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Le Rift est-africain

 | 
Bertrand Hirsch
, 
Bernard Roussel

Partie 1. La grande déchirure de la Terre

Chapitre 3. Séismes et volcans dans le Rift

Geoffrey King

Texte intégral

photo > Lac de lave du volcan Erta Ale (Éthiopie).

1Ce n’est que dans la seconde moitié du xxe siècle que l’on a commencé à comprendre les causes des séismes et des éruptions volcaniques. Jusque-là, on se contentait de relater les grands événements destructeurs, tel le séisme qui a détruit San Francisco en 1906 ou l’éruption qui a fait disparaître l’île de Krakatoa à Sumatra en 1883. Aucune théorie ne faisait le lien entre une éruption ou un séisme et un autre.

2C’est dans les années soixante, en conséquence directe de la Seconde Guerre mondiale, que les recherches en ce domaine ont progressé rapidement. Durant la guerre froide, pour répondre à des objectifs stratégiques, des cartes bathymétriques détaillées des fonds océaniques ont été établies, des sismographes ont été installés pour détecter les essais nucléaires. Des financements très importants furent attribués aux recherches océanographiques et au développement des réseaux sismiques mondiaux, qui sont à l’origine de progrès importants dans la connaissance de la structure et de la dynamique interne de notre planète. La théorie de la tectonique des plaques est issue de ces découvertes.

La tectonique des plaques

3Les études océanographiques et géophysiques menées au cours de la seconde moitié du xxe siècle ont révélé que le plancher océanique présentait une forte homogénéité à l’échelle globale, tant dans sa composition que dans sa structure, à la différence des formations géologiques complexes connues sur les continents : le plancher océanique est en effet constitué d’un seul type de roche, le basalte. Par ailleurs, les fonds océaniques ne sont pas déformés, sauf le long de frontières étroites qui correspondent aux zones tectoniques actives révélées par le réseau d’observation sismique mondial. Les régions océaniques non déformées, ou plaques océaniques, sont considérées comme rigides. Les zones sismiques actives qui les délimitent sont appelées frontières de plaques.

Figure 1. Carte montrant les principales plaques tectoniques, les points chauds, les volcans actifs. Les principales zones de sismicité se répartissent le long des frontières de plaques.

4Les plaques décrites dans cette théorie sont présentées sur la figure 1 avec leurs frontières. Les plaques se déplacent les unes par rapport aux autres, sans subir de déformations internes mesurables. Les seules déformations détectables sont celles qui surviennent à leurs frontières, et c’est pourquoi les plaques sont dites rigides. En réalité elles sont élastiques, mais leur réponse mécanique est trop faible pour être détectée. Ces plaques, épaisses de 100 à 200 km, correspondent à ce qu’on appelle la lithosphère. Elles glissent au-dessus d’une couche plus fluide appelée asthénosphère, animée par les mouvements de convection du manteau.

5Selon que le mouvement relatif des plaques est de type convergent, divergent ou coulissant, on distingue trois types de frontières de plaques : les dorsales océaniques, les zones de subduction et les failles transformantes (fig. 2).

Frontières divergentes : les dorsales océaniques

6Les dorsales océaniques marquent les frontières de plaques divergentes, là où deux plaques s’écartent en créant un appel de matériel profond. Des roches noires à forte teneur en fer et en magnésium, nommées basaltes, s’élèvent ainsi depuis l’asthénosphère pour former des chaînes de montagnes sous-marines pouvant s’élever trois kilomètres au-dessus du plancher océanique. Les fonds océaniques se trouvant normalement à cinq kilomètres sous le niveau de la surface des eaux, les dorsales, bien que massives, n’affleurent pas à la surface. L’Islande et l’Afar font exception à cette règle.

7Durant les cinquante dernières années, les dorsales océaniques ont été explorées en détail. Le long des sommets des dorsales s’étalent les vallées des rifts, bordées de part et d’autre par des failles actives produisant des séismes. Ces vallées sont le siège d’une intense activité volcanique, certains centres dégageant de la lave de façon continue.

Frontières convergentes : les zones de subduction

8À mesure qu’il s’éloigne de part et d’autre d’une dorsale, le plancher océanique se refroidit et se couvre progressivement de sédiments. Avec l’âge, il s’alourdit et devient suffisamment dense pour pouvoir plonger dans le manteau au niveau des zones de subduction, où les plaques refroidies sont détruites.

