Table de matières
Table de matières
Par rapport aux emplacements des deux branches du Rift Est Africain, notre zone d’étude se trouve dans la branche Ouest (Fig. 1-1a).
|
(c) |
|
(b) |
|
(a) |
|
|
Figure 1-1 : (a) Carte du rift Est africain montrant les branches Est et Ouest et le complexe du Sud (Philippa H.M., 2006) ; (b) Image morphologique SRTM du rift du Kivu ; et (c) Image GoogleEarth du secteur d’étude
En effet, le secteur de Kiliba est l’une des cités du territoire d’Uvira/Sud-Kivu traversée par la route nation numéro 5. Il est localisé à 17Km de Bujumbura, la capitale du Burundi et à 25Km au Nord de la ville d’Uvira, le chef lieu du territoire portant le même nom. Cette cité est divisée en deux entités : Kiliba Kabulimbo et Kiliba Ondesi. Nos travaux se sont focalisés sur l’entité de Kiliba Kabulimbo, localisé à l’Ouest et où l’on trouve facilement des affleurements de l’escarpement de la branche occidentale du Rift Est Africain (Fig. 1-1b).
Ainsi, notre secteur d’étude correspond à un polygone compris entre les longitudes 739200mE – 740400mE et les latitudes 9641200mN – 9643300mN. Il couvre une superficie d’au moins 2,52 Km2 (Fig.1-1c).
Comme tout ailleurs en province du Sud-Kivu, le relief est très varié. L’Est très montagneux s’oppose au Centre et à l’Ouest de la province où l’on rencontre respectivement des hauts plateaux et des bas plateaux. Cette diversité physique est l’origine de l’appellation du Kivu montagneux à l’Est et qui diffère des contrées occidentales moins élevées. Le haut relief de l’Est est sans doute la prolongation de la chaîne de Mitumba excédant parfois 3.000 mètres d’altitude. Toutefois, un bas-relief s’observe dans la plaine de la Ruzizi depuis Uvira jusqu’à Kamanyola (Ministère du Plan UPP DSRP, 2005)
Kiliba est situé dans la partie médiane du grand graben Centre–africain. Une zone qui est caractérisé par deux ensembles morphologiques (Fig. 1-1b) : la plaine inférieure de la Ruzizi et le versant oriental des monts Mitumba.
Elle est située à moins de 1000 m d’altitude par rapport au niveau de la mer. Cette plaine est dominée par des cônes de déjection.
D’une façon générale, le relief de la région d’Uvira s’élève progressivement de l’est vers l’ouest où il atteint plus de 2500 m d’altitude à certains endroits. Cet ensemble montagneux se relie à la plaine inférieure par un escarpement des failles d’environ 1000 m de hauteur. En effet, la dorsale de Mitumba, l’escarpement et les cônes de déjection sont entaillées par les cours d’eau impétueux, formant ainsi des vallées très encaissées surtout au niveau de l’escarpement (Kakogozo B. et al., 2000).
La plupart des cours d’eau prennent leur source dans les monts Mitumba, dévalent des montagnes et d’autres restent impétueux et assez irréguliers, influencés par les variations saisonnières de pluviosité. Dans cette région se trouvent de nombreux cours d’eau de moindre importance dont les lits sont à sec la plupart du temps. Cependant, certains cours d’eau de faible débit en période normale, peuvent en un seul orage être transformés en torrent impétueux dévalant des montagnes en arrachant ponts et routes sur leur passage avant de se jeter dans la rivière Ruzizi (Kakogozo B. et al., 2000). Signalons quand même que la rivière Kiliba reste la plus dominante de la région avec deux branches.
Les facteurs principaux qui déterminent les climats du Sud-Kivu sont la latitude et l’altitude. Le Kivu montagneux, c’est-à-dire que l’Est de la province jouit d’un climat de montagne aux températures douces où la saison sèche dure 3 à 4 mois de juin à septembre.
Cependant la plaine de la Ruzizi connaît un microclimat tropical à tendance sèche et où les pluies sont quelque peu faibles, et commencent à s’y faire aussi rare et la température augmente de plus en plus à cause de la concentration de la population entraînant la destruction de l’environnement (Ministère du Plan UPP DSRP, 2005).
La pluviosité moyenne annuelle est de ± 800 mm et la température moyenne annuelle de l’air est à peu près à 24ºC.
Néanmoins, une grande saison des pluies s’étend généralement de février à mai précède la grande saison sèche de juin à septembre la plupart des années. La petite saison des pluies est observée durant les mois d’octobre et novembre, et la petite saison sèche au cours des mois de décembre et janvier.
