Rift est-africain

Le rift est-africain (EAR, pour l'anglais East African Rift) est une déchirure d'échelle lithosphérique qui parcourt sur plusieurs milliers de kilomètres la partie orientale de l'Afrique, depuis le golfe de Tadjourah à son extrémité nord, où il se connecte aux deux rifts océaniques du golfe d'Aden et de la mer Rouge. L'EAR a commencé à se développer vers le début du Miocène, il y a 22 à 25 millions d'années[1]. Dans le passé, il était considéré comme faisant partie d'une grande vallée du Grand Rift qui s'étendait vers le nord jusqu'en Asie mineure .

Une carte de l'Afrique de l'Est montrant certains volcans actifs (sous forme de triangles rouges) et le Triangle Afar (ombré au centre), une triple jonction (ou triple point) où trois plaques s'éloignent les unes des autres : la plaque arabe et deux parties de la plaque africaine - la Nubie et la Somalie se divisant le long de la zone du rift est-africain.
Un rendu informatique représentant la faille d'Albertine
Un rendu artificiel du Rift Albertin, qui forme la branche occidentale du Rift est-africain. Les sites visibles comprennent (de l'arrière-plan au premier plan): le lac Albert, les montagnes Rwenzori, le lac Édouard, les montagnes volcaniques des Virunga, le lac Kivu et la partie nord du lac Tanganyika

La grande faille est-africaine coupe en deux la Corne de l'Afrique : la plaque africaine, à l'ouest, s'éloigne de la plaque somalienne, à l'est. Elle se divise, au sud de l'Éthiopie, de part et d'autre de l'Ouganda. La branche occidentale (rift Albertin) s'échelonne le long des grands lacs africains, formés par l'accumulation de l'eau dans les dépressions de faille, tandis que la branche orientale traverse le Kenya et la Tanzanie à l'est du lac Victoria. Le rythme d'écartement est de 6 à 7 mm par an. La rupture lithosphérique devrait se produire dans 10 millions d'années provoquant le détachement de la plaque somalienne et la formation d'un nouveau bassin océanique[2].

ExtensionModifier

Les branches du rift sont divisées en segments de rift, eux-mêmes divisés en ensembles plus petits, les bassins de rift. Segments et bassins de rift sont jalonnés de grands volcans, dont certains sont sur l'axe du rift qui est jalonné de nombreux lacs de dimensions variables et de morphologie généralement allongée allant de quelques kilomètres à plusieurs centaines de kilomètres de longueur.

Le système de rift est-africain s'étend sur des milliers de kilomètres[3]. L'EAR se compose de deux branches principales. La vallée du Rift oriental (également connue sous le nom de Gregory Rift) comprend le principal rift éthiopien, et s'étend vers l'est à partir de la jonction triple de l'Afar, qui se poursuit vers la vallée du Rift kenyan[4]. La vallée du Rift occidental comprend le rift Albertin et plus au sud, la vallée du lac Malawi. Au nord de la jonction triple de l'Afar, la faille suit deux chemins distinct, à l'ouest jusqu'au rift de la mer Rouge et à l'est jusqu'à la crête d'Aden dans le golfe d'Aden.

L'EAR s'étend de la jonction triple de l'Afar jusque dans le triangle Afar de l'Éthiopie à travers l'Afrique de l'Est, se terminant au Mozambique[5]. L'EAR traverse l'Éthiopie, le Kenya, l'Ouganda, le Rwanda, le Burundi, la Zambie, la Tanzanie, le Malawi, le Mozambique et se poursuit au large des côtes du Mozambique le long des grabens Kerimba et Lacerda, rejoints par la Davie Ridge (2 200 km), zone de fracture qui traverse le bassin ouest de la Somalie, à cheval sur la frontière entre la Tanzanie et le Mozambique[4]. Le Davie Ridge varie entre 30 et 120 km de large, avec un escarpement orienté vers l'ouest (arc plongeant vers l'est) sur la moitié sud de sa longueur, qui s'élève à 2 300 m[6]. Son extension est concomitante avec l'EAR[7].

Théories concurrentes sur l'évolution géologiqueModifier

 
Différence conceptuelle d'extension entre les modèles de panaches et le modèle de superpanache placé sous le rift est-africain. Modifié d'après Hansen et al. 2012.
 
