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Le Rift est-africain

 | 
Bertrand Hirsch
, 
Bernard Roussel

Partie 1. La grande déchirure de la Terre

Chapitre 1. Géophysique du Rift

Paul Davies

Texte intégral

Vue aérienne du rift Asal. Faille, volcan et accumulation de lave (Ghoubbet, Djibouti).

1La structure du continent africain peut être décrite comme un ensemble de bassins et de dômes étendus, d’altitudes croissantes vers l’est (fig. 1), qui culminent dans la région du plateau est-africain. La reconstitution des mouvements des plaques tectoniques suggère que l’Afrique est restée immobile par rapport au manteau terrestre durant les 30 derniers millions d’années. Cette chape continentale pourrait avoir joué le rôle d’un isolant par rapport au flux de chaleur mantellique, avec pour conséquence un réchauffement du manteau. Il est raisonnable d’envisager que les grands bassins et dômes africains soient formés par la convection du manteau, qui a dû s’intensifier sous l’Afrique à cause de la chaleur « piégée » sous la plaque.

2Les premières traces du Rift semblent s’être manifestées dans le golfe d’Aden, il y a environ 30 millions d’années, et s’être propagées vers le sud en traversant les dômes d’Éthiopie, du Kenya et de Nyiragongo (fig. 2). Au niveau du lac Victoria – source du Nil –, le Rift est divisé en deux vallées qui encadrent le lac à l’est et à l’ouest. Le rift de l’Est, ou rift oriental, est aussi appelé rift de Gregory, d’après l’un des premiers géologues à l’avoir étudié. Au sud du lac Victoria, ces deux rifts se rejoignent en Tanzanie, avant de se prolonger vers le sud et de disparaître en atteignant le fleuve Zambèze.

3La branche Est du Rift présente une activité volcanique bien plus importante que la branche Ouest. On trouve des cônes volcaniques sur le plancher du Rift, mais certains des volcans les plus spectaculaires sont situés sur ses flancs, comme les monts Kenya, Elgon, Nyiragongo et Kilimandjaro (fig. 2). Les flancs du Rift s’élèvent depuis le niveau de la mer jusqu’à 2 000 m. Cette topographie est due en partie à l’accumulation de roches volcaniques à la surface, et en partie aux forces tectoniques du Rift, qui ont fait monter le socle préexistant. Ces hautes altitudes provoquent la précipitation de l’air humide venu de l’océan Indien. Les pluies abondantes qui en résultent, combinées à la richesse minérale des sols volcaniques, rendent ces hauteurs extrêmement fertiles.

Figure 1. Carte topographique du continent africain avec les principaux bassins tectoniques et les dômes d’Éthiopie et du Kenya. Tracé schématique des branches Est et Ouest du Rift est-africain.

4Plusieurs lacs se sont formés dans le fossé du Rift, dont les lacs Turkana, Tanganyika et Nyasa (ou Malawi). Les murs du Rift forment des escarpements spectaculaires de plusieurs centaines de mètres de haut. Des escarpements de faille normale, peu ou pas érodés, témoignent de l’activité récente du Rift. Le Rift est-africain rejoint la mer, entre le golfe d’Aden et la mer Rouge au niveau d’un point triple de jonction tectonique entre un rift continental et deux rifts océaniques.

5La mer Rouge a commencé à s’ouvrir à peu près en même temps que le Rift africain. Cependant, sa vitesse d’ouverture étant plus grande, l’évolution d’un rift continental vers un rift océanique a eu l’occasion de s’accomplir. Près de Djibouti, au point de rencontre entre le Rift africain et la mer, cette transition se manifeste au niveau des failles bordières, qui ont effondré le plancher du fossé.

6Le flux de chaleur est très important en certains endroits du Rift, principalement près des volcans actifs. De fait, 10 % de l’électricité du Kenya provient de l’énergie géothermique. En revanche, sur les flancs du Rift, le flux de chaleur est équivalent à celui d’un continent « non-rifté ».

Figure 2. Le système du Rift est-africain (d’après Davidson et al., 2002).

7Dans ce texte, nous décrivons comment un rift est contrôlé par la chaleur interne de la planète. Nous présentons l’histoire géologique de l’Afrique, en rapport avec les mouvements dans le manteau et la dynamique des plaques tectoniques qui en découle. Sous l’Afrique, la structure profonde du manteau, révélée par les mesures géophysiques, est anormale jusqu’au noyau. Les anomalies les plus importantes sont situées dans le manteau supérieur. Nous défendons ici la thèse selon laquelle le Rift est-africain est contrôlé par des courants ascendants du manteau supérieur, qui transfèrent la chaleur interne de la Terre vers la surface.

La convection dans le manteau, moteur de la création d’un rift

8La convection dans le manteau terrestre est le processus grâce auquel la Terre évacue la chaleur qu’elle génère et qui constitue le moteur du système du Rift est-africain. Cette chaleur à évacuer provient majoritairement de la désintégration des éléments radioactifs terrestres. Bien que la fraction radioactive dans les roches soit très faible, la somme de toute la chaleur provenant de cette source serait suffisante pour faire fondre la Terre en 100 millions d’années si cette énergie n’était pas évacuée vers la surface. En réalité, seule une petite quantité de matière fond, sous les volcans et les dorsales océaniques. L’effet principal de cette chaleur d’origine radioactive est de « ramollir » les roches du manteau : bien que toujours solides, celles-ci fluent et transportent la chaleur de bas en haut. À la surface du globe, la chaleur s’échappe d’abord dans les océans et l’atmosphère.

Convection et refroidissement du manteau

9À cause de ce refroidissement, la « coquille » superficielle de la Terre, la lithosphère – épaisse d’environ 100 km, qui comprend la croûte et une partie du manteau supérieur – est plus solide et plus résistante que les roches mantelliques de l’asthénosphère, moins froides. En particulier, la lithosphère a tendance à résister aux mouvements de convection sous-jacents. Cette « coquille » agit aussi comme un isolant thermique et fait barrage au flux de chaleur qui remonte vers la surface. Mais la quantité de chaleur qui la traverse, par conduction, est trop faible pour équilibrer la quantité de chaleur produite dans le manteau. Cette situation est clairement instable, et la tectonique des plaque est la conséquence de cette instabilité. La chaleur s’accumule jusqu’à ce que les mouvements ascendants du manteau disloquent la coquille isolante et la divisent en plusieurs plaques, qui s’écartent ensuite les unes des autres. Le manteau chaud s’infiltre entre les plaques qui s’écartent, transportant ainsi la chaleur excédentaire jusqu’à la surface, où elle s’échappe. Les plaques, une fois refroidies, finissent par plonger dans le manteau : on parle alors de subduction. Ce processus, qui associe remontée mantellique et subduction, appelé convection mantellique, met en mouvement les plaques continentales et provoque des dislocations et des collisions. La convection est bien plus efficace que la conduction pour transporter la chaleur, ce qui fait que le bilan entre production de chaleur dans la Terre et évacuation de chaleur vers la surface dépend de la vigueur de la convection mantellique. Nous allons voir que ces processus de capture de la chaleur, d’ascendance mantellique, de soulèvement (surrection) et de dislocation sont à l’œuvre aujourd’hui en Afrique de l’Est et ont donné naissance aux plateaux, aux volcans et aux grabens du plus grand système de rift continental au monde.

