RIFT EST-AFRICAIN

La dépression de l'Afar

Le premier segment de la branche orientale est connu sous le nom de dépression de l'Afar. Cette région très particulière est interprétée comme la zone de rencontre entre trois plaques tectoniques, la plaque africaine, la plaque arabique et la plaque somalienne. Les auteurs distinguent parfois un bloc Danakil limité au nord-ouest de la dépression de l'Afar. Le soubassement actuel de la dépression de l'Afar est formé d'épanchements basaltiques d'âge plio-pléistocène, parcourus par des réseaux très denses de failles orientées nord-ouest - sud-est, direction du rift de la mer Rouge, et nord-est - sud-ouest, direction du rift éthiopien. Cette structuration tectonique s’ordonne en nombreux fossés organisés en lanières, localement profonds, le plus spectaculaire étant le bassin du lac Asal, vaste cuvette évaporitique dont la surface se situe à — 153 mètres sous le niveau de la mer et qui contient d'épais dépôts de halite et de gypse. Plus au sud-ouest, à la frontière entre l'Éthiopie et Djibouti, le lac Abhé est un autre grand lac salé endoréique qui s'inscrit dans un réseau de failles de direction nord-ouest - sud-est. D'épais dépôts sédimentaires tapissent la dépression de l'Afar et témoignent de l'existence passée de nombreux bassins lacustres et de réseaux fluviatiles du Miocène au Pléistocène. C'est dans les dépôts de l'un de ces lacs, le lac d'Hadar, du Pliocène, qu'ont été trouvés de nombreux restes d'hominidés, dont la célèbre Lucy.

La dépression de l'Afar est la région du rift est-africain où se mêlent étroitement les processus de rifting océanique, avec à partir de 30 millions d'années l'ouverture des fractures à l'origine des rifts de la mer Rouge et du golfe d'Aden, et les premiers stades du rifting continental à l'origine du rift est-africain. Cette région de l'Afar est caractérisée depuis 5 millions d'années par une intense activité sismo-volcanique, avec une sismicité importante, des failles évoluant avec une vitesse verticale de 1 à 4 millimètres par an, une vitesse d'ouverture de 20-30 millimètres par an, de nombreuses éruptions volcaniques et une activité hydrothermale très présente. En novembre 1978, une forte crise sismo-volcanique dans le rift d'Asal généra en quelques jours la formation du volcan Ardoukoba, le développement de nombreuses fractures ouvertes sur le plancher du rift et des mouvements verticaux importants sur les failles bordières. Une deuxième crise sismo-volcanique encore plus spectaculaire fut observée en septembre 2005 au nord-ouest du rift d'Asal, sur un segment de rift long de 120 kilomètres interprété comme appartenant au rift de la mer Rouge, avec la mise en place d'une intrusion volcanique longue de 60 kilomètres, accompagnée de mouvements de failles et d'une intense activité sismique. Le volcan actif Erta'ale, situé plus au nord dans la dépression Danakile, est un autre marqueur de la très forte activité tectono-volcanique de cette région.

Le rift éthiopien

La région sud de l'Afar, parcourue par des failles de direction nord-est - sud-ouest, se raccorde au deuxième segment de la branche orientale, également de direction nord-est - sud-ouest, le rift éthiopien. Ce segment montre un profil typique de vallée de rift, limité par d'importants escarpements de faille bordant les plateaux éthiopien au nord-ouest et somalien au sud-est, culminant à plus de 4 000 mètres d'altitude. Ces escarpements révèlent d'épaisses accumulations de basaltes dont les plus anciens sont datés de 45 millions d'années. À 30 millions d'années, une épaisseur de 2 kilomètres de basaltes connus sous le nom de « traps éthiopiens » recouvre le plateau éthiopien en moins de 1 million d'années. Le plancher du rift est aujourd'hui tapissé de coulées de laves récentes et caractérisé par une suite de fossés tectoniques d'âge plio-pléistocène occupés par plusieurs lacs : Langano, Abyata, Ziway. Outre les coulées de laves récentes qui tapissent le plancher du rift, plusieurs grands volcans du Pléistocène caractérisés par de vastes caldeiras jalonnent l'axe du rift avec un espacement régulier de l'ordre de 40 kilomètres. La terminaison sud du rift éthiopien est une région plus complexe de par sa structure tectonique, en particulier à sa jonction avec une vaste zone dépressionnaire qui correspond à l'intersection de la branche orientale du rift est-africain avec un autre système de rift plus ancien, de direction nord-ouest - sud-est, le rift d'Anza. D'âge crétacé-paléogène, ce rift se connecte vers le nord-ouest avec les rifts du Sud-Soudan de même âge.