Cartes de quatre tranches de profondeur différentes du modèle de vitesse de cisaillement (Vs) développé par Emry et al. 2018[8]. Les formes des zones avec des V inférieurs (couleurs vers le rouge) suggèrent des structures plus chaudes dans le manteau. La quatrième carte distinctive montre une profondeur en dessous de la discontinuité de 410 km où Vs s'intensifie (devenant globalement plus bleu), mais elle affiche toujours la marque d'un panache au substrat du Rift est-africain. Dans la case blanche, le profil vertical Vs à 10 ° N, 40 ° E illustre l'augmentation de la vitesse avec la profondeur et l'effet des 410 km de discontinuité.

Au fil du temps, de nombreuses théories tentent d'expliquer l'évolution du Rift est-africain. En 1972, il est proposé que l'EAR n'est pas le résultat de l'activité tectonique, mais plutôt la conséquence de différences de densité crustale. Depuis les années 1990, des preuves sont apportées en faveur de panaches du manteau sous l'EAR[9]. D'autres proposent que le superpanache africain provoquerait une déformation du manteau[10],[11],[12].

Le point de vue le plus récent et le plus admis est la théorie avancée en 2009 : le magmatisme et la tectonique des plaques ont une rétroaction mutuelle, compensée par des conditions de rifting oblique[11].

La conformation exacte des panaches du manteau fait toujours l'objet d'études.

Géochimie isotopiqueModifier

Les signatures géochimiques variables d'une suite de laves éthiopiennes suggèrent de plusieurs sources de panache : une d'origine profonde du manteau et une provenant de la lithosphère sous-continentale[13]. Une étude de Halldórsson en 2014, comparant la signature géochimique des rares isotopes de la Terre des xénolithes et des échantillons de lave collectés dans l'EAR, corrobore la coexistence d'un superpanache «commun à toute la faille» avec une autre source de matière du manteau soit de type subcontinental, soit de type dorsale médio-océanique[14].

Tomographie sismiqueModifier

La méthode géophysique de tomographie sismique est un outil approprié pour étudier les structures souterraines de la Terre, plus profondément que la croûte. Il s'agit d'une technique à problème inverse qui modélise les vitesses de la Terre intérieure qui reproduisent les données sismographiques enregistrées dans le monde entier. Des améliorations récentes des modèles tomographiques de la Terre des vitesses des ondes P et S suggèrent qu'un superplume remontant du manteau inférieur au nord-est de l'EAR alimente des panaches de plus petite échelle dans le manteau supérieur[15],[16].

Modélisation géodynamiqueModifier

Parallèlement aux mesures géologiques et géophysiques (par exemple les rapports isotopiques et les vitesses sismiques), il est intéressant de tester des hypothèses sur des modèles géodynamiques informatisés. Un modèle géodynamique numérique 3D du couplage panache-croûte était capable de reproduire l'asymétrie latérale de l'EAR autour du craton de Tanzanie[17]. La modélisation numérique de la fracture continentale induite par le panache montre deux étapes distinctes, le rifting crustal suivi d'une cassure lithosphérique et l'« upwelling » entre les étapes d'un panache du manteau supérieur[18].

Évolution géologiqueModifier

Avant le rifting, d'énormes basaltes continentaux ont éclaté à la surface et un soulèvement des plateaux éthiopien, somalien et est-africain s'est produit. La première étape du rifting de l'EAR est caractérisée par la localisation du rift et le magmatisme sur toute la zone du rift. Les périodes d'extension alternaient avec les périodes d'inactivité relative. Il y a également eu la réactivation d'une faiblesse précambrienne dans la croûte, une zone de suture de plusieurs cratons, un déplacement le long de grandes failles de frontière et le développement de bassins profonds asymétriques. La deuxième étape du rifting est caractérisée par la désactivation de grandes failles aux limites, le développement de segments de faille internes et la concentration de l'activité magmatique vers les rifts[3].

Les segments de rift étroits du système Rift est-africain forment des zones de déformation localisées. Ces failles sont le résultat des actions de nombreuses failles normales typiques de toutes les zones de failles tectoniques. Un magmatisme volumineux et des basaltes d'inondation continentale caractérisent certains des segments de la faille, tandis que d'autres segments, comme la branche occidentale, ne possèdent que de très petits volumes de roche volcanique[3].