Figure 3. Les fissures dans l’écorce terrestre provoquées par la dérive des continents permettent d’expulser à la surface une partie seulement de cette énergie. Le surplus se transforme en panaches de matière chaude qui, en remontant de plusieurs centaines de kilomètres de profondeur, distordent l’écorce terrestre avant de la rompre. Source : V. Courtillot

Avant l’Afrique : une masse continentale unique, la Pangée

10Au début du siècle, Alfred Wegener est le premier à avoir observé en détail que la côte atlantique de l’Afrique et celle de l’Amérique du Sud présentent des tracés complémentaires (fig. 4). Si l’on faisait glisser sur le globe terrestre ces continents l’un vers l’autre, leurs contours s’ajusteraient comme les pièces d’un puzzle. On retrouve des correspondances de même nature ailleurs dans le monde : le tracé des côtes est de l’Amérique du Nord et du Groenland est complémentaire de celui des côtes ouest de l’Europe et de l’Afrique du Nord ; l’ensemble Inde/Australie/ Antarctique s’ajuste le long de la côte est de l’Afrique.

Figure 4. Correspondance des côtes africaines et sud-américaines. Bien que la congruence de ces lignes de côtes ait été connue depuis des siècles, l’idée de mobilité continentale dut attendre le milieu du xxe siècle pour être acceptée (d’après Bullard et al., 1965).

11Ces correspondances entre les frontières des continents étaient connues dès le xvie siècle, mais personne n’avait alors sérieusement envisagé l’idée que ces frontières aient pu coïncider réellement dans un passé éloigné. Il était impossible de concevoir la source des forces nécessaires à la dislocation et au déplacement de masses continentales aussi considérables. Alfred Wegener (Wegener, 1915) a avancé l’hypothèse que les continents étaient par le passé réunis en un seul ensemble, et qu’ils avaient dérivé depuis jusqu’à leurs positions respectives actuelles. Les similarités relevées entre plusieurs espèces de plantes et d’animaux fossiles de part et d’autre de l’Atlantique, en Afrique et en Amérique du Sud, ont constitué alors la preuve que ces continents avaient été jointifs, plusieurs centaines de millions d’années avant notre ère. De fait, il y a 200 millions d’années, les continents actuels faisaient tous partie d’une même masse continentale unique ou « super-continent », la Pangée (ce qui en grec signifie « toute la Terre »). La Pangée se composait de deux parties : un sous-continent nord, la Laurasie, comprenait l’actuelle Eurasie, l’Amérique du Nord et le Groenland ; un sous-continent sud, le Gondwana, comprenait l’Afrique, l’Amérique du Sud, l’Inde, l’Australie et l’Antarctique. L’Afrique, alors située près du centre de la Pangée, était le noyau de tout cet ensemble, autour duquel étaient réunis les autres continents (fig. 5).

Figure 5. La Pangée il y a environ 200 Ma.

12La théorie de Wegener d’une « dérive » des continents fut reprise par le géologue sud-africain Alexander Du Toit, auteur du livre Our Wandering Continents (Du Toit, 1937) qu’il dédia à Wegener. Cependant, la plupart des scientifiques de l’époque récusaient l’idée même de mobilité continentale ; les travaux de Wegener et Du Toit restaient très marginaux et ne furent appréciés à leur juste valeur qu’au milieu du xxe siècle, quand des mesures géophysiques vinrent confirmer les observations géologiques et permirent de comprendre les mécanismes de l’expansion du plancher océanique, qui seront décrits plus loin.

13Nous n’avons pas accès aux détails de la tectonique ancienne (plus d’un milliard d’années) de l’Afrique, car ils ont été « effacés » par les événements géologiques plus récents. Néanmoins, certains événements tectoniques des périodes très anciennes sont encore reconnaissables. Le continent africain est composé de plusieurs cratons séparés par des ceintures mobiles. Un craton est un bloc stable de la lithosphère, témoin des étapes initiales de la différentiation de notre planète. De nombreux cratons se sont stabilisés voilà 2,5 milliards d’années. Il est fréquent qu’ils renferment des diamants, ce qui laisse à penser que le manteau situé sous un craton possède des propriétés différentes de celles du manteau des autres régions. La région de Kimberley, en Afrique du Sud, dans le craton de Kaapvaal, en est un exemple célèbre. Plus au nord se trouve le craton du Zimbabwe. En Afrique de l’Est, le craton de Tanzanie est coupé par la branche Ouest du Rift est-africain et limité à l’est par la branche Est. Les ceintures dites « mobiles » sont appelées ainsi car, contrairement aux cratons, stables, elles portent la trace de déformations majeures, similaires à celles qui sont aujourd’hui à l’œuvre dans les Alpes et l’Himalaya et qui font naître les reliefs de ces régions. On ne trouve pas de diamants dans ces ceintures mobiles. Celles-ci ont été actives il y a 900 à 500 millions d’années, et elles étaient associées aux collisions dont le Gondwana est issu. Cette époque de déformation tectonique est connue sous le nom d’orogenèse pan-africaine. La ceinture du Mozambique, qui s’étend en réalité à travers la Zambie, le Malawi et l’Afrique de l’Est jusqu’en Éthiopie, entoure le craton de Tanzanie.

14On pense aujourd’hui que les cratons sont d’anciens micro-continents qui se seraient formés très tôt dans l’histoire de la Terre, à la suite de la fusion partielle du manteau. Le manteau qu’ils recouvrent a sans doute été « purgé » de son basalte (et de ses diamants) par l’activité volcanique. Ce type de manteau est dit appauvri, pour le distinguer du manteau dit fertile, c’est-à-dire encore capable de générer un volcanisme basaltique. On imagine que ces cratons ont été réunis par des processus tectoniques analogues à ceux qui provoquent aujourd’hui la collision Inde-Asie.

15L’Afrique résulte de la réunion de plusieurs de ces micro-continents, actuellement séparés par des ceintures mobiles, sous lesquelles on observe un manteau fertile. Lorsque, comme nous l’avons exposé plus haut, la convection mantellique apporte de la chaleur vers les régions supérieures du manteau africain, la réponse mécanique de la lithosphère diffère selon les deux types de manteau sous-jacent. Le réchauffement d’un manteau fertile est accompagné de surrection, de fusion et de volcanisme, comme en Afrique de l’Est, tandis que dans le cas d’un manteau appauvri, on n’observe qu’un effet de surrection, comme en Afrique du Sud.

