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CHAPITRE PREMIER : PRESENTATIONDU SECTEUR D’ETUDE

I.1 CONTEXTE GÉOGRAPHIQUE

I.1.1 Localisation

L’île d’idjwi qui est notre secteur d’étude, est situé au milieu du lac Kivu, situé entre Goma et Bukavu, dans la province du Sud-Kivu en République Démocratique du Congo.

 
   
 
   

Figure I.1: Localisation du secteur d’étude

Jadis subdivision administrative de la chefferie de Buhavu en territoire de Kalehe, l’île d’îdjwi avait été érigée en territoire autonome par l’ordonnance numéro 078/238 du 29 septembre 1974 portant création de ce territoire. Située dans le lac Kivu, en mi-chemin entre la ville de Bukavu et celle de Goma, idjwi est la plus grande île de la RDC et la deuxième en Afrique.

Les coordonnées GPS placent l’île d’idjwi entre 1°56’ et 2°8’ de latitude Sud et entre 28°56’ et 29°5’ de longitude Est.

Le territoire d’id’jwi est limité :

  • Au nord par le lac Kivu et la ville de Goma ;
  • Au sud par le lac Kivu, le Rwanda et le territoire de Kabare ;
  • À l’Est par le lac Kivu et le Rwanda ;
  • À l’Ouest par le lac Kivu et les territoires de Kabare et Kalehe.

Administrativement, le territoire d’idjwi est subdivisé en deux chefferies :

La chefferie Rubenga au nord et la chefferie Ntambuka au sud. La chefferie Rubenga comprend trois groupements à savoir : Bugarula, Bunyakiri et Kihumba ; la chefferie Ntambuka compte également trois groupement dont : Nyakalengwa, Mpene et Mugote.

Le bassin versant de la rivière Musheke(Figure 1), qui est notre secteur d’étude, se situe entre les groupements Mpene, Nyakalengwa et Mugote dans la chefferie Ntambuka(Idjwi Sud). Il est délimité :

  • Au nord : par la localité Rambo et une partie du groupement Mugote ;
  • Au sud : par le lac Kivu et le groupement Nyakalengwa ;
  • À l’est : par le village Kintama et le groupement Mugote ;
  • À l’ouest : par les groupements Mpene et Mugote.

I.1.2 Climat, sol et végétation

Le territoire d’Idjwi jouit d’un climat tropical d’altitude, généralement doux et humide,  à prédominance de deux saisons, à savoir : la saison pluvieuse qui couvre la période de 9mois allant de septembre à  mai, et la saison sèche s’étendant sur quatre mois, de mai à août. Les températures moyennes annuelles oscillent autour de 17°C pendant la période la plus froide en saison de pluie et 30°C au moment le plus chaud en saison sèche (Wikipédia). Les précipitations sont situées entre 1200mm et 1400mm par an et la température moyenne annuelle va à 20°C pour les endroits proches du lac et de 15°C vers 2000 m d’altitude (Bushige, Ntambala,...). Le sol d’idjwi est essentiellement sablonneux dans la partie nord, et argileux dans la partie sud. La végétation, menacée d’extinction par l’action humaine, est naturellement herbeuse et parsemée des forêts secondaires. D’autres arbres (quinquina, caféier, eucalyptus, grevillea…) sont rencontrés dans des plantations privées (comme par exemple celui de Bisengimana) et dans les champs des résidents d’Idjwi.

I.1.3.Relief et hydrographie

Avec une altitude moyenne de 1700m, le territoire d’idjwi reste dominé par un relief montagneux dont les monts Muganzo au centre Nord(1829m d’altitude), et surtout Nyamusisi au centre de l’île qui a le plus haut sommet avec 2300m d’altitude qui sépare la collectivité Ntambuka  de celle de Rubenga. Outre ces montagnes, on signale une multitude des collines qu’on retrouve un peu partout (Bahati, 1985).

