Table de matières
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Le territoire de Walungu est l’un des territoires du Sud kivu situé à 45km de la ville de Bukavu sur la route nationale N° 2 Bukavu-Maniema .
Il est limité :
Avec une superficie de 1800km carré, Walungu est subdivisé en 2 chefferies dont :
Le secteur de Nzibirasitué dans le groupement de Mulamba, en chefferie de Ngweshe est situé à 75 km de la ville de Bukavu à vol d’oiseau dans le côté WSW de la ville sur la route principale Bukavu – Shabunda (CAID 2017).
Comme dans la collectivité de Ngweshe, Nzibira a un climat caractérisé par l’alternance de deux saisons : sèche et des pluies.
La saison sèche connait une température élevée et rareté des pluies et dure 3mois, la saison de pluies dure 9mois à partir de septembre et s’observe une courte saison sèche de 3 semaines en mois de mars.
Les précipitations moyennes annuelles varient entre 900-1500 mm de pluies /an, la température moyenne annuelle est comprise entre 190-230 degré Celsius.
La végétation est herbeuse luxuriante trouve partout dans la région parfois on y trouve les prairies qui font que les éleveurs trouvent les milieux prépuces pour leurs bétails. Les vestiges d’anciennes forêts naturelles sont parfois observables dans certains ravins de la place.
La région de Nzibira est dominée par une topographie formée de collines dont les plus élevées atteignent plus ou moins 1634m d’altitude, plateaux et un relief (±1520m). La géomorphologie du territoire se caractérise par un relief essentiellement marqué par la tectonique du rift (RUMVEGERI,1987).
FIGURE 01 : Topographie de Nzibira
Au Congo, tous les grands cours d’eau prennent leur source sur la dorsale Ouest du graben et s’écoulent perpendiculairement à celle-ci, soit vers l’Ouest pour rejoindre le fleuve Congo ; soit vers l’Est pour alimenter les grands lacs (VILLENEUVE, 1977).
Étant donné la géomorphologie dans cette partie de la région est caractérisée par un relief essentiellement marqué par la tectonique du rift ; son réseau hydrographique est fortement influencé par le relief ci-haut décrit (RUMVEGERI, 1987)
La chaine Kibarienne dont l’âge varie de 1400-950 Ma (Méso- protérozoïque), occupe la majeur partie du Kivu et constitue le prolongement du kibarien du katanga et se poursuit vers le NE au Burundi et au Rwanda où elle porte le nom du Burundien, en Tanzanie et en Ouganda où elle est dénommée par Karagwe-Ankole (Combe, 1948 ; Cahen et Snelling, 1966 ; Cahen et al, 1972) Cette chaine Kibarienne est structurée NE-SW au shaba et dans la région des grands lacs avant de devenir NW-SE et même E-W à l’Ouest et au NW du lac Kivu. La lithologie du kibarien est constituée des quartzites, des gneiss, des micaschistes, des quartzo-phyllades conglomératiques.
Sur le plan tectonique, les structures kibariennes auraient été imprimées sous le climat de quatre épisodes de déformation (Rumvegeri, (1987)
La première phase : de déformation (D1) est caractérisée par une foliation parallèle à la stratification et par un plissement parfois isoclinal, les structures sont orientées NE-SW à l’Ouest du lac Kivu (Rumvegeri, 1987). L’association fréquente du plissement lié à D1 avec la mise en place des plutons à prédominance acide rend douteux le synchronisme temporel des déformations D1 partout (Burg et al 1986),
La deuxième phase de déformation (D2) a produit des plis isoclinaux NW-SE, cet épisode de déformation s’est accompagné de la mise en place des massifs leuco- granitiques, induisant d’abord un gradient géothermique de 3°C par km, se relevant jusqu’à 50°C par km dans les auréoles thermo- métamorphiques périgranitiques, tardi- D2 (Rumvegeri, 1987),
Un épisode de cisaillement tardi à post D2 subparallèle aux structures syn-D2, dénommé D’2 (Villeneuve, 1977 ; Brinckman, 1992) et qui s’accompagne des retromorphoses et d’une mise en place de quelques massifs granitiques de moindre importance (G3) (Pohl, 1992), o Une quatrième phase dénommée D3 de type compressif s’accompagnerait généralement d’un magmatisme acide de palingenèse crustale (G4s), porteur des gisements d’Etain ( Gunther, 1990 ; Gunther et al. 1990).