16La Pangée, formée par collision continentale, atteint son maximum de cohésion au cours du Permien (286 à 248 Ma) pour se disloquer environ 50 millions d’années plus tard, à la fin du Trias, il y a 200 millions d’années. Les contraintes mécaniques internes et externes commencent à provoquer la dislocation du super-continent en plusieurs plaques continentales, qui sont celles que nous connaissons aujourd’hui (fig. 6). Cette dislocation de la Pangée est peut-être due à l’effet d’isolation thermique décrit plus haut (Anderson, 1982), qui aurait réchauffé le manteau sous-jacent et suscité des ascendances mantelliques sous le super-continent. Pour comprendre ce processus, nous allons nous intéresser à la structure d’une plaque continentale et aux forces qui agissent sur elle.

Figure 6. Les différentes étapes de la dislocation du Gondwana entre 200 et 100 Ma. Les tracés entre les masses continentales indiquent la position probable des dorsales océaniques, et les tracés avec barbules les zones de subduction présumées (d’après Storey, 1995).

Tectonique des plaques et rifting continental

17Du fait de leur température élevée, les matériaux de l’intérieur de la Terre fluent aux échelles de temps géologiques. La « peau » de la Terre, qui correspond aux 100 à 200 kilomètres supérieurs, est la partie la plus froide de la planète, donc la plus résistante. Quand elle est soumise à des contraintes mécaniques, elle a donc tendance à se casser plutôt qu’à fluer. Les fragments découpés par ces cassures forment les plaques tectoniques, qui peuvent être de deux types.

18On appelle plaques océaniques les plaques couvertes par un océan, et plaques continentales celles qui sont surtout composées de matériau continental. La plaque Pacifique est un exemple de plaque océanique. La plaque eurasienne, elle, est continentale. La plaque Afrique est composite, puisqu’elle comporte la lithosphère du continent africain et la lithosphère océanique des océans qui l’entourent, jusqu’à leurs dorsales océaniques respectives. La plaque Amérique du Sud représente un autre exemple de plaque « mixte ».

L’expansion du plancher océanique

19Les parties les plus vieilles d’une plaque deviennent plus denses en se refroidissant. Si elles deviennent plus denses que le manteau sous-jacent, l’instabilité gravitationnelle les fait sombrer. Dans les zones de subduction, le bord vieux d’une plaque se courbe et plonge vers l’intérieur de la Terre (fig. 7). Pour compenser cette « disparition » d’une partie de l’écorce terrestre, des cassures s’élargissent dans la partie de la plaque qui n’a pas sombré, et des roches mantelliques plus chaudes montent vers la surface en comblant ces ouvertures. Au cours de cette ascension, les roches mantelliques fondent et génèrent un magma basaltique qui formera la croûte océanique. Ces « fissures » dans l’écorce prennent la forme des rifts océaniques ou continentaux. La plaque nouvellement créée est alors chaude, donc moins dense que les parties plus anciennes de la même plaque, qui ont eu le temps de se refroidir en transmettant leur chaleur à l’atmosphère ou à l’océan. En conséquence, les parties jeunes de la plaque – situées près du rift – « flottent » plus haut que les parties plus anciennes – éloignées du rift –, comme un bateau flotte plus haut sur l’eau s’il est moins chargé. Lorsque ces parties légères se refroidissent, elles se contractent et deviennent plus denses, donc leur altitude diminue (fig. 7 a). Cela explique que les zones de rift soient souvent des zones de relativement haute altitude.

Figure 7. a – poussée exercée par le soulèvement de l’asthénosphère sous la lithosphère ;
b – poussée exercée par le plongement de la lithosphère dans l’asthénosphère ;
c – « succion de repliement » : traction exercée par la plaque plongeante quand elle se replie vers le bas sous l’effet de la gravité (d’après Davidson et al., 2002).

20Les zones de rift du plancher océanique sont appelées dorsales ou rides médio-océaniques à cause de leur topographie et de leur situation au milieu des océans. Le Rift est-africain, comme d’autres grands rifts dans le monde (le Rio Grande en Amérique du Nord, le Baïkal en Sibérie), présente une topographie élevée. La profondeur typique des dorsales océaniques est de 2,5 km, à comparer avec la profondeur des vieux bassins océaniques, qui peut atteindre 6,5 km. Dans les zones de subduction, là où les plaques se courbent vers le bas, il se forme des fosses qui peuvent atteindre 10 km de profondeur. Le processus par lequel les plaques océaniques s’écartent depuis les dorsales médio-océaniques vers les zones de subduction est appelé expansion du plancher océanique.

À l’origine de la subduction

21Initialement la plaque jeune, juste après sa formation au niveau de la dorsale, est très fine, car seule une petite épaisseur en surface est suffisamment refroidie. Au fur et à mesure qu’une section de plaque s’éloigne de la dorsale, elle se refroidit et son épaisseur augmente. Au bout d’environ 80 millions d’années la plaque, épaisse d’environ 100 km, cesse de s’épaissir. Au-delà de ce stade, le refroidissement et l’épaississement de la plaque ne s’arrêtent pas réellement, mais la situation devient gravitationnellement instable et des morceaux de la partie inférieure de la plaque sombrent pour être remplacés par du manteau chaud ascendant. De cette manière, un équilibre est atteint entre le refroidissement de la plaque et les ascendances du manteau. On parle alors de convection à petite échelle. Selon certains auteurs (Burke et Wilson, 1972 ; Mckenzie et Weiss, 1975), un processus similaire est à l’œuvre sous la plaque africaine, et donne naissance à sa topographie en bassins et en dômes (cf. fig. 1). Les dorsales océaniques constituent les systèmes de rift les plus efficaces, et de loin, pour répondre aux mouvements de convection sous le manteau : les plaques océaniques de part et d’autre de la dorsale s’éloignent de milliers de kilomètres, alors que dans le cas d’un rift continental, l’écartement est de l’ordre de 10 km. Si cet écartement augmente encore, un nouvel océan finit par se former.

Différents types de subduction

22Les roches granitiques de la croûte continentale s’étendent jusqu’à une profondeur d’environ 45 km. Au-delà de cette profondeur, la résistance des plaques est la même, qu’elles soient océaniques ou continentales. Un continent reposant sur une plaque en mouvement est comparable à un tas de briques posées sur un tapis roulant : il est traîné passivement en direction de la zone de subduction. De cette manière, le continent, structurellement moins résistant, n’a pas à se « frayer un chemin » à travers les roches océaniques : il se contente d’être transporté par la plaque sous-jacente, plus résistante (fig. 8).

Figure 8. Rift continental passif :
(a) la partie plongeante, solidaire du reste de la plaque, exerce en plongeant dans le manteau une traction responsable de l’apparition de failles normales ;
(b) un rift continental se forme, peut-être aidé en cela par des mouvements ascendants du manteau ;
(c) le rift continue à croître jusqu’à amincissement de la croûte et naissance d’un nouveau bassin océanique. La formation du rift est allée à terme (d’après Davidson et al., 2002).