Sur le plan hydrographique, Bien qu’il soit une île, le territoire d’idjwi possèdeégalement plusieurs cours d’eau à faibles débits allant de 1 à 3m3/s qui se jettent dans le lac Kivu parmi les principaux cours d’eau nous trouvons : les rivières Tama, Musheke, Kirheme, Cikoma, Mwiri, Kimalamungo, Kisheke, Bikangi, Kishenyi, Nyaruhogoma, Bwina et Bukole.

L’île d’Idjwi est très découpée et parsemée de nombreuses baies telles que les baies de Nyamakinga, Kashofu au Sud ; Katonda, Kihumba, Lweza, Luhinga, Chirongwe, Shuve, Chondo, etc. au Nord. Cela offre la facilité d’installation de très beaux sites portuaires car plusieurs endroits côtiers sont à l’abri des vagues. Ces facteurs avantagent la disponibilité d’une fraicheur rencontrée les longs des rivières (vallées) et tout au long des côtes lacustres, et c’est ainsi que la SNCC y dispose quatre quais d’accostage (Delphin, 1998).

I.2. CADRE GÉOLOGIQUE

I.2.1. Aperçue d’ensemble de la géologie du Sud-kivu

Le soubassement du Sud-Kivu est fait de roches précambriennes du Burundien (Méso protérozoïque). Il s’agit d’épaisses formations sédimentaires (8000 à 10000m) essentiellement pélitiques et arénacées avec des intrusions magmatiques acides (granites calcoalcalins) et basiques (dolérites, micro gabbros et gabbros). La tectonique les a transformées en un système d’anticlinaux et synclinaux (Synclinorium d’Itombwe) que la morphogenèse a façonnés en paysage de type appalachien. Ces formations qui reposent de façon discordante sur l’Archéen ont été métamorphosées à des degrés divers, plus intensément à leur base qu’à leur sommet (Ilunga, 1991).

Villeneuve et Chorowickz (2004) distinguent deux ensembles méso protérozoïques: le substratum (comprenant le Burundien inférieur) et les sillons plissés (supposés Burundien supérieur). Ils sont recouverts par des formations du Protérozoïque supérieur, peu déformées à l’est et à l’ouest de la région des grands lacs, et au contraire très déformées dans des sillons qui longent le rift africain. En fin, des dépôts du Karroo (Paléozoïque moyen et supérieur) recouvrent horizontalement les formations précambriennes.

Dans le passé, de nombreux chercheurs (Villeneuve, 1977; Rumvengeri, 1987; Léfevère, 2003) s’étaient accordé que le Kivu se présente sous la forme d’un patchwork de différentes unités géologiques, dont les relations mutuelles sont mal définies, ou le sont de manière sommaire seulement. En référence à leurs travaux, les unités reconnues dans la région du Kivu sont:

  • Un noyau archéen : qui affleure dans la région d’Uvira et de la Luzinzi (Villeneuve, 1983),
  • La chaîne ruzizienne (paléoprotérozoique) : l’existence de ces terrains au Kivu a longtemps fait l’objet des nombreuses controverses.
  • La chaine Kibarienne et des intrusions associées (mésoprotérozoïque) : Longtemps considérée, à tort, comme occupant la majeure partie du Kivu et s’étendant jusqu’au sud du Katanga.
  • Des dépôts lindiens (néoprotérozoïque) : constitué des formations sédimentaire.
  • Le synclinorium de l’Itombwe (méso ou néoprotérozoïque) : le synclinorium d’Itombwe désigne une structure plissée globalement allongée N-S, se situant entre le nord du lac Kivu et le nord du lac Tanganyika.
  • Un alignement de plutons alcalins (néoprotérozoïque) : le long de la branche Ouest du rift est-africain, sur une longueur de 1700km, une série de plutons alcalins. Cet alignement de 23 plutons alcalins dont la composition varie de granites à des syénites à feldspathoïdes et des carbonatites (Pasteel 1986).
  • Des dépôts de couverture : On distingue la couverture sédimentaire et la couverture volcanique dont les détails sont exposés dans la section I.2.2.,