En effet, on observe quatre groupes magmatiques acides principaux qui ont intrudé les formations Kibariennes (Cahen et al., 1984 ; Fernandez-Alonso et al., 1986) :
Du point de vue métallogénique, la minéralisation du groupe d’étain et aurifère se trouvant dans les formations Kibariennes est en relation avec le granite G4 (Cahen et al, 1984),Günther (1990), soulève que le rattachement des concentrations aurifères au granite G4 demeure spéculatif et très douteux.
La géologie du Sud-Kivu et ses environs est caractérisée par les formations du Protérozoïque et les couvertures phanérozoïques ; le socle archéen affleurant en grande partie, quant à lui, plus au Nord du Kivu, à l’Ouest du lac Edward.
Les formations du Protérozoïque comprennent celles de la chaîne Ubendienne – Ruzizienne (Paléoprotérozoïque); celles de la chaîne Kibarienne(Mésoprotérozoïque) celles de la chaîne du Synclinorium de l’Itombwe (Néoprotérozoïque). Les formations phanérozoïques comprennent les couvertures sédimentaires et celles volcaniques.
I.2.2.1.LE PALEOPROTEROZOIQUE (LA CHAINE UBENDIENNE – RUZIZIENNE)
Cette chaîne est d’un âge compris entre 2000 et 1800 Ma. Elle borde la partie SE du lac Tanganyika, où elle est mieux étudiée (chaîne Ubendienne), et la partie W à NW dudit lac.
Ses structures sont orientées NW – SE. Deux phases tectoniques sont connues dans ces terrains. La première montre les plis couchés et les plis isoclinaux à déversement vers le SW ou NE. La seconde est soulignée par des structures d’orientation NW – SE.
La lithologie Ubendienne est caractérisée par des micaschistes, des anatexites, d’orthoamphibolites, des quartzites, des carbonates cristallins, des gneiss à biotite, etc.
I.2.2.2.LE MESOPROTEROZOIQUE (LA CHAINE KIBARIENNE)
Au Sud-Kivu, cette chaîne n’est pas bien étudiée comparativement aux segments reconnus au Burundi, Rwanda, Uganda, Tanzanie et au Katanga (R.D.C.), Seules, les études de Villeneuve (1977), Rumvegeri (1984 ; 1987) et Walemba (2001 ; 2005) ont décrit les formations de cette chaîne au Sud-Kivu.
Sur le plan structural, l’orientation générale est NE – SW. La connaissance actuelle de la chaîne Kibarienne fait état de quatre phases de déformations (Villeneuve, 1977 ; Theunissen, 1984 ; Rumvegeri, 1987 ; etc). La première (D1) a été à la base des structures orientées NE – SW. Elle a engendré des plis souvent isoclinaux ainsi qu’une foliation parallèle à la stratification, et elle a été accompagnée par un métamorphisme syn-D1 qui est de type Barrow à Bunyakiri. La deuxième phase (D2) est la phase paroxysmale ; elle est marquée par des plis isoclinaux NW – SE. Le métamorphisme syn-D2 a atteint l’anatexie et a débouché à la formation des granulites. La troisième phase (D2’) correspond à un épisode de cisaillement tardi – à – post – D2. Les structures qu’elle engendre sont subparallèles à celles données par D2. Une quatrième phase (D3) a été définie par Günther(1990), et a été mise en relation avec le magmatisme acide porteur de la minéralisation du groupe de l’étain.