23Quand une section de plaque atteint l’âge d’environ 200 millions d’années, elle s’est tellement refroidie, donc densifiée, qu’elle commence à sombrer. Il se forme alors une ligne de charnière, la plaque se pliant pour plonger vers le bas en formant une zone de subduction. Dans une telle zone, la plaque plongeante glisse sous le bord de la plaque adjacente. Selon les mouvements relatifs des deux plaques, la partie plongeante peut exercer une traction ou une poussée sur la plaque supérieure. Dans le premier cas de figure, la partie plongeante de la plaque subductée se replie encore plus vers le bas sous l’action de la gravité et plonge verticalement (fig. 7c, 8). Ce mouvement exerce une force de succion sur la plaque adjacente, qui peut aller jusqu’à disloquer cette dernière, comme dans l’exemple de la mer du Japon. Par contre, si la plaque adjacente se rapproche plus vite que le repliement, c’est une force de compression qui s’exerce, et il se forme des chaînes de montagnes comme les Andes, en Amérique du Sud. Ce type de repliement, lorsqu’il se produit contre le bord d’un continent, comme c’était le cas à la marge sud de la Pangée (fig. 6), favorise la dislocation du continent (fig. 9). Cette explication seule ne suffit probablement pas à expliquer toutefois la dislocation de la Pangée. D’autres forces liées à la subduction ont dû jouer un rôle, mais pas avant que le super-continent ne se soit immobilisé à la surface du globe. Le développement de contraintes extensives à l’intérieur de celui-ci a dû participer à la dislocation.

Figure 9. Rift continental passif généré par une succion de repliement.
(a) Le déplacement de la plaque plongeante se fait aussi bien verticalement qu’horizontalement, ce qui exerce une force de succion sur la plaque supérieure. La lithosphère continentale de cette dernière subit alors une extension.
(b) Apparition en surface d’un rift situé à l’aplomb des ascendances mantelliques.
(c) L’activité du rift est si forte qu’un bassin océanique se forme en arrière de l’arc volcanique lié à la subduction (d’après Davidson et al., 2002).

24Les plaques continentales ont une densité plus faible que les plaques océaniques, c’est pourquoi leur topographie est plus élevée que le niveau de la mer. De fait, elles flottent plus haut sur l’asthénosphère. La croûte continentale, qui constitue les ~45 km supérieurs de la plaque, est composée de roches dont la densité moyenne est 15 % plus faible que celle des roches du manteau. Les plaques océaniques, elles, ne comportent que 7 km de croûte, formée au voisinage des dorsales océaniques par du magma constitué par la fusion de ~7 % de la lithosphère, remonté à la surface et solidifié. La croûte continentale se forme à partir d’un certain nombre de processus géologiques complexes, pas entièrement élucidés, et que nous n’aborderons pas ici. Nous nous contenterons de remarquer que la croûte continentale est moins dense et environ six fois plus épaisse que la croûte océanique. Cette différence rapportée à toute l’épaisseur de la plaque (~100 km) fait que la plaque continentale est environ 5 % moins dense que la plaque océanique. Elle flotte en moyenne 5 km plus haut. Dans le cas d’un rift continental, le manteau monte à la surface et forme une nouvelle section de croûte jeune de faible épaisseur comme dans une dorsale. Au fur et à mesure que le rift s’élargit, ses caractéristiques se rapprochent de celles d’un océan, son altitude diminue (on parle de subsidence). Quand le plancher du rift passe en dessous du niveau de la mer, il peut entrer en connexion avec l’océan en se remplissant d’eau, ce que l’on peut observer à Djibouti où le Rift est-africain rencontre la mer Rouge.

Quand le plancher du Rift passe en dessous du niveau de la mer, il peut entrer en connexion avec l’océan en se remplissant d’eau : le rift commence à être submergé. Lac Asal (Djibouti).

Rifting et dislocation d’un continent stationnaire

25Pourquoi la situation d’un continent stationnaire est-elle spécifique ? Nous avons vu en introduction comment la Terre transfère sa chaleur interne vers la surface. Les remontées chaudes sous les dorsales océaniques évacuent cette chaleur de manière tout à fait efficace. Les océans agissent comme les « radiateurs » de la planète, avec la vigueur de la tectonique des plaques comme « thermostat ». Au cours de leurs déplacements à la surface du globe, les continents qui étaient appelés à former la Pangée ont traversé des régions préalablement refroidies par ce mécanisme, contribuant à refroidir la partie inférieure de ces continents. Après sa formation, la Pangée agit en revanche comme une couverture isolante, empêchant la chaleur radioactive de s’échapper. La chaleur captive a probablement eu comme conséquence de soulever le super-continent, et de former des volcans et des dômes géants (on parle alors de points chauds).

26Du fait de la chaleur et de l’activité magmatique, des fissures se sont ouvertes dans le continent, liées à la flexion de la plaque. Le continent a ensuite commencé à se disloquer, sous l’action combinée de la poussée du magma dans les lignes de fissure et de la traction extérieure exercée par les zones de subduction qui l’entouraient. L’Inde a été entraînée vers le nord-est par une de ces subductions. L’Amérique du Nord et l’Amérique du Sud sont parties vers l’ouest. Les contours actuels de l’Afrique ont été délimités par une série de riftings (fig. 6). Certaines fissures ou rifts n’ont pas réussi à se transformer en rift océanique. La trouée de la Bénoué, en Afrique de l’Ouest, que suit la vallée du Niger, est un de ces rifts avortés, tout comme le rift d’Anza en Afrique de l’Est. L’essentiel de l’activité des rifts s’est concentré dans les régions de suture correspondant aux ceinture mobiles de l’époque de formation de la Pangée.

27La dislocation de la Pangée s’est produite entre 200 et 100 millions d’années avant notre ère (fig. 6). Il y a environ 65 millions d’années, l’altitude du continent africain était faible, peut-être du fait du refroidissement du manteau. Au moment de la dislocation du super-continent, de gigantesques épanchements basaltiques se sont produits (flood basalts) dont la trace est reconnaissable sur les continents actuels. La solidification de la croûte nouvelle formée dans les rifts et son refroidissement ultérieur ont probablement refroidi un grand volume du manteau supérieur sous-jacent à l’Afrique. Ce refroidissement, lié à la contraction des roches mantelliques, pourrait expliquer la subsidence de l’Afrique à cette époque. Les investigations géologiques indiquent que la surface originelle de l’Afrique s’est formée entre 65 et 30 millions d’années, après la dislocation du Gondwana. Ce processus est associé à une série complexe d’événements orogéniques, peut-être accompagnée du recouvrement par la mer d’au moins une partie du continent (BURKE, 1996). En Afrique de l’Est, au Kenya et en Ouganda, des dépôts latéritiques (KING et al., 1972 ; KING, 1978) suggèrent que la région qui correspond actuellement au plateau surélevé était à cette époque basse et humide (BURKE, 1996). Avec l’expansion du plancher océanique entourant le continent africain, la plaque Afrique, continentale, devient mixte : 50 % de sa surface totale est océanique, et sa taille totale approche celle de la Pangée. Il y a 30 millions d’années, il semble que la plaque se soit immobilisée par rapport au système convectif du manteau sous-jacent, contrairement aux autres continents. Il n’est donc pas surprenant d’observer sur cette plaque les mêmes processus qui ont mené à la dislocation de la Pangée. Nous allons maintenant nous intéresser aux changements qui ont affecté l’Afrique dans les 30 derniers millions d’années : son altitude, faible il y a 65 millions d’années, a augmenté ; une vigoureuse activité volcanique et sismique y est apparue, associée à la formation des rifts de la mer Rouge et d’Afrique de l’Est.