Plus récemment, Tack et al. (2010), à la lumière de la  technique SHRIMP pour la datation U-Pb sur zircon et l’ablation au laser pour Hf sur zircon a redéfini l’utilisation du terme Ceinture Kibarienne (Kibara Belt: KIB). En effet, dans l’ancienne littérature, le Kibarien (mésoprotérozoique) de l’Afrique Centrale était représenté comme étant une chaine orogénique continue de 1500Km de long orientée NE à NNE à partir du Katanga (RDC) au sud jusqu’au SW de l’Uganda au nord. Cet auteur propose, à juste titre et pour des raisons de clarté, que le terme Kibarien (Kibara Belt:KIB) soit désormais restreint à la partie sud du Ruzizien (paléoprotérozoique); et la partie Nord-Est étant le Karagwe-Ankole (Karagwe-Ankole Belt : KAB),

Figure 1 : Esquisse géologique de la chaine Karagwe-Ankole (KAB) dans son cadre  protérozoique et archéenne (Tack et al., 2010, d’après CGMW, 1986-1990).

Le secteur faisant l’objet de ce travail est localisé dans le KAB (Fig.2) dont la lithostratigraphie, les conditions de dépôt des sédiments et l’évolution des bassins sédimentaires ont été étudiées par Fernandez-Alonso et al. (2012).

I.2.2. Volcanisme et implication géodynamique

Il existe au Kivu trois provinces volcaniques d’âge cénozoïque, dont la présence est liée à la branche occidentale du rift est-africain. C’est notamment la province volcanique de Virunga, celle de Bukavu et celle de Mwenga-Kamituga. Dans la province de Virunga, l’activité, qui a commencé il y a 11Ma, est subdivisée en deux épisodes volcaniques majeurs. Un épisode Miocène incluant des basaltes à affinité tholéiitique surmontée de basaltes alcalins riches en Na, et un épisode Plio-Pléistocène incluant des laves peralcalines sous-saturées en silice (Kampunzu etal., 1982). Dans les régions de Bukavu et Mwenga-Kamituga, l’activité volcanique s’est manifestée en trois stade de significations géodynamiques différentes (Kanika etal. 1981; Kampunzu et al. 1983)

Les différents épisodes éruptifs sont présentés de la manière suivante:

  • Le premier cycle (Crétacé-Cénozoïque): correspond au premier stade pré-rift (initiation du rift). Ce premier stade s’était amorcé il y a 70-60 Ma et s’est achevé à environs 7Ma. Il est associé aux tout premiers stades de développement à l’époque où les épanchements basaltiques se sont déversés à partir des fissures sur la paire de marges continentaux en développement. Les basaltes de ce stade vont des tholéiites à quartz dans le stade précoce aux tholéiites à olivine dans le stade tardive.
  • Le deuxième stade (Cénozoïque-Pléistocène: 7,8-1,9Ma): aussi impliquant un volcanisme de type fissural, ayant produit les basaltes alcalins accompagnés des produits beaucoup plus différenciés incluant des dômes trachytiques et phonolitiques. Pendant cette période, le volcanisme s’est décalé vers l’axe du rift; simultanément, les laves deviennent graduellement sous-saturées.
  • Le troisième cycle (quaternaire: 14Ka jusqu’il y a peu): inclut principalement les basaltes transitionnels et alcalins situés dans la partie axiale du rift.

Ce cycle coïncide avec l’amincissement crustal mis en évidence par les données géophysiques (Sebagenzi, 2003).

Le volcanisme évolue donc des basaltes tholéiitiques de la période pré-rift aux basaltes alcalins du stade de rift. On remarque qu’au cours du temps, l’activité volcanique migre de l’extérieur vers le centre du fossé. Parallèlement, le taux de sous-saturation des produits basiques décroit (Kampunzu et al, 1983).