Rumvegeri (1987) reconnaît trois grands groupes du Kibarien dans la région du Sud-Kivu : le Kibarien inférieur, le Kibarien moyen et le Kibarien supérieur. Toutefois, les formations constituant ce troisième groupe (synclinorium de l’Itombwe) sont actuellement rattachées au Néoprotérozoïque.
La lithologie du Kibarien est caractérisée essentiellement par des quartzites, conglomérats, grès, micaschistes, gneiss, mixtite, granites, granito-gneiss, localement des chloritoschistes à amphibole, etc.
Safiannikoff (1950), après une étude régionale du Kivu, rattache les formations de Kasika (constituées essentiellement de micaschistes et quartzites), d’orientation NW – SE, au Kibarien ; il suggère en outre, que ces formations seraient la continuité Sud des formations de Luntukulu, dont les études géologiques restent encore actuellement quasi-inexistantes sur l’ensemble de ce territoire.
Il faudra signaler que Klerx et al. (1984 ) ont défini au Burundi (dans le Burundien) et dans le synclinorium de l’Itombwe, un granite « Gr5 » d’âge néoprotérozoïque auquel on a 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.
Du point de vue métallogénique, la minéralisation du groupe d’étain et aurifère se trouvant dans les formations Kibariennes est en relation avec les granites G4 (Cahen et al. 1984) et Gr5. Cependant, certains gisements d’or ne sont pas à rapporter au granite G4, en plus, Günther (1990), soulève que le rattachement des concentrations aurifères au granite G4 demeure spéculatif et très douteux.
I.2.2.3.1. CADRE LITHOSTRATIGRAPHIQUE
Une première lithostratigraphie de ce super groupe a été établie par divers chercheurs dont Villeneuve (1977) pour la région de nya-kaziba de bas en haut, la succession est la suivante :
I.2.2.3. SYNCLINORIUM DE L’ITOMBWE
Ce super groupe était auparavant considéré comme faisant partie du Burundien (Mésoprotérozoïque) dans la chaine Kibarienne (Safiannikoff, 1950), mais plus tard, il a été rattaché à la fin du Mésoprotérozoïque entre 1310 ± 40 et 648 ± 12 Ma (Villeneuve 1977; Waleffe, 1988) et au Néoprotérozoïque (Walemba, K.M.A., 2001 ; Walemba et al., 2004 ; Walemba, K.M.A. et Master, S., 2005).
Les formations rattachées à ce supergroupe, affleurent en divers endroits au Kivu, notamment à Walikale, Bunyakiri ( Rumvegeri, B.T., 1984 ; 1987) et au Sud du lac Kivu (Villeneuve, M. 1977) incluant les secteurs de Twangiza et de Kadubu (Walemba, K.M.A., 2001 ; Walemba et al. 2004 ; Walemba, K.M.A. et Master, S., 2005).
En se basant sur les similitudes lithologiques, Villeneuve (1977) avait suggéré que les formations de Musisi (près des massifs volcaniques de Kahuzi et Biega) représentent le prolongement Nord du synclinorium de l’Itombwe.
Ces observations avaient coïncidé avec la photo-interprétation des images Landsat et les interprétations faites par Rumvegeri (1987) après leurs études de terrains.
Récemment, la lithostratigraphie du Synclinorium de l’Itombwe a été bien définie par Walemba (2001) etWalemba, K.M.A. et Master, S. (2005) qui reconnaissent deux groupes ; de bas en haut :
I.2.2.3.2. CADRE STRUCTURAL
En général, trois phases de déformation (D1, D2 et D3) sont définies dans le Synclinorium d’Itombwe (Villeneuve, 1977 ; Walemba, 2001).