La période de rifting (les derniers 30 millions d’années)

28Dans son monumental article sur la plaque africaine, Kevin BURKE (1996) explique l’évolution de la plaque africaine par l’immobilisation du système convectif du manteau sous-jacent, il y a 30 millions d’années. Une des implications étant que la distribution des bassins et des dômes correspond à celle des courants descendants et ascendants, respectivement, qui animent les cellules de convection du manteau supérieur. Si la plaque était en mouvement par rapport au manteau, la distinction entre bassins et dômes s’effacerait au bout d’un certain temps. La taille horizontale typique de ces bassins et dômes est de l’ordre de 700 km, ce qui suggère qu’ils résultent de convection à petite échelle, confinée au manteau supérieur (jusqu’à 660 km de profondeur), où la viscosité des roches est plus faible d’un facteur 30 environ, entre le manteau supérieur et le manteau inférieur (Mitrovica et Forte, 1997). Toutefois, les données de tomographie globale (cf. infra) indiquent que les effets de cette plaque stationnaire se font sentir jusqu’à la base du manteau inférieur. La capture de chaleur sous l’Afrique a eu pour conséquence de soulever la plaque, contribuant à l’élévation du continent. La période comprise entre 65 et 30 millions d’années apparaît calme sur le plan tectonique. BURKE (1996) fait remarquer que cette quiescence prend fin il y a 30 millions d’années, avec l’apparition simultanée de volcanisme en près de 40 sites différents de la plaque. Une grande partie du volcanisme est confinée aux régions élevées et aux zones situées au-dessus du manteau fertile qui avaient été réactivées par l’activité tectonique plus ancienne, à l’époque de l’orogenèse pan-africaine.

29L’une des conséquences de la surrection et de l’érosion lors des derniers 30 millions d’années en Afrique a été de créer de grandes structures d’érosion et de mettre en place des grands deltas fluviatiles. Le grand escarpement africain qui suit la côte sud du continent depuis la vallée du Zambèze, à l’est, jusqu’à Luanda, à l’ouest, en est l’exemple le plus spectaculaire. La pro-gradation rapide des grands deltas comme ceux du Zambèze, du Limpopo ou du Nil date de cette période.

Densité, sismologie et flux de chaleur

Topographie et gravité

30Les parties océaniques et continentales de la plaque africaine sont relativement élevées. La surélévation de la partie continentale est de l’ordre de 500 m ; et c’est également le cas pour la partie océanique, dans la région de l’Atlantique Sud, si l’on tient compte des mécanismes de l’expansion du plancher océanique. On appelle super-dôme africain cette grande zone surélevée (Nyblade et Robinson, 1994). Les plus hautes altitudes sont atteintes dans les dômes des plateaux est-africains. Le Rift, qui traverse les régions africaines les plus hautes, avec les plus grands volcans, comprend trois groupes de sommets : les dômes d’Éthiopie, du Nyiragongo et du Kenya (fig. 2).

Le Rift traverse les régions africaines les plus hautes, avec les plus grands volcans. Vue du Kilimandjaro, sur le dôme du Kenya.

31Ces trois dômes recouvrent une zone de manteau de faible densité, alors que plus à l’est, les fortes gravités s’expliquent par la proximité de l’océan : la plaque océanique est si fine que sa gravité est dominée par l’effet du manteau sous-jacent, plus dense.

32D’après les profils est-ouest de gravité à l’échelle de toute l’Afrique, les dômes d’Éthiopie et du Kenya sont les régions qui présentent les plus faibles anomalies de Bouguer de tout le continent. Ces profils indiquent que, sous ces dômes, il existe des « racines » de faible densité, qui compensent isostatiquement leur masse. Au passage de l’axe du Rift, on observe une petite anomalie positive, que l’on croit due à l’intrusion de manteau dense dans la croûte là où le rift s’ouvre (fig. 10). La gravité dans le Rift reste cependant bien inférieure à celle qui correspondrait à une plaque océanique complètement formée.

Figure 10. Coupe schématique du Rift est-africain représentant les principales structures géologiques et les anomalies de gravité associées. Le manteau, où les vitesses sismiques sont élevées, s’infiltre dans la partie basse de la croûte, tandis que la base de la lithosphère est infiltrée par des roches asthénosphériques à vitesses faibles. Les vitesses sismiques ont été déterminées à partir de mesures de tomographie et de réfraction sismique. La large zone centrale de faible gravité est due à la fois à la remontée asthénosphérique (densité faible par rapport à la lithosphère) et à l’épaississement de la croûte. L’anomalie positive plus étroite au centre du Rift est causée par les intrusions de matériau mantellique (d’après Davidson et al., 2002).

Sismologie crustale et tomographie

33La structure sismique profonde de l’Afrique peut être étudiée grâce aux données de sismologie globale et régionale. Il y a consensus sur le fait que la plaque repose sur une vaste région où le manteau est 1 à 2 % moins dense que dans le modèle global standard. Les vitesses sismiques les plus faibles sont mesurées près de la frontière noyau-manteau, au sud-ouest du continent, et le modèle le plus récent permet de suivre cette région de faible vitesse tout le long du trajet qui monte de la frontière noyau-manteau jusqu’au Rift est-africain. On interprète généralement ces faibles vitesses comme un signe de températures élevées. Le déplacement vers le sud-ouest de l’anomalie mantellique peut être expliqué par le fait que l’Afrique se soit déplacée vers le sud-ouest ou le nord-est avant de s’immobiliser.

34Une des interprétations de ces données est que cette zone de faible vitesse correspond à une ascendance mantellique qui traverserait toute la profondeur du manteau, et que cette ascendance soutient le « super-dôme » africain. Une autre hypothèse possible serait qu’après la formation du Gondwana, la subduction a affecté le bord du super-continent seulement. Le manteau sous-jacent au centre de la plaque aurait alors été isolé et n’aurait pas subi le plongement des plaques. L’anomalie de vitesse profonde révélée par les données tomographiques serait alors liée à cette isolation thermique ancienne plutôt qu’à une remontée de manteau chaud.