Les dorsales océaniques, qui marquent les frontières de deux plaques divergentes, sont le siège d’une intense activité volcanique : ici fumeurs blancs actifs avec cheminées par 2 700 m de fond (dorsale Sud-Ouest-Pacifique, fosse des Tonga).

Figure 2. Les trois types de frontières de plaques. Au niveau des dorsales, de nouvelles plaques sont créées avec la formation des planchers océaniques. Ceux-ci seront progressivement recouverts de sédiments. Dans les zones de subduction, le plancher océanique et les sédiments sus-jacents plongent dans le manteau. Les sédiments gorgés d’eau se réchauffent et remontent à la surface pour former des volcans. Sur les frontières décrochantes, deux plaques glissent l’une contre l’autre (d’après Davidson et al., 2002).

9Ce phénomène est à l’origine des plus grands séismes survenus sur la planète. Lors du phénomène de subduction, la partie inférieure de la plaque formée de basalte est réabsorbée par le manteau terrestre, mais les sédiments gorgés d’eau qui la recouvrent ne peuvent participer à la subduction, car ils sont de faible densité. L’échauffement qu’ils subissent les fait fondre et remonter à la surface produisant alors des volcans caractéristiques. Ce sont les volcans du « cercle de feu » situés autour de l’océan Pacifique (fig. 1).

Frontières coulissantes : les failles transformantes

10Les frontières des plaques coulissantes sont caractérisées par de grandes failles décrochantes dites « failles transformantes » lorsqu’elles affectent la croûte océanique. Elles n’impliquent ni création de nouvelles plaques, ni destruction de plaques préexistantes et ces failles ne sont pas associées à des volcans. Ce type de frontières est marqué par d’importants mouvements latéraux à l’origine de forts séismes, comme le tremblement de terre de San Francisco en 1906 ou les séismes destructeurs qui dévastent régulièrement la Turquie, dus à des failles décrochantes situées à terre.

Les points chauds

11La grande majorité des volcans et séismes se concentrent aux frontières des plaques tectoniques (fig. 1). On relève aussi l’existence d’un certain nombre de « points chauds » associés à des zones volcaniques et sismiques, mais qui ne sont pas situés sur des frontières de plaques (fig. 1). Ils semblent être dus à des processus s’enracinant plus profondément dans le manteau terrestre. Ces points chauds pourraient être la manifestation de panaches chauds s’élevant de la base du manteau, un phénomène que l’on rencontre couramment dans les systèmes en convection. Des gaz et des roches fondues issus de zones situées à des centaines ou des milliers de kilomètres percent la surface des plaques, pour former les volcans massifs de l’Afar, d’Hawaii, de la Réunion, d’Islande et d’autres encore (cf chap. 2)…

Formation du Rift et tectonique des plaques

12Quels sont les mécanismes de la tectonique des plaques à l’œuvre dans le Rift africain, lui aussi jalonné de volcans et marqué par de nombreux séismes ? Ce Grand Rift n’est pas indiqué sur la figure 1 comme une frontière de plaques. Bien qu’il soit caractérisé par de nombreux volcans et des séismes, le Rift ne se raccorde à aucune frontière de plaques (celle-ci est située plus au sud).

13Deux théories ont été avancées pour expliquer l’existence de cette vallée, plus grande que toute autre vallée de rift. La première considère la vallée du Rift comme un nouveau rift océanique en cours de formation, appelé à se propager vers le sud, séparant l’Afrique de l’Est du reste du continent et créant ainsi un nouvel océan. Selon cette théorie, l’Ouganda deviendra une île dans des millions d’années. D’après une seconde hypothèse, le Rift est dû à l’émergence d’une série de points chauds, suffisamment puissants pour produire l’extension de la croûte et la formation d’un rift et amener en surface le matériau nécessaire pour alimenter les volcans africains. La question n’est pas tranchée. Il est possible par ailleurs que les deux processus soient à prendre en compte.