PétrologieModifier

La croûte continentale africaine est généralement fraîche et forte. De nombreux cratons se trouvent dans toute l'EAR, comme les cratons de Tanzanie et de Kaapvaal. Les cratons sont épais et ont survécu pendant des milliards d'années avec peu d'activité tectonique. Ils sont caractérisés par des ceintures de roches vertes, des tonalites et d'autres lithologies métamorphiques. Les cratons sont importants en termes de ressources minérales, avec d'importants gisements d'or, d'antimoine, de fer, de chrome et de nickel[19].

Un grand volume de basaltes d'inondation continentale a éclaté au cours de l'Oligocène, la majorité du volcanisme coïncidant avec l'ouverture de la mer Rouge et du golfe d'Aden d'environ 30 Ma[10]. La composition des roches volcaniques est un continuum de roches ultra-alcalines à tholéiitiques et felsiques. La diversité des compositions pourrait être expliquée par différentes zones sources du manteau. L'EAR traverse également d'anciennes roches sédimentaires déposées dans de vieux bassins[20].

Volcanisme et sismicitéModifier

La zone de rift est-africain comprend des volcans actifs et dormants, parmi lesquels le mont Kilimandjaro, le mont Kenya, le mont Longonot, le cratère Menengai, le mont Karisimbi, le mont Nyiragongo, le mont Meru et le mont Elgon, ainsi que les hauts plateaux du cratère en Tanzanie. Bien que la plupart de ces montagnes se trouvent en dehors de la vallée du Rift, elles sont une conséquence de l'EAR[20].

Les volcans actifs incluent Erta Ale, DallaFilla et Ol Doinyo Lengai. Le premier est un volcan bouclier basaltique continuellement actif dans la région Afar du nord-est de l'Éthiopie. Lorsque DallaFilla est entré en éruption en 2008, il s'agissait de la plus grande éruption volcanique d'Ethiopie connue de l'histoire. Le volcan Ol Doinyo Lengai est actuellement le seul volcan de natrocarbonatite actif au monde. Le magma ne contient presque pas de silice, ce qui rend la viscosité de l'écoulement extrêmement faible. Selon le National Geographic "ses fontaines de lave se cristallisent dans les airs puis se brisent comme du verre". Rien qu'en Éthiopie, environ cinquante structures volcaniques ont manifesté une activité depuis le début de l'Holocène[3].

L'EAR est le plus grand système de rift sismiquement actif sur Terre. La majorité des tremblement de Terre se produisent près de la dépression Afar, les plus grands se produisant généralement le long ou à proximité des principales failles frontalières. Les événements sismiques du siècle dernier ont atteint une magnitude de moment maximale estimée à 7,0. Les tendances de sismicité parallèles au système de rift ont une faible profondeur focale allant de 12 à 15 km sous l'axe du rift. Plus loin de l'axe du rift, les profondeurs focales peuvent atteindre plus de 30 km[21]. Les solutions des mécanismes focaux concernent le NE et présentent fréquemment des défauts de glissement par immersion standards, bien qu'un mouvement latéral gauche soit également observé[3].