Des vents réguliers et permanents soufflent principalement dans deux grandes directions nord – nord ouest à nord – nord est et sud – sud est au sud.
La végétation de la région présente deux domaines :
Trois chaînes protérozoïque sont définies au Sud-Kivu (Fernandez A et al., 2012, Tack et al., 2010, Villeneuve, 1977) (Fig.III a):
Figure 1-2 : Esquisse géologique de la région des Grands Lacs (Tack et al., 2010)
1.2.1.1.1. Les formations du paléo protérozoïque (super groupe Ruzizien)
(a) La chaine ubendienne de la Tanzanie
En Tanzanie, où sa grande partie est bien étudié sous le nom de l’Ubendien, huit (8) terrains lithotectoniques, orientés le long des zones de cisaillement d’orientation NW-SE (Fig. 1-2) ont été définis. Elle a été après son orogénèse, réactivé par des mouvements décrochants durant le protérozoïque. D’une manière générale, trois phases de déformation sont définies dans l’Ubendien en Tanzanie (Lenoir J.C et al ; 1995) :
La première phase de compression, précoce (2100-2025 Ma) induisant une schistosité parallèle à la foliation orientée E-W à ESE-WNW. Cette phase a affectée tout l’ensemble de la chaîne et correspondrait à une collision entre les cratons archéens de Tanzanie et du Congo. La seconde phase de déformation, a affectée partiellement la chaîne et est caractérisée par des zones de cisaillement majeures dextre NW-SE. Cette phase se termine par la mise en place de batholites calco-alcalins granitiques tardi- à post-cinématique (1860 Ma). La troisième phase de déformation est marquée, au Néo protérozoïque (750 Ma), par le développement de décrochements sénestres cassants-ductiles aux assemblages de faible degré métamorphique, intrudé par des plutons alcalins.
Dans ces terrains, des couches de gneiss est de la foliation prédominantes NW présentent plusieurs valeurs de pendage : dans plusieurs grandes zones, les structures de gneiss présentent de pendage faibles, même si les pendages deviennent forts dans les zones de contacts de blocs.
La structure planaire prédomine mais elle est accompagnée, dans des sections très pentées, par de structures linéaires et parallèles caractérisées par des axes à pendages modérés de plis asymétriques et serrés. Les couches de gneiss et les structures linéaires définissent des plis ductiles d’orientation NW avec des axes à plongements faibles. Un sens dextre des zone des cisaillement latérales furent aussi définies (Daly et al., 1985 ; Daly, 1988 cités par Lenoir, 1995).
Le métamorphisme de faciès de granulite est associé avec des structures E-W, par contre, les assemblages métamorphiques régionaux communs associés aux structures de cisaillement NW, appartiennent au faciès des amphibolites (Sklyarov et al., submitted cités par Lenoir, 1995). Le degré de métamorphisme élevé, l’orientation particulière de ces structures E-W et leur recoupement apparent par les structures NW, suggèrent que ces assemblages représentent les événements les plus anciens dans la chaîne ubendienne.
De l’orthogneiss à l’amphibolite, rangés en composition depuis la diorite jusqu’au granite, est la lithologie la plus fréquente de l’Ubendien. Des métasédiments rares rencontrés dans l’Ubendien comprennent les micaschistes, les gneiss alumineux, marbres et quartzites ferrugineux. Dans les séries d’Ikulu et d’Upangwa, les roches de pression élevée, tels que les schistes bleus ou éclogites ont été décrites et interprétées comme l’ophiolites intrudés (Sklyarov et al., submitted).
Des anorthosites de type massif-concordant constitués de leucogabbro, leuconorite, gabbro et norite avec des peu d’ultramafiques (pyroxénites, dunites et serpentinites) forment des masses de grande dimension, particulièrement dans le bloc d’Upanga.
Les terrains sont définis par leur lithologie prédominante en huit ensembles (Smirnov et al., 1973 ; Daly, 1988 cités par Lenoir, 1995) (Fig. 1-3):
Figure 1-3: Carte géologique simplifiée de l’ouest de la Tanzanie où sont présentés les principaux terrains de l’Ubendien et les datations absolues des roches (selon Daly, 1988 cité par Lénoir J.C. et al., 1995)
Néanmoins, comme le montre la figure 1-3, en Tanzanie presque toutes les intrusions granitiques rattachées à l’Ubendien, sont bien cartographiées et étudiés jusqu’aux datations absolues. Cette carte montre que les intrusions granitiques cartographiées en Tanzanie suivent l’allure des encaissants et sont de forme lenticulaire avec un âge (2026 ± 8Ma) correspondant à la première période de l’orogénèse, (1723 ± 41 Ma) la période de relaxation entre les deux phases compressives de l’Ubendien et (724±6Ma) après le paléo protérozoïque.