Failles et séismes du Rift est-africain

14Le Rift est-africain s’étend depuis le point triple de l’Afar où il rejoint les rifts en expansion de la mer Rouge et du golfe d’Aden jusqu’à l’océan Indien au large des côtes sud-africaines. Sur toute sa longueur, la propagation du Rift suit les limites des anciennes ceintures qui ont existé depuis le Précambrien (cf chap. 1). L’expansion du Rift a été comparée au délitement du bois : les anciens nœuds déterminent les zones de propagation de la fissure. L’essentiel de l’activité volcanique et de l’expansion du Rift a commencé il y a 30 millions d’années.

15Le Rift est globalement asymétrique, mais des grabens bien définis, avec deux failles bordières en vis-à-vis de part et d’autre, forment le Rift éthiopien et le rift Gregory. Au sud de l’Éthiopie, le Rift se divise en deux branches : le Rift de l’Est et le Rift de l’Ouest. Celui de l’Est, considéré comme le principal, s’étend depuis la frontière nord du Kenya jusqu’en Tanzanie, où il se limite à une étroite zone de failles. Il se poursuit par un tracé mal défini au Mozambique, au Botswana et en Afrique du Sud. Il semble encore présent sur une faible distance dans l’océan Indien.

16La branche Ouest du Rift africain s’étend depuis le nord de l’Ouganda jusqu’au sud du Mozambique. On ne la retrouve pas plus au nord au Soudan. Dans sa partie sud, le Rift perd progressivement de son importance.

17L’activité sismique est très importante en Afar et se concentre principalement le long du Rift éthiopien. Plus au sud, le long de la branche Est, la distribution des épicentres est diffuse. Le long de la branche Ouest, les séismes se concentrent autour des structures qui s’étendent depuis le sud du Soudan jusqu’au sud du Malawi. L’activité sismique se poursuit au sud à travers le Mozambique.

18Des séismes destructeurs ont marqué le siècle dernier, parmi lesquels celui de 1921, qui a détruit la ville de Massawa en Érythrée. Plusieurs événements destructeurs ont également eu lieu en Éthiopie : le séisme d’Awasa en 1960 (magnitude 6,1), le séisme de Kara Kore en 1961, qui a détruit la ville de Majete et endommagé Kara Kore, le séisme survenu à Serdo en 1969 (magnitude 6,3). En 1989, le séisme du graben de Dobi (magnitude 6,5) a détruit plusieurs ponts sur la route reliant le port d’Assab à Addis-Abeba. Les séismes de Wondo Genet en 1983 et de Langano en 1985 ont causé beaucoup de dégâts dans certaines régions du Rift éthiopien.

19En Ouganda, on peut citer le séisme du 18 mars 1945 à Masaka (magnitude 6,0), le séisme de Tooto survenu le 20 mars 1966 (magnitude 6,1), où 160 personnes trouvèrent la mort et 1 300 furent blessées et où de nombreuses constructions furent détruites ou endommagées, le séisme de Kismoro, le 5 février 1994 (magnitude 6.0), et au Malawi, le séisme de Salima (magnitude 6,1) du 10 mars 1989. D’autres séismes destructeurs ont été signalés en Tanzanie, dont le séisme de Kasanga (magnitude 7,3) le 13 décembre 1910, qui causa des dégâts significatifs dans le sud du pays.

Les volcans du Rift

20La carte des volcans d’Afrique de l’Est montre que la plupart d’entre eux se trouvent dans la partie nord du Rift, principalement en Éthiopie, à Djibouti et en Érythrée (fig. 3). Selon le catalogue du Smithsonian Institute1, 73 volcans sont entrés en éruption dans cette région durant les derniers 10 000 ans, contre 31 pour le reste de l’Afrique de l’Est.

21Les 104 volcans que compte la région sont potentiellement actifs et peuvent entrer en éruption dans un futur proche. Parmi les plus grands volcans dont les éruptions sont restées mémorables, on peut citer le Kilimandjaro, au nord de la Tanzanie, qui culmine à 5 895 m. Sa silhouette en cône, typique d’un volcan composite, et son manteau de neige permanent en font la plus célèbre des montagnes d’Afrique. Erta Ale, Nyamuragira, Nyiragongo et Ol Doinyo Lengai constituent d’autres exemples de grands volcans africains. L’île Marion, près des côtes d’Afrique du Sud, est le seul volcan actif situé à l’extrémité sud du Rift.

