Rift est-africain

Profil topographique des épaulements du rift au niveau du lac Malawi.

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 plus de 4 500 kilomètres[5]. L'EAR se compose de deux branches principales. La vallée du Rift oriental (également connue sous le nom de rift de Gregory) 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 kényan[6]. 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[7]. L'EAR traverse l'Éthiopie, le Kenya, la République Démocratique du Congo, 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[6]. 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[8]. Son extension est concomitante avec l'EAR[9].

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[10]. 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[11]. D'autres proposent que le superpanache africain provoquerait une déformation du manteau[12] - [13] - [14].

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[13].

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

Carte géologique simplifiée (en italien). La présence du craton tanzanien semble contraindre la structure à grande échelle de l'EAR : les deux principales branches ont tendance à contourner cette portion plus épaisse et rigide du domaine continental.

Carte mondiale montrant les deux points chauds à l'origine de la surrection des deux dômes topographiques de grande amplitude (le dôme éthiopien au nord et le dôme kenyan au sud).

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[21].

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[21].

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[22].

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[12]. 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[23].

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[23].

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’Éthiopie 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[21].

L'EAR est le plus grand système de rift sismiquement actif sur Terre. La majorité des tremblements 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[24]. 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[21].

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  Le volcan Nyiragongo en 2014.
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  Volcan Dabbahu (en arrière-plan) et rift de Manda Hararo (au premier plan) en 2008.
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  Le volcan Dallol.
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  L'Erta Ale.
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  L'Ol Doinyo Lengaï.
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  Le Kilimandjaro.
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  Le mont Kenya.
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  Le mont Méru.
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  L'intérieur du rift et ses escarpements - rive occidentale du lac Natron.
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  Le mont Longonot.

Le 14 septembre 2005, des géophysiciens d'Addis-Abeba enregistrèrent une série de séismes de faible à moyenne intensité, concentrés dans la région du volcan Dabbahu, haut de 1 442 m, dans l'Est de l'Afar. Cette sismicité fut associée, durant plusieurs semaines, à un épisode magmatique dû à la mise en place d'un important (en) dyke (intrusion magmatique en forme de mur vertical), écartant et soulevant les épaules de la faille de Manda Hararo, ce qui provoqua une subsidence tectonique et thermique, à l'origine d'une fissure longue d'environ 65 km. Ce méga-dyke s'est ouvert en moyenne de 4 à 5 m, sur environ 10 km de hauteur (profondeur variant entre 2 et 12 km), ce qui représentait un volume de 1,5 à 2 km³ de magma basaltique[25]. D'autres fissures ont continué d'apparaitre postérieurement. Éric Jacques, directeur adjoint de l’Institut de physique du globe de Paris, estimait alors que « cet épisode d’ouverture de l’automne 2005 marquait sans doute l’instant zéro de l’ouverture d’un océan dans cette partie du monde »[26] - [27].