Les granitoïdes sont observés à la fois à l’Est (plateau d’Ubena, prêt du craton Tanzanien) et dans les zones marginales de l’Ouest de la Chaîne Ubendienne. Ces granitoïdes sont fortement schistosés et concordant avec la schistosité régionale ou former des batholithes allongés mais faiblement déformés. Dans la zone de Mpanda, ces granites sont associés avec les minéralisations aurifères et métaux de base (Harris, 1961 ; Orlov et al., 1974 ; Nanyao, 1989 cités par Lenoir et al., 1995). Ils sont tradi- à post-cinématique.
Les granites de Kate, qui s’étend le long de la frontière Ouest de la chaîne, est probablement équivalent aux batholithes granitiques les plus grands dans le bloc Bangwelu et apparait intrudé les roches volcaniques acides (volcanites de Kipili) qui surmontent irrégulièrement les gneiss ubendiens. Il est ainsi, postérieur à la déformation ubendienne.
Les granitoïdes de cisaillement tardif pan-africain forment des petites intrusions orientées NW-SE à N-S, et sont confinées dans la zones de cisaillement cassant-ductile. Ces granitoïdes présentent des preuves minimes de déformation pénétrative mais ils sont intensément fracturés. L’évidence de phases d’enrichissement postérieures en potassium et sodium suggère qu’il y avait une grande quantité de circulation de fluide le long des zones de cisaillement. Les contacts avec les encaissants sont généralement francs (directs) et de nature tectonique. Du point de vue géochimique, ces granitoïdes sont d’affinités alcalines. Localement, l’association de granites et les roches mafiques suggère qu’ils peuvent former de suite bimodale. Ils sont confinés dans la partie Sud de la chaîne.
(b) La Chaîne Ruzizienne du Sud-Kivu
Au Sud-Kivu, bien que considérée comme le prolongement septentrional de la Chaîne Ubendienne qui affleure entre les lacs Tanganyika et Malawi, cette ensemble possède une lithostratigraphie dominées par deux grandes familles de roches à savoir les roches métamorphiques (gneiss, schistes, amphibolites, migmatites et quartzites) et les roches magmatiques (granites et pegmatites) (Birindwa B. et Bonnet K., 2016).
Quant à ce qui est des données structurales, Cahen (1963) et Villeneuve M. (1977), montrent que les terrains ruziziens sont généralement orientés NW-SE.
En ce qui concerne le magmatisme de la Chaîne Ruzizienne qui affleure dans le territoire d’Uvira, seulement dans quelques travaux de mémoire effectués dans le territoire d’Uvira et ses environs (comme ceux de Basoshi et Kwetu, 2012 et de Lola et Ntakobajira, 2013), que quelques formations magmatiques (granitiques et pegmatitiques) ont été signalées et de fois cartographiées mais cela nécessite un inventaire, une compilation et études détaillées pour avoir une vue générale et complètes sur ces dernières.
1.2.1.1.2. Les formations du Méso protérozoïque (le super groupe Kibarien)
Les études récentes sur la Chaîne Kibarienne lui confèrent actuellement deux grandes unités lithostratigraphiques : le groupe de Bugarama, à la base, et celui de Nya-Ngezi, au sommet (Fernandez Alonso et al., 2012).
Anciennement considéré comme kibarien inferieur, ce groupe avec ces correspondants du Burundi, Rwanda et Ouganda (groupe Gikoro et celui de Pindura) renferment des shales-arkoses, grès, quartzites et conglomérat, à la base ; puis surmontés par les granites type-S et les roches intrusives et mafiques. Ces derniers sont surmontés, à leur tour, par les granites à étain.
Il fut considéré comme kibarien moyen avec des équivalents au Burundi, Rwanda et Ouganda (le groupe de Cyohoha, et le groupe de Rugezi). Ces groupes renferment de shales-arkose, grès, quartzites, conglomérats, pelites sombres ; tous sont surmontés par les granites à étain.
