour de l'Antarctique sont très différents de ceux de l'Arctique, car l'Antarctique est un continent situé autour du pôle et est entouré d'eau, tout le contraire de la géographie de l'Arctique.
L'étendue de banquise autour de l'Antarctique est fortement déterminée par les vents circumpolaires qui ont tendance à pousser la glace vers le large, et par la position du front polaire où la glace rencontre des eaux plus chaudes de l'océan. La banquise australe montre une tendance légère à la hausse, en conformité avec l'augmentation des vents circumpolaires mentionnés ci-dessus.
Dans l'ouest de l'Antarctique, où les hausses de température sont les plus grandes, la banquise a diminué de façon statistiquement significative depuis au moins les années 1970.