35Les modèles de tomographie globale sont fondés sur les mesures d’un petit nombre de stations réparties à la surface du globe, et ne permettent donc de modéliser que des images grossières, moyennées sur environ 1 000 km. Une série d’expériences de tomographie régionale menées en Afrique de l’Est a permis d’obtenir une image des hétérogénéités aux échelles allant de 10 à 100 km (Savage et Long, 1985 ; Prodehl et al., 1994 ; Keller et al., 1994 ; Davis et Slack, 2002). La figure 11 est une représentation interprétative de la structure interne du dôme du Kenya, d’après les résultats d’une de ces expériences (Davis et Slack, 2002). Elle permet de mettre en évidence la remontée de l’asthénosphère dans la lithosphère.

36L’exploration sismique du rift de Gregory (Prodehl et al., 1994 ; Keller et al., 1994) a révélé que la croûte du rift lui-même est plus fine que celle de ses flancs (25 km contre 35), et que la vitesse sismique dans le manteau supérieur y est faible (7,6 km/s au lieu de 8 km/s pour un manteau supérieur « normal »). L’anatomie du rift de Gregory (fig. 11) a pu être déterminée grâce aux observations géologiques, aux données gravimétriques et à des sondages sismiques. La surrection régionale est soutenue isostatiquement par le manteau chaud, là où l’asthénosphère fait intrusion dans la lithosphère. Il se forme des chambres magmatiques dans les régions où la porosité de la roche ne suffit pas à accueillir les produits de fusion partielle du manteau. Ces chambres magmatiques alimentent les volcans. Il peut aussi y avoir propagation de dykes dans les couches peu profondes, cassantes, de la croûte ou du manteau. Ces dykes auront tendance à élargir des fissures dans la croûte, donnant ainsi naissance à des contraintes qui peuvent être responsables de l’activité de failles normales, ou bien ils peuvent se propager directement jusqu’à la surface. La forme finale du graben et des flancs de rift est une superposition de processus d’extension, d’intrusion, de volcanisme et d’érosion.

Figure 11. Les données de tomographie régionale révèlent l’amincissement de la lithosphère sous le dôme du Kenya. On attribue le contraste de vitesses sismiques, supérieur à 10 %, à la présence de produits de fusion partielle et au fait que l’asthénosphère chaude est remontée vers la lithosphère, dont la vitesse sismique est supérieure (d’après Davidson et al., 2002).

Les flux de chaleur

37Malgré la grande similarité, du point de vue de la topographie et de la gravité, entre un rift continental et une dorsale océanique, ils se différencient par les flux de chaleur. À l’intérieur même d’une vallée de rift, le flux de chaleur est généralement élevé, mais sur les flancs, par contre, les valeurs du flux de chaleur sont comparables à celles de régions continentales stables. Cela peut s’expliquer lorsque l’ouverture d’un rift résulte d’un processus mécanique d’étirement de la lithosphère, mais c’est plus surprenant dans le cas d’un rift dû aux mouvements de convection mantellique. On s’attendrait alors à retrouver de forts flux de chaleur dans le plateau surélevé qui l’entoure. Une explication réside dans le fait que ces rifts et ces plateaux n’ont que 30 millions d’années. Si des processus de convection ont pu générer une anomalie thermique dans le manteau, il est improbable que cette chaleur ait pu se propager par conduction jusqu’à la surface en un temps géologique aussi court. La vitesse de propagation de la chaleur par conduction dans la croûte est si faible (30 km en 30 millions d’années) que l’anomalie thermique ne peut être mesurée qu’au-dessus des zones où des ascendances chaudes apportent du matériau chaud près de la surface, c’est-à-dire dans le rift lui-même.

Structure géologique du Rift

38On retrouve les caractéristiques du Rift est-africain dans la plupart des autres rifts continentaux, mais pas aussi fortement exprimées. C’est pourquoi ce rift est le plus étudié au monde. Au Kenya, on trouve à la base de l’escarpement du Rift des calcaires vieux de 600 millions d’années. Ces vieux sédiments ont été recouverts par d’autres, plus jeunes, issus de l’érosion des parois du Rift et des volcans. Les éruptions y ont déversé de la lave, de sorte qu’alternent des couches sédimentaires et des couches volcaniques. Au fur et à mesure de la formation du fossé, ce remplissage a à son tour été affecté par des failles. Les données sismiques montrent que l’épaisseur de ces couches peut atteindre 6 km. La principale source de sédiments est l’érosion des épaulements et des escarpements de faille. Les failles bordières du Rift présentent de forts pendages en surface, de l’ordre de 60°, mais l’escarpement qu’elles forment s’érode rapidement. L’escarpement topographique est atténué par rapport à l’escarpement d’origine (fig. 12).

Les volcans associés au rifting offrent la gamme complète des types de volcanisme, depuis les épanchements basaltiques jusqu’aux émissions explosives avec émissions pyroclastiques. Éruption en 1978 du volcan Ardokouba, rift de Djibouti, République de Djibouti.

Figure 12. (a) Rift continental asymétrique dans lequel une des failles bordières a un plus grand rejet que celles du côté opposé.
(b) L’activité des failles normales associées au rift change les positions relatives des couches. L’érosion de l’escarpement de faille remplit partiellement le fond du graben (seule une moitié du rift est représentée ici).
(c) L’érosion se poursuit, et l’escarpement topographique finit par ne plus correspondre à l’escarpement tectonique d’origine (d’après Davidson et al., 2002).

39Les épaules d’un rift continental sont plus hautes que les plateaux environnants. Il y a deux explications possibles à cette caractéristique. On peut envisager d’une part que le plateau s’incurve — depuis un stade précoce de l’apparition du rift — pour équilibrer isostatiquement la faible densité relative du manteau sous le rift. Il est d’autre part possible que des failles apparaissent localement autour du rift pour accommoder l’écartement causé par l’injection de magma dans la croûte via les dykes.

40Les rifts continentaux sont presque toujours accompagnés de volcanisme, et la plupart des volcans se situent près des failles associées au rift. Il y a quelques exceptions spectaculaires, comme le Kilimandjaro en Tanzanie, situé à plus de 100 km de la marge du Rift est-africain. Les volcans associés au rifting offrent la gamme complète des types de volcanisme, depuis les épanchements basaltiques jusqu’aux éruptions explosives avec émissions pyroclastiques.

41Le magma ne semble pas remonter à la surface en empruntant les failles bordières du rift, qui peuvent glisser l’une par rapport à l’autre sans s’ouvrir. Il emprunte cependant des fissures quasi verticales à l’intérieur même du graben, constituant des dykes. Les contraintes dues aux forces tectoniques et à la pression du magma parviennent localement à rompre et écarter la roche. Il arrive en effet qu’un point donné situé sur la trace en surface du dyke se mette à émettre de plus en plus, jusqu’à former un volcan interne du graben.

Rifts avortés, rifts actifs, rifts en devenir

42Lorsqu’un rift n’aboutit pas à la création d’une zone de plancher océanique, la région se refroidit, la surrection régionale cesse et se transforme en subsidence ; le graben central se remplit de sédiments. Les basaltes et le matériau mantellique injectés dans la croûte génèrent par leur forte densité des gravités positives superposées à l’anomalie négative plus large due à la faible densité des sédiments. Ces anomalies de gravité constituent parfois les seuls indices de la présence d’un ancien rift, une fois que l’érosion et la sédimentation ultérieures en ont effacé la signature topographique.