Le rift du Kenya

Si le sud du rift éthiopien montre un ensemble de fossés orientés nord-sud, le point de jonction avec le troisième segment de la branche orientale, le rift du Kenya, est marqué par la présence du plus grand lac de cette branche du rift, le lac Turkana (anciennement lac Rudolf). Profond de 125 mètres, ce lac occupe une suite de quatre demi-grabens de 250 kilomètres de longueur totale et de 30 kilomètres de largeur. Les pourtours du bassin montrent à l'affleurement une succession géologique complexe comprenant des grès fluviatiles du Crétacé moyen-Éocène discordants sur le socle précambrien, des volcanites de l’Éocène-Miocène d'épaisseur plurikilométrique, et des dépôts fluvio-lacustres de l'Éocène au Récent, documentant l'existence de grands systèmes fluviatiles et lacustres dans cette région du rift pendant près de 90 millions d'années.

En direction du sud, le rift du Kenya est dans sa partie centrale caractérisé par une structure dédoublée large de 80 kilomètres, comprenant deux bassins parallèles à morphologie en demi-graben, limités par deux failles majeures de plusieurs kilomètres de rejet : la faille bordière d'Elgeyo bordant à l'ouest le bassin de Kerio, profond de 6 kilomètres, et la faille de Laikipia bordant à l'est le bassin de Baringo, profond de 8 kilomètres. Dans cette partie du rift, les roches volcaniques sont dominantes, avec des épaisseurs de deux à trois milliers de mètres. Elles démontrent clairement le rôle du volcanisme dans le développement de cette région du rift est-africain depuis 25 millions d'années. D'épais dépôts sédimentaires affleurent sur le versant occidental du bassin de Baringo, témoignant de l'existence de grands et petits lacs depuis le Miocène. Similitude avec les dépôts lacustres de la dépression de l'Afar et du bassin du Turkana, les sédiments du bassin de Baringo ont révélé une riche collection d'hominidés. Dans l'axe du rift, une forte activité volcanique d'âge pléistocène est marquée par un alignement spectaculaire de huit grands volcans, régulièrement espacés, comparables aux volcans axiaux du rift éthiopien. Le plancher du rift est ici aussi marqué par un dense réseau de failles orientées nord-sud, qui délimitent des fossés de taille variable, dont les deux plus importants sont occupés par deux petits lacs de faible profondeur (de 3 à 10 m) : le lac Baringo, lac d'eau douce, et le lac Bogoria, lac sursalé (fig. 2a). Au sud de l'équateur, le rift du Kenya n'est plus aussi nettement limité par de très grands escarpements de faille. Le plancher du rift est couvert par des épanchements volcaniques du Plio-Pléistocène – laves et cendres issues des deux grands volcans axiaux proches –, et des dépôts lacustres liés à l'existence de grands lacs de même âge, précurseurs des trois lacs actuels : Nakuru, Elmenteita et Naivasha.

L'extrémité sud du rift du Kenya et sa jonction au dernier segment de la branche orientale, connu sous le nom de divergence nord-tanzanienne, est en revanche une zone intensément faillée, limitée sur son versant ouest par un escarpement de faille majeur, l'escarpement de Nguruman. Deux grands bassins évaporitiques, le bassin du lac Magadi au Kenya, et le bassin du lac Natron en Tanzanie, qui contiennent plusieurs dizaines de mètres d'épaisseur de carbonates de sodium, occupent aujourd'hui cette région. Des sédiments lacustres affleurent sur les bordures de ces deux bassins et témoignent de l'existence de lacs d'eau douce plus anciens ayant occupé l'ensemble du bassin Magadi-Natron au cours du Pléistocène et de l'Holocène.

La divergence nord-tanzanienne

Plus au sud, la divergence nord-tanzanienne révèle une structure en éventail formée de deux courts segments. À l'ouest, le rift de Mbulu, de direction nord-est - sud-ouest, contient les bassins des lacs Eyasi et Manyara, orientés nord-est - sud-ouest et nord-nord-nord - sud-sud-ouest. À l'est, le rift Pangani, de direction nord-ouest - sud-est, apparaît comme un fossé du Karroo (Permo-Trias, soit 250 millions d'années) récemment réactivé (au Pléistocène ?). Les lacs Eyasi et Manyara sont actuellement tous deux des lacs salés qui ont connu des périodes de haut niveau lacustre au Pléistocène supérieur. L'histoire tectono-magmatique de ce segment de la branche orientale a débuté vers 15 millions d'années, se poursuit avec l'édification au Pliocène des grands volcans Kilimandjaro et Ngorongoro, et se prolonge de nos jours par un volcanisme actif (volcan Ol Doinyo Lengai) et une importante sismicité. Les épisodes tectoniques ayant présidé à la mise en place des bassins Eyasi et Manyara sont situés entre 1,3 et 0,9 million d'années, avec des phases de réactivation des bassins entre 0,8 million d'années et la période récente.