La phase de déformation D1 (Phase de compression)
Elle est caractérisée par des plis mésoscopiques à macroscopiques, droits à inclinés, ouverts à serrés, d’orientation NW – SE et à surface axiale subverticale. Il faudra signaler la présence des plis parasites très souvent serrés résultant de la phase D1. Sur le plan régional, la déformation D1 inclue les anticlinaux de Kitogo et de Kitwabaluzi ainsi que le synclinal de Ruzimu.
La phase de déformation D2 (Phase de compression) : Les structures à orientations subméridiennes ont été engendrées par la phase D2. Cette phase a pu générer des plis régionaux avec une schistosité, ainsi que des failles et des zones de cisaillement. La contrainte principale de raccourcissement « sigma 1 » est généralement orientée
Est – Ouest ou presque. C’est cette phase D2 qui a pu générer l’anticlinal de Twangiza et le synclinal de Bugoyi. Ses plis incluent également des synclinaux de Kahanda, de Mohe et de Gahinga, ainsi que des anticlinaux de Bugoyi et de Kasandja.
La phase D2 est caractérisée par des plis mésoscopiques à macroscopiques, serrés à isoclinaux, à surface axiale défini par une orientation préférentielle des micas et grains de quartz recristallisés.
La phase de déformation D3 (Phase d’extension)
Elle consiste en la formation des failles extensives, dextres et senestres, ainsi que des zones de cisaillement localement développés à une échelle mésoscopique.
I.2.2.3.3. CADRE METAMORPHIQUE
Les failles extensives attestent le niveau paroxysmal de D3.C’est le cas des : zones de cisaillement de Kahanda et de Ludjo, failles de Twangiza (d’orientation NW-SE), Kahanda, Bugoy (d’orientation N-S), Tshondo et de Tshigola (d’orientation E-W).D’une manière générale, le supergroupe de l’Itombwe est constitué des terrains faiblement métamorphiques comparativement aux terrains kibariens sous-jacents.
En effet, dans la région de Bunyakiri, par exemple, le supergoupe de l’Itombwe regoupe les terrains très peu métamorphisés (associations à chlorite + muscovite) à l’Est des complexes plutovolcaniques de Kahuzi et de Biega (Rumvegeri, B., T., 1987). Ces formations ont été aussi étudiées en détail dans le secteur de Nyangezi (Villeneuve, 1977).
Le supergroupe de l’Itombwe fait partie des trois domaines tectono-métamorphiques du Précambrien du Kivu, hormis le socle archéen qui affleure dans la partie extrême septentrionale du Kivu (le Kibalien) (Villeneuve, 1977 et Rumvegeri, 1984). Ses formations constituent le domaine épimétamorphique du Précambrien du Kivu.
Son métamorphisme est donc régional et de faible intensité, évoluant dans le faciès des schistes verts.
I.2.2.3.4.CADRE MAGMATIQUE
Trois types de granitoïdes sont actuellement reconnus dans cette chaine panafricaine :
I.2.2.3.5. CADRE METALLOGENIQUE
La métallogénie des terrains de l’Itombwe n’est pas bien documentée ; si ce ne sont que les travaux de Walemba (2001) et Walemba et al. (2004), ainsi que des œuvres inédites des sociétés minières ayant exploré le secteur à l’instant de Banro, SOMINKI, etc.
Au Sud-Kivu, certains grands gisements et indices de l’or, des minéraux du groupe d’étain (Sn, W) sont reconnus dans les terrains néoprotérozoïques de l’Itombwe. C’est le cas des régions comme Twangiza, Tshondo, Bugoy, Chigubi, Kigogo, Mufwa, etc, se trouvant au Sud du lac Kivu (Fig. 1). Le contrôle de la minéralisation y étant le plus souvent structural, la concentration de minerai est dans les filons de quartz, de pegmatites ainsi que contrôlée par les plans axiaux des plis (comme à Twangiza).
L’origine de cette minéralisation dans cette région serait attribuée au granite de Kasika, aux pegmatites et aux intrusions d’albitites (