43On connaît mal les facteurs qui jouent sur la permanence ou non d’un rift, sur le fait que ce dernier va poursuivre son extension et se transformer en nouvelle frontière de plaques divergente ou bien cesser son activité. Au moment de la dislocation de la Pangée, les actuelles Amériques étaient bordées à l’ouest par des zones de subduction. Par ailleurs, des panaches situés sous le super-continent généraient des épanchements basaltiques. On peut imaginer que l’ouverture de l’Atlantique est due à la fois à l’action du rift au cœur du super-continent et à la traction générée par la subduction le long de ses marges. Cette dernière a pu agir en succion ou bien simplement constituer une marge peu résistante, avec peu de frottements.

44Pour qu’un rift continental se transforme en bassin océanique, une des conditions envisagées est qu’au moins l’un des compartiments soit tiré par une zone de subduction, que ce soit par succion ou par traction de la plaque plongeante. Ainsi, le rift de la mer Rouge aurait abouti grâce à l’action de la subduction de l’Arabie sous l’Eurasie. Par contre, le Rift est-africain n’a jamais évolué vers une configuration de ce type, l’Afrique n’étant directement connectée à aucune zone de subduction. Il est possible que ce rift soit destiné à s’épuiser lui aussi, jusqu’à être oblitéré en surface dans plusieurs millions d’années, comme dans le cas du rift continental nord-américain.

Mécanismes de formation d’un rift continental

45On peut distinguer dans le monde deux types de rifts continentaux : les rifts passifs et actifs (Sengor et Burke, 1978). En réalité, les rifts présentent des configurations intermédiaires entre ces deux extrêmes. Le graben du Rhin en Allemagne, le lac Baïkal en Sibérie et le rift du Rio Grande en Amérique du Nord sont des exemples de rifts de type passif. Dans ce type de rift, l’action de forces tectoniques distantes a étiré la croûte, l’amincissant grâce au jeu de failles normales aboutissant à la formation de grabens. Les contraintes associées à la subduction sous la chaîne des Alpes durant la collision Afrique-Europe seraient à l’origine du phénomène d’extension et de l’apparition du graben du Rhin plus au nord. L’ouverture du Baïkal serait une conséquence de la collision Inde-Asie et de la subduction himalayenne ; les effets de la pénétration du « poinçon » indien dans la plaque eurasiatique se faisant sentir à grande distance.

46Dans l’ouest de l’Amérique du Nord, la subduction à la marge ouest du continent est susceptible d’étirer la partie du continent située à l’ouest de la chaîne des Rocheuses, qui inclut le rift du Rio Grande. Selon un autre modèle, ces rifts seraient dus à la présence d’un panache sous-jacent ; le sujet n’est pas clos à l’heure actuelle.

47Les rifts actifs sont principalement dus à des circulations actives dans le manteau, comme dans le cas d’un panache par exemple. Le Rift est-africain semble appartenir à cette catégorie, mais la distinction est difficile entre rifts actifs et passifs, et encore sujette à débats. Là où le rifting est intimement lié à des ascendances mantelliques, comme en Afrique de l’Est, on peut reconstituer les étapes de développement du Rift (fig. 13) :

  • une fois l’Afrique immobile par rapport au système convectif du manteau, des panaches s’établissent sous la lithosphère continentale. Ces ascendances ont transformé la partie profonde de la lithosphère en asthénosphère, soit par injection de chaleur accompagnée de fusion partielle, soit par érosion et remplacement par un matériau mantellique plus chaud et partiellement fondu (fig13, 1 et 2) ;
  • les anomalies thermiques ainsi créées ont modifié l’équilibre isostatique, provoquant la surrection de dômes à la surface (fig. 13, 3) ;
  • la courbure de ces dômes a alors exercé une force extensive similaire à celle qui fait s’éloigner les deux bords de plaques de part et d’autre d’une dorsale océanique. Quand ces forces ont excédé la résistance mécanique de la croûte, un réseau de fractures s’est mis en place autour des dômes (fig. 13, 4) ;
  • du magma s’est accumulé dans des chambres du manteau supérieur et s’est propagé à travers le manteau et la croûte via des dykes, avant d’atteindre la surface et de former des volcans (fig. 13, 5). La pression interne due à l’intrusion de magma a déclenché le rifting (fig. 13, 6), qui s’est ensuite propagé selon la géométrie des réseaux de fractures préexistantes, d’un dôme à l’autre. Les forces liées à l’intrusion soulèvent les épaules du Rift (fig. 13, 7).

Figure 13. Modèle d’évolution du Rift continental en Afrique de l’Est (d’après Davidson et al., 2002).

48L’évolution future du Rift est-africain reste incertaine. On pense qu’avec le temps, en se refroidissant, les courants mantelliques sous-jacents faibliront. Le manteau se refroidira, se contractera et les dômes entreront en subsidence. Le Rift est-africain aura alors cessé d’être actif.

49On peut aussi imaginer, au contraire, la mise en place d’une zone de subduction connectée au système du Rift, dont l’effet de succion ou de traction pourrait permettre à ce dernier de perdurer. L’écartement des bords de la lithosphère continentale pourrait alors se poursuivre, précédant l’apparition de croûte océanique. La mer s’engouffrerait alors dans le Rift pour former un nouvel océan.

50Ce modèle de rifting continental, compatible avec les données géophysiques et géologiques, reste à tester. Un de ses mérites est d’expliquer pourquoi la topographie d’un rift océanique est la même que celle d’un rift continental : dans les deux cas, le relief « en ride » est soutenu par les roches chaudes du manteau. Dans le cas d’un rift continental, la lithosphère est peu mobile, mais les mouvements convectifs du manteau transportent la chaleur responsable de la dilatation des roches sous le rift. Dans les rifts océaniques, l’asthénosphère est peu mobile, et c’est la lithosphère qui s’éloigne de la dorsale.

Conclusion

51Nous avons exposé les arguments en faveur de l’hypothèse selon laquelle des courants ascendants dans le manteau supérieur sont responsables de l’existence du Rift est-africain. Ces courants sont induits par la forte chaleur emprisonnée sous le continent africain depuis que celui-ci s’est immobilisé par rapport aux mouvements convectifs du manteau, il y a 30 millions d’années. Les données de tomographie sismique indiquent l’existence d’une zone de faible vitesse qui monte vers l’Afrique depuis la frontière noyau-manteau. Bien que les ascendances mantelliques puissent provenir, elles aussi, de cette frontière, le lien entre courants mantelliques et faibles vitesses n’est pas avéré. Ces dernières pourraient provenir de l’existence dans le manteau d’une zone « protégée » par la stabilité de l’Afrique de l’effet refroidissant des plaques plongeantes. Nous proposons que les courants mantelliques soient confinés aux 700 km supérieurs du manteau, où la viscosité est faible ; la taille caractéristique des dômes et des bassins du continent africain correspond d’ailleurs à cette échelle. D’après notre modèle, il est probable que le Rift est-africain finisse par « mourir », d’ici environ 100 millions d’années. Rappelons que pour qu’un rift continental atteigne le stade de dorsale, il faut en général qu’au moins l’un des côtés soit connecté à une zone de subduction. L’analyse de la dislocation de la Pangée indique que seuls les rifts satisfaisant à cette condition sont devenus des frontières de plaques, contrairement au cas de la trouée de la Bénoué et du rift d’Anza.