Figure 3. Les volcans est-africains historiquement actifs, et actifs il y a moins de 10 Ma.

22L’Erta Ale est le volcan le plus actif d’Éthiopie. Deux lacs de laves y sont observés depuis 1967, sans doute présents depuis au moins 1906, selon certains témoignages. Plusieurs éruptions fissurales s’y sont produites dans le passé.

23Le Nyamuragira est le volcan le plus actif d’Afrique (fig. 3). C’est un volcan bouclier basaltique très massif, qui s’élève au nord du lac Kivu à travers une vallée étroite au nord-ouest du volcan Nyiragongo. Il a un volume de 500 km3 et ses coulées de lave couvrent 1 500 km2. Son sommet, situé à 3 058 m, est tronqué par une petite caldeira de 2 km sur 2,3 km, avec des parois de 100 m de hauteur. Des éruptions historiques ont eu lieu dans la caldeira, ou à travers les nombreux cônes de cendres et les fissures situées sur les flancs du volcan. Un lac de lave s’est formé dans le cratère du sommet entre 1921 et 1938. Les coulées de lave datant du vingtième siècle s’étendent sur ses flancs à plus de 30 km du sommet et se prolongent jusqu’au lac Kivu.

Le volcan Ol Doinyo Lengai, « montagne de Dieu » en maasaï, situé au nord de la Tanzanie. Ce volcan produit une lave de couleur noire qui blanchit au contact de l’air.

Vue de l’Ol Doinyo Lengai, dont le sommet culmine à 2 300 m.

Au nord de la Tanzanie, le Kilimandjaro, avec sa forme de cône et son manteau de neige permanent, est la montagne la plus célèbre d’Afrique et culmine à 5 895 m.

Le Nyiragongo abritait un lac de lave resté actif jusqu’en 1977. Il présente une silhouette en cône typique d’un volcan composite (République démocratique du Congo).

24Le Nyiragongo abritait un lac de lave situé au fond de son cratère sommital, resté actif jusqu’en 1977. Au contraire de son voisin le Nyamuragira, caractérisé par son profil avec des flancs en pente douce typiques des volcans bouclier, le Nyiragongo présente des flancs en pente raide typiques d’un volcan composite.

25Deux stratovolcans plus anciens, Baruta et Shaheru, sont partiellement chevauchés par le Nyiragongo au nord et au sud. Environ 100 petits cônes s’élèvent le long de fissures radiales au sud de Shaheru, à l’ouest du sommet et le long d’une direction NE-SO jusqu’au lac Kivu. Plusieurs cônes sont enfouis sous les coulées de laves qui s’étendent sur les flancs, dont les plus récentes se prolongent vers le sud depuis une fissure sur le flanc est, jusqu’à presque 4 km de la ville de Goma.

26Un ancien lac de lave qui se trouvait au fond du cratère du Nyiragongo, décrit pour la première fois en 1894, s’est vidé en janvier 1977 quand des fissures radiales se sont soudainement ouvertes, ce qui a entraîné la mort de 70 personnes. Ce lac est à nouveau entré en activité en juin 1982, mais s’est arrêté au début de 1983. Le lac de lave a été à nouveau activé après une éruption en juin 1994. Le 17 janvier 2002, on a assisté au début d’une éruption et la lave s’est écoulée sur les flancs est et sud du volcan en direction de la ville de Goma. La population de Goma, estimée à presque 400 000 habitants, a été évacuée durant trois jours et 14 villages ont été endommagés par les coulées de lave. Cette éruption est responsable de plus de 45 morts et a détruit les foyers de 12 000 familles.