PréhistoireModifier

Notes et référencesModifier

  1. (en) Ebinger, « Continental break-up: The East African perspective », Astronomy and Geophysics, vol. 46, no 2,‎ , p. 2.16–2.21 (DOI 10.1111/j.1468-4004.2005.46216.x).
  2. (en) Fernandes, Ambrosius, Noomen et Bastos, « Angular velocities of Nubia and Somalia from continuous GPS data: implications on present-day relative kinematics », Earth and Planetary Science Letters, vol. 222, no 1,‎ , p. 197–208 (DOI 10.1016/j.epsl.2004.02.008, Bibcode 2004E&PSL.222..197F).
  3. a b c d et e (en) Corti, « The Ethiopian Rift Valley », National Research Council of Italy, Institute of Geosciences and Earth Resources (consulté le 19 mars 2014).
  4. a et b (en) Mougenot, Recq, Virlogeux et Lepvrier, « Seaward extension of the East African Rift », Nature, vol. 321, no 6070,‎ jin 1986, p. 599–603 (DOI 10.1038/321599a0, Bibcode 1986Natur.321..599M).
  5. (en) Chorowicz, « The East African rift system », Journal of African Earth Sciences, vol. 43, no 1,‎ , p. 379–410 (DOI 10.1016/j.jafrearsci.2005.07.019, Bibcode 2005JAfES..43..379C).
  6. (en) Mascle, Moungenot, Blarez et Marinho, « African transform continental margins: examples from Guinea, the Ivory Coast and Mozambique », Geological Journal, 2e série, vol. 22,‎ , p. 537–561 (DOI 10.1002/gj.3350220632).
  7. (en) Scrutton, « David fracture zone and the movement of Madagascar », Earth and Planetary Science Letters, vol. 39, no 1,‎ , p. 84–88 (DOI 10.1016/0012-821x(78)90143-7, Bibcode 1978E&PSL..39...84S).
  8. (en) Trabant, Hutko, Bahavar et Karstens, « Data Products at the IRIS DMC: Stepping Stones for Research and Other Applications », Seismological Research Letters, vol. 83, no 5,‎ , p. 846–854 (DOI 10.1785/0220120032).
  9. (en) Montelli, « A catalogue of deep mantle plumes: New results from finite‐frequency tomography », Geochem. Geophys. Geosyst., vol. 7, no 11,‎ , n/a (DOI 10.1029/2006GC001248, Bibcode 2006GGG.....711007M).
  10. a et b (en) Ebinger et Sleep, « Cenozoic magmatism throughout east Africa resulting from impact of a single plume », Nature, vol. 395, no 6704,‎ , p. 788–791 (DOI 10.1038/27417, Bibcode 1998Natur.395..788E).
  11. a et b (en) Corti, « Continental rift evolution: From rift initiation to incipient break-up in the Main Ethiopian Rift, East Africa », Earth-Science Reviews, vol. 96, nos 1–2,‎ , p. 1–53 (DOI 10.1016/j.earscirev.2009.06.005, Bibcode 2009ESRv...96....1C).
  12. (en) Hansen, Nyblade et Benoit, « Mantle structure beneath Africa and Arabia from adaptively parameterized P-wave tomography: Implications for the origin of Cenozoic Afro-Arabian tectonism », Earth and Planetary Science Letters, vol. 319-320,‎ , p. 23–34 (DOI 10.1016/j.epsl.2011.12.023, Bibcode 2012E&PSL.319...23H).
  13. (en) Furman, « Geochemistry of East African Rift basalts: An overview », Journal of African Earth Sciences, vol. 48, nos 2–3,‎ , p. 147–160 (DOI 10.1016/j.jafrearsci.2006.06.009, Bibcode 2007JAfES..48..147F).
  14. (en) Halldórsson, Hilton, Scarsi et Abebe, « A common mantle plume source beneath the entire East African Rift System revealed by coupled helium-neon systematics », Geophysical Research Letters, vol. 41, no 7,‎ , p. 2304–2311 (DOI 10.1002/2014GL059424, Bibcode 2014GeoRL..41.2304H).
  15. (en) Civiero, Hammond, Goes et Fishwick, « Multiple mantle upwellings in the transition zone beneath the northern East-African Rift system from relative P-wave travel-time tomography », Geochemistry, Geophysics, Geosystems, vol. 16, no 9,‎ , p. 2949–2968 (DOI 10.1002/2015GC005948, Bibcode 2015GGG....16.2949C).
  16. (en) Emry, Shen, Nyblade et Flinders, « Upper mantle earth structure in Africa from full‐wave ambient noise tomography », Geochemistry, Geophysics, Geosystems, vol. 20,‎ , p. 120–147 (DOI 10.1029/2018GC007804).
  17. (en) Koptev, Burov, Calais et Leroy, « Contrasted continental rifting via plume-craton interaction: Applications to Central East African Rift », Geoscience Frontiers, vol. 7, no 2,‎ , p. 221–236 (DOI 10.1016/j.gsf.2015.11.002).
  18. (en) Koptev, Burov, Gerya et Le Pourhiet, « Plume-induced continental rifting and break-up in ultra-slow extension context: Insights from 3D numerical modeling », Tectonophysics, vol. 746,‎ , p. 121–137 (DOI 10.1016/j.tecto.2017.03.025, Bibcode 2018Tectp.746..121K, lire en ligne).
  19. (en) Taylor, Schulz, Doebrich, Orris, Denning et Kirschbaum, « Geology and Nonfuel Mineral Deposits of Africa and Middle East », US Department of the Interior, US Geological Survey.
  20. a et b (en) Saemundsson, « East African Rift System-An Overview », Reykjavik: United Nations University, Iceland GeoSurvey,‎ .
  21. (en) L. Siebert, T. Simkin et P. Kimberly, Volcanoes of the World, University of California Press, .

Voir aussiModifier

Articles connexesModifier

Liens externesModifier