52Dans l’ouest du Gondwana, la succion du repliement d’une autre plaque a joué un rôle important, alors qu’à l’est, il s’agissait de la traction directe par la plaque plongeante. De plus, l’existence d’épanchements basaltiques et de volcanisme à cette époque suggère que les ascendances mantelliques ont également joué un rôle de lien entre les différentes zones de subduction. Contrairement au Rift est-africain, le rift de la mer Rouge a perduré grâce à la subduction sous la chaîne du Zagros, en Iran. Aujourd’hui, la plaque Afrique est presque entièrement cernée de dorsales océaniques. Notre modèle suggère qu’aucun nouveau bassin océanique ne pourra y apparaître avant que l’une des frontières n’entre en subduction. On pourrait tout à fait envisager qu’au cours des 100 prochains millions d’années, une partie de la plaque africaine devienne gravitationnellement instable et crée une nouvelle zone de subduction, permettant la dislocation continentale et la naissance du sous-continent est-africain.

Bibliographie

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Table des illustrations

Légende Vue aérienne du rift Asal. Faille, volcan et accumulation de lave (Ghoubbet, Djibouti).
URL http://books.openedition.org/irdeditions/docannexe/image/1728/img-1.jpg
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Légende Figure 1. Carte topographique du continent africain avec les principaux bassins tectoniques et les dômes d’Éthiopie et du Kenya. Tracé schématique des branches Est et Ouest du Rift est-africain.
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Légende Figure 2. Le système du Rift est-africain (d’après Davidson et al., 2002).
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Légende Figure 3. Les fissures dans l’écorce terrestre provoquées par la dérive des continents permettent d’expulser à la surface une partie seulement de cette énergie. Le surplus se transforme en panaches de matière chaude qui, en remontant de plusieurs centaines de kilomètres de profondeur, distordent l’écorce terrestre avant de la rompre. Source : V. Courtillot
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Légende Figure 4. Correspondance des côtes africaines et sud-américaines. Bien que la congruence de ces lignes de côtes ait été connue depuis des siècles, l’idée de mobilité continentale dut attendre le milieu du xxe siècle pour être acceptée (d’après Bullard et al., 1965).
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Légende Figure 5. La Pangée il y a environ 200 Ma.
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Légende Figure 6. Les différentes étapes de la dislocation du Gondwana entre 200 et 100 Ma. Les tracés entre les masses continentales indiquent la position probable des dorsales océaniques, et les tracés avec barbules les zones de subduction présumées (d’après Storey, 1995).
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Légende Figure 7. a – poussée exercée par le soulèvement de l’asthénosphère sous la lithosphère ;b – poussée exercée par le plongement de la lithosphère dans l’asthénosphère ;c – « succion de repliement » : traction exercée par la plaque plongeante quand elle se replie vers le bas sous l’effet de la gravité (d’après Davidson et al., 2002).
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Légende Figure 8. Rift continental passif :(a) la partie plongeante, solidaire du reste de la plaque, exerce en plongeant dans le manteau une traction responsable de l’apparition de failles normales ;(b) un rift continental se forme, peut-être aidé en cela par des mouvements ascendants du manteau ;(c) le rift continue à croître jusqu’à amincissement de la croûte et naissance d’un nouveau bassin océanique. La formation du rift est allée à terme (d’après Davidson et al., 2002).
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Légende Figure 9. Rift continental passif généré par une succion de repliement.(a) Le déplacement de la plaque plongeante se fait aussi bien verticalement qu’horizontalement, ce qui exerce une force de succion sur la plaque supérieure. La lithosphère continentale de cette dernière subit alors une extension.(b) Apparition en surface d’un rift situé à l’aplomb des ascendances mantelliques.(c) L’activité du rift est si forte qu’un bassin océanique se forme en arrière de l’arc volcanique lié à la subduction (d’après Davidson et al., 2002).
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Légende Quand le plancher du Rift passe en dessous du niveau de la mer, il peut entrer en connexion avec l’océan en se remplissant d’eau : le rift commence à être submergé. Lac Asal (Djibouti).
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Légende Le Rift traverse les régions africaines les plus hautes, avec les plus grands volcans. Vue du Kilimandjaro, sur le dôme du Kenya.
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Légende Figure 10. Coupe schématique du Rift est-africain représentant les principales structures géologiques et les anomalies de gravité associées. Le manteau, où les vitesses sismiques sont élevées, s’infiltre dans la partie basse de la croûte, tandis que la base de la lithosphère est infiltrée par des roches asthénosphériques à vitesses faibles. Les vitesses sismiques ont été déterminées à partir de mesures de tomographie et de réfraction sismique. La large zone centrale de faible gravité est due à la fois à la remontée asthénosphérique (densité faible par rapport à la lithosphère) et à l’épaississement de la croûte. L’anomalie positive plus étroite au centre du Rift est causée par les intrusions de matériau mantellique (d’après Davidson et al., 2002).
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Légende Figure 11. Les données de tomographie régionale révèlent l’amincissement de la lithosphère sous le dôme du Kenya. On attribue le contraste de vitesses sismiques, supérieur à 10 %, à la présence de produits de fusion partielle et au fait que l’asthénosphère chaude est remontée vers la lithosphère, dont la vitesse sismique est supérieure (d’après Davidson et al., 2002).
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Légende Les volcans associés au rifting offrent la gamme complète des types de volcanisme, depuis les épanchements basaltiques jusqu’aux émissions explosives avec émissions pyroclastiques. Éruption en 1978 du volcan Ardokouba, rift de Djibouti, République de Djibouti.
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Légende Figure 12. (a) Rift continental asymétrique dans lequel une des failles bordières a un plus grand rejet que celles du côté opposé.(b) L’activité des failles normales associées au rift change les positions relatives des couches. L’érosion de l’escarpement de faille remplit partiellement le fond du graben (seule une moitié du rift est représentée ici).(c) L’érosion se poursuit, et l’escarpement topographique finit par ne plus correspondre à l’escarpement tectonique d’origine (d’après Davidson et al., 2002).
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Légende Figure 13. Modèle d’évolution du Rift continental en Afrique de l’Est (d’après Davidson et al., 2002).
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Auteur

Géophysicien, department of Earth and Space Sciences, University of California Los Angeles

© IRD Éditions, 2009

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