Auchapt et al. (1987), en travaillant sur un grand nombre d’échantillons prélevés sur toute la province volcanique du Sud-Kivu, montre qu’il n’y a pas d’âge supérieur à 10Ma. Il reconnaît quand même l’existence de ces trois cycles volcaniques mais donne une explication géodynamique non pas vraiment en parfait accord avec les interprétations de ses prédécesseurs. Il explique que les éruptions antérieures à 10Ma étaient de moindre importance et que l’activité volcanique principale s’est manifestée quand le segment de rift du Kivu avait sa configuration actuelle. De plus, les cônes volcaniques ne sont pas repartis sur toute l’étendue de la province mais occupe des zones bien définies et leur composition varie dans le temps et dans l’espace. Il trouve une évidence d’une activité volcanique continue entre 10 et 5Ma. Plus tard, le magmatisme s’est décliné ou a cessé. Une nouvelle période d’intense activité volcanique commença il y a environs 2Ma dont les plus jeunes éruptions ont eu lieu très récemment, dans le temps historique (Baker, 1986 in Ebinger, 1989).

Les études géochimiques menées par Auchapt etal. (1987) sur ces roches montrent qu’il y a une grande variation de la composition en éléments en traces même pour les roches ayant une composition très proche en éléments majeurs. Ce qui lui suggère que sur le plan pétrologique les roches basaltiques du Sud-Kivu dérivent d’une source hétérogène à travers des variables taux de fusion partielle. De plus les magmas, particulièrement dans la région de Bukavu étaient localement affectés par une contamination crustale. Une variation compositionnelle proche de celle d’Auchapt venait d’être mise en évidence d’une manière non exhaustive (Bellon et Pouclet, 1980, Kampunzu etal., 1986 in Furman et Graham, 1999). Ces observations suggèrent que la province du Kivu repose sur une région animée d’érosion lithosphérique active, où l’interaction entre les upwellings asthénosphériques et la lithosphère métasomatisée produit la grande variété de signatures isotopiques et en éléments en trace des magmas émis. Plus tard  Ebinger etal. (1989) y décrit les relations géométriques et cinématiques avec les failles bordières mais n’y observe pas le décalage des centres volcaniques vers le cœur du rift, tel que mentionné par Pasteel et al. (1989) étant donné que les cratères éruptifs quaternaires se localisent à la fois le long des marges des bassins du Kivu et le long des failles bordière du horst de l’ile d’Idjwi.

En somme, l’activité volcanique du Sud Kivu affecte la partie du rift qui subit des contraintes de tension; cette région est située entre deux zones de décrochement. Il tente ainsi d’explique la genèse des magmas comme le résultat d’un réchauffement par cisaillement à la limite lithosphère-asthénosphère, décompression adiabatique permettant une ascension sous-forme de diapir. Il associe la variation de la composition tholéiitique à la composition alcaline à une variation dans la vitesse d’ascension des diapirs mantelliques qui sont affecté par la chaleur de cisaillement le long des zones de cisaillement asthénosphériques. 

  1. Magmatisme

La chaîne Kibarienne est caractérisée par un magmatisme bimodal (Kampuzu, 1981 ;  Rumvengeri, 1987 ; Talk et al, 2010 ; et Fernandez-Alonso, 2012).

  • Magmatisme basique

Deux cycles de magmatisme basique sont signalés dans le Kibarien : 

Les  magmas tholéiitiques intercalaires dans les métasédiments de Bugarama,et  Les  tholéiites océaniques du groupe de Nya-Ngezi (Rumvegeri, 1987).