Sur le plan structural, les terrains Kibariens ont été imprimés sous le climax de quatre phases majeures de déformation : La première phase de déformation (D1) (caractérisée par une foliation parallèle à la stratification et par un plissement parfois isoclinal. Ses structures sont orientées NE-SW) ; La deuxième déformation (D2) (une phase paroxysmale caractérisée par des plis isoclinaux NW-SE. Le métamorphisme syn.-D2 a atteint par endroit l’anatexie et a débouché sur la formation des kinzingites et des granulites. Cet épisode est marqué par la mise en place des massifs des leucogranites) ; Un épisode de cisaillement tardif-à post-D2 et subparallèle aux structures syn-D2 a été dénommé D’2 (Villeneuve, 1977) ; et enfin, La quatrième déformation D3 signalée par Pohl (1988) et mise en relation directe avec le magmatisme acide porteur de la minéralisation du groupe de l’étain.
La chaîne Kibarienne comporte des magmatismes basique et acide. Concernant le magmatisme basique, deux cycles sont identifiés dans le Kibarien : (a) Des produits tholéiitiques représentés par des sils amphibolitiques intercalaires dans les métasédiments du Kibarien inférieur ; (b) Des tholéiites océaniques d’âge Kibarien moyen individualisées au Burundi, au Katanga (Kampunzu et al. 1986) et dans le Ruwenzori (Kampunzu et al. 1987).
Concernant le magmatisme acide, quatre groupes tectono-magmatiques principaux sont individualisés dans le Kibarien : (a) Granite G1 (1325-1350 Ma) (déformé et mylonitisé pendant le climax de cette déformation D1) ; (b) Granites G2, (1200Ma) (considéré comme syn.-D2, massif) ; (c) Granite G3, (1330-1260 Ma), (un granite à deux micas, moins déformé, syncinématique au cisaillement D’2) ; (d) Granite G4, (976 Ma) (post-orogénique par rapport aux déformations Kibariennes, portées au paroxysme entre 1370 et 1310 Ma.
1.2.1.1.3. Les formations du Néo protérozoïque (synclinorium d’Itombwe= super groupe de l’Itombwe)
Il est constitué à sa base des conglomérats à éléments quartzitiques surmonté par des phyllades ampélitiques, et, enfin, de mixtites à galets divers (quartzites, micaschistes, gneiss et granites) au sein d’une matrice argilo-micasée. Ces terrains sont disposés dans un synclinorium dit de l’Itombwe, d’orientation générale N-S. D’après Villeneuve (1977 et 1983), seule la phase de déformation D3, a affecté ces formations, donnant des plis semblables, ouverts, symétriques à légèrement déjetés tantôt vers l’Ouest, tantôt vers l’Est.
Selon Villeneuve (1978), l’apparition de la muscovite et de la séricite dans ces terrains indiquerait un métamorphisme épizonale.
Il s’agit des formations lacustres et fluviatiles qui affleurent dans le fossé des Grands Lacs, depuis le lac Albert au Nord jusqu’au lac Tanganyika au Sud et particulièrement celles de la plaine de la Ruzizi. En général, leur sédimentation aurait commencé au Cénozoïque et continue jusqu’à nos jours. Ces formations sont constituées d’évaporites, de carbonates, sables, diatomites, conglomérats, argilites, sables à concrétions ferrugineuses et de dépôts volcano-détritiques (Boutakoff, 1939). Notons que les alluvions de la vallée de Ruzizi se seraient déposées entre le Miocène supérieur et le Pléistocène inferieur.
Selon les synthèses de nos précurseurs, les dépôts sédimentaires de la plaine de la Ruzizi sont subdivisés en quarte formations sédimentaires qui se sont mises dans des environnements sédimentaires assez diversifiés. Il s’agit de :
Bien que depuis 1963, L. Cahen, déduit que du substratum d’Afrique centrale, on reconnait au Kivu et dans les régions avoisinantes quatre ensembles géologiques et ces discordances majeures (Villeneuve M. 1977) ; le secteur de Kiliba et ses environs sont en grande partie recouverts par des formations géologiques d’âge paléo protérozoïque (Ruzizien) reposant sur un socle Archéen et recouvert dans sa partie Est par des sédiments du quaternaire.
De manière local, disons qu’il existe presque pas encore de document qui porte sur la géologie du secteur et que nous sommes parmi les premiers chercheurs qui tentent encore de mettre sur place des données nouvelles décrivant en détail la géologie du milieux et de ses environs.
Afric mémoire est une plateforme web pour le partage des mémoires et TFC entre étudiants du monde entier.
Enregistrer en PDF
Imprimer cette page