27Un autre volcan composite très particulier, l’Ol Doinyo Lengai, est situé au nord de la Tanzanie. Il est le seul volcan actif du monde à produire une lave de très faible viscosité riche en sodium et en carbonates. Sa température à la sortie, qui varie entre 500 et 590° C, est si faible que la lave apparaît noire pendant la journée alors qu’elle est rouge terne la nuit. Peu d’éruptions ont été étudiées en détail sur ce volcan, mais des éruptions de cendres furent observées en 1917, 1926, 1940 et 1966-1967. Au cours de ces éruptions, des colonnes de cendres se sont élevées à plus de 4 km au-dessus du cratère, suivies par une période de calme. L’activité a repris en janvier 1983 avec de faibles projections de cendres. Depuis l’éruption de mars 1983, la lave remplit graduellement le cratère sommital. Bien qu’elle soit noire quand elle est fraîche, la lave blanchit rapidement au contact de l’air, ce qui vaut à ce volcan le nom de « Pic blanc du cœur du pays de Maasaï » ou de « Barbe du Dieu Maasaï » (Oldoinyo Lengai signifie « montagne du Dieu » dans la langue des Maasaï).

28Une éruption fissurale associée au volcan Fieale a produit un spectacle observé depuis Djibouti. Le réseau de stations sismiques et les lignes d’observation dont dispose le pays ont permis de suivre les déformations en détail. On sait à présent que la lave apparue à la surface n’est qu’une manifestation mineure de l’éruption. Un dyke de plusieurs kilomètres de profondeur, 10 km de longueur et 1 à 2 mètres d’épaisseur s’est mis en place au cours de l’éruption.

Vue du lac de lave de l’Erta Ale, volcan le plus actif d’Éthiopie.

29Depuis la découverte au début du xxe siècle de l’intense activité sismique et volcanique de la vallée du Rift, la région a toujours fasciné géologues et géophysiciens, qui y poursuivent des recherches pour comprendre son évolution ancienne et actuelle.

30Malgré leur caractère destructeur, les tremblements de terre et les éruptions volcaniques qui ont façonné le Rift sont aussi à l’origine de terres fertiles dont l’homme, le monde animal et végétal ont su tirer parti depuis plusieurs millions d’années. Voici quelque 3,5 millions d’années, nos lointains ancêtres Australopithecus et Paranthropus ont sillonné le Rift. Leur ont ensuite succédé les différentes espèces du genre Homo. Bien qu’il n’y ait pas consensus au sein de la communauté scientifique, la grande majorité des paléontologues et paléoanthropologues s’accordent pour reconnaître que la variété des environnements qui caractérisent le Rift a été décisive dans l’évolution de notre espèce.

Table des illustrations

Légende photo > Lac de lave du volcan Erta Ale (Éthiopie).
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Légende Figure 1. Carte montrant les principales plaques tectoniques, les points chauds, les volcans actifs. Les principales zones de sismicité se répartissent le long des frontières de plaques.
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Légende Les dorsales océaniques, qui marquent les frontières de deux plaques divergentes, sont le siège d’une intense activité volcanique : ici fumeurs blancs actifs avec cheminées par 2 700 m de fond (dorsale Sud-Ouest-Pacifique, fosse des Tonga).
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Légende Figure 2. Les trois types de frontières de plaques. Au niveau des dorsales, de nouvelles plaques sont créées avec la formation des planchers océaniques. Ceux-ci seront progressivement recouverts de sédiments. Dans les zones de subduction, le plancher océanique et les sédiments sus-jacents plongent dans le manteau. Les sédiments gorgés d’eau se réchauffent et remontent à la surface pour former des volcans. Sur les frontières décrochantes, deux plaques glissent l’une contre l’autre (d’après Davidson et al., 2002).
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Légende Figure 3. Les volcans est-africains historiquement actifs, et actifs il y a moins de 10 Ma.
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Légende Le volcan Ol Doinyo Lengai, « montagne de Dieu » en maasaï, situé au nord de la Tanzanie. Ce volcan produit une lave de couleur noire qui blanchit au contact de l’air.
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Légende Vue de l’Ol Doinyo Lengai, dont le sommet culmine à 2 300 m.
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Légende Au nord de la Tanzanie, le Kilimandjaro, avec sa forme de cône et son manteau de neige permanent, est la montagne la plus célèbre d’Afrique et culmine à 5 895 m.
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Légende Le Nyiragongo abritait un lac de lave resté actif jusqu’en 1977. Il présente une silhouette en cône typique d’un volcan composite (République démocratique du Congo).
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Légende Vue du lac de lave de l’Erta Ale, volcan le plus actif d’Éthiopie.
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Auteur

Géophysicien, Institut de physique du globe de Paris

© IRD Éditions, 2009

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