  • Magmatisme acide

Quatre groupes magmatiques acides principaux ont intrudé les formations Kibariennes (Cahen et al., 1984 ; Fernandez-Alonso et al., 1986 ; Pohl, 1987 ; Kanzira, 1989) (Fig.1-5) :

  • Le granite G1, intruidé entre 1325-1350 Ma (Ledent, 1979 ; Klerkx et al. 1984), consiste en un granite porphyrique à biotite et pré-cinématique à D1 car il a été déformé et mylonitisé pendant le climax de cette déformation D1. Cahen et al. (1984) le décrivent comme une adamellite gneissique et porphyrique, contenant de la biotite brune à bruverdâtre comme principal mica. Ses minéraux allongés sont cataclassés et ses cristaux de microcline généralement granulés. Le plagioclase est souvent séricitisé. Sa géochimie montre des affinités calco-alcalines et des compositions hyper alumineuses (Kanzira, 1989).
  • Le granite G2, syn-D2 ; injecté sous forme de massif, concordant dans les sédiments de Nya-Ngezi (Fernandez-Alonso et al., 1986), est un granite à biotite ou granite à deux micas, hétérogénisé, par une abondance de xénolites. Sa mise en place a été estimée autour de 1200 Ma (Fernandez-Alonso et al.,1986). Ce type de granite était considéré comme syn-D2, cependant Tack et al. (1994) lui attribuent un âge supérieur à 1275.
  • Le granite G3, syn-D2’ ; intrudé entre 1330-1260 Ma (Tack et al. 1994), consiste en un granite à deux micas moins déformé, de composition subalcaline, syn-cinématique au cisaillement D’2 et associé avec des complexes basiques et ultrabasiques.
  • Le granite G4, post-Kibarien, à muscovite et rarement à deux micas, définis au Rwanda et au Katanga (R.D.C). Il s’agit d’un granite stannifère d’âge moyen de 976 Ma (Cahen et al.

1984), forme le dernier membre d’événements magmatiques Kibariens et consiste en un leucogranite à muscovite (rarement à deux micas) et tourmaline, subalcalin « spécialisé » et post-orogénique par rapport aux déformations Kibariennes, portées au paroxysme entre 1370 et 1310Ma (Cahen et al. 1984). Sa palingenèse tectonothermale a été concomitante au climax métallogénique du Kibarien d’étain.

Tack et al. (2010) ainsi que Klerx et al. (1984 et 1987) ont défini au Burundi (dans le Burundien) et dans le synclinorium de l’Itombwe, un granite « Gr5 » d’âge néoprotérozoïque auquel Tack et al. (2010) ont rattaché le granite stannifère de Kasika. Il correspondrait au granite G4 défini au Katanga (R.D.C) et au Rwanda. Par ailleurs, il a été reconnu les âges post-panafricains (de l’ordre de 549 à 436 Ma) des grains de feldspath et de la muscovite du granite de Kasika (Walemba, K.M.A. et Master, S., 2005) que cet auteur a pu interpréter comme étant les âges de réactivation tectono-thermale du Panafricain.

  1. Minéralisation / métallogénie

Dans les formations Kibariennes, la minéralisation des métaux du groupe d’étain et aisni que la minéralisation aurifère sont en relation avec les granites G4 (Cahen et al., 1984) et/ou Gr5 (Tack et al., 2010). Cependant, certains gisements d’or ne sont pas à rapporter au granite G4. Ils seraient, plutôt, d’origine métamorphogénique (Braunschweig et al., 1992). En plus, Günther (1990), soulève que le rattachement des concentrations aurifères au granite G4 demeure spéculatif et très douteux.

Actuellement, les recherches sont surtout orientées sur l’or et les métaux associés aux intrusions basiques stratiformes tels que le nickel, le cobalt, le cuivre et le groupe des platinoïdes, éventuellement le titane, le vanadium et le fer (Braunschweig et al., 1992). En outre, la chaîne semble avoir de bonnes ressources en minéraux industriels (andalousite, feldspath, kaolin, muscovite, quartz, talc et wollastonite). Enfin, il y a des indices de métaux liés à des dépôts sédimentaires d’exhalation (Braunschweig et al., 1992).

1.2.3. Géologie locale 

La géologie d’Idjwi n’est pas bien définie. Néanmoins, en se rapportant à la carte géologique établie par Salée et al. (1937), l’île d’Idjwi est constituée des métasédiments d’âge Paléo-Protérozoïque (Chaîne Ruzizienne). Ces métasédiments sont intruidés par cinq massifs granitiques et surmontés par des coulées volcaniques (figure 4).

Il faut signaler qu’actuellement les équivalents de ces roches métamorphiques qui affleurent au Rwanda sont rattachés à la chaîne Kibarienne du Méso-Protérozoïque.

Quant au régime tectonique, l’île d’Idjwi se trouve au cœur de la branche occidentale du rift Est Africain ; d’une manière plus particulière, cette ile se trouve dans la zone de virgation des directions albertines (NNE-SSW) et tanganyikiennes (NW-SE) (Boutakoff, 1933 ; Ebinger, 1989 ; Ilunga 1991).

Les études récentes effectuées à Lemera, Idjwi Sud, démontrent que l’Ile d’Idjwi est constitué des métasédiments comprenant une alternance des métapellites (passant à des micaschistes/séricitoschistes) et métasisltones et/ou quartzites ; ces métasédiments sont intrudés par des granitoïdes et leurs équivalents mafiques de différentes périodes de mise en place. Trois types de granites sont identifiés dans ce secteur : 

  • Granites à tourmaline : ce sont des granites grossiers, traversés par des filons périgranitiques et intragranitiques, enrichis en SnO2 et WO4 ;
  • Granites à xénolites : ce sont des granites grossiers, blancs et ne renferment pas de minéralisation stannifère ; ils correspondent aux granites de type S bien définis dans la chaine Kibarienne ;
  • Granites fins : il s’agit de granites blancs et non minéralises.

Sur le plan structural, les formations du secteur d’Idjwi Sud montre une structure monoclinale à pendage modéré vers l’Est (229o/27o), et qui est parallèle à la schistosité dominante (226o/30o). Trois phases de déformation sont signalées dans cette zone : la phase D1 est responsable du pli monoclinal plongeant vers l’Est et de la schistosité sectorielle ; la phase de déformation D2 se caractérise par la mise en place de granites à xénolites (granite syn-D2) ; et la phase D3 correspond à la mise en place des granites à étain et ses associés et serai responsable de la foliation f1 observée dans les gneiss au NE du secteur de Lemera.

Sur le plan volcanique, des formations volcaniques affleurent au Sud de l’Ile  d’Idjwi, à 4km au SE de la localité de Monvu. Elles forment une colline allongée sur 200 à 300m et haute d’une cinquantaine de mètres, se dressant au bord du sud de la route Monvu-Mugote. C’est le flanc résiduel d’un édifice volcanique important dont l’ancienne aire cratérale éventrée est située entre la colline et la route. Il s’agit des hyaloclastiques palagonitisées, à éléments centimétriques, alternant avec des niveaux plus grossiers. Le long de la route, les hyaloclastites recouvrent une coulée vitreuse de même composition minéralogique à microlites feldspathique et microcristaux de pyroxène et d’olivine. L’analyse chimique de cette lave correspond à un basalte à tendance transitionnelle, compte tenu d’une possible altération. (André Pouchet et M. Jean WYAT, 1977).

D’après M.G. Passau (1932),  il existe au Sud-ouest du Lac Kivu une région volcanique qui s’étend en direction Sud-Ouest de l’Ile d’Idjwi à l’Elila. Les roches volcaniques y sont d’âge

 
   


récent et sont constituées principalement par des basaltes. Ces roches occupent deux  dépressions qui font suite, l’une de ces dépressions, le Graben du Lac-Kivu est d’origine tectonique certaine et l’autre d’origine indéterminée.

 
   

Figure 2 : Carte géologique locale de l`ile d`Idjwi encadrée avec un rectangle en bleu ; (tirée de la carte géologique du Kivu ; Salée et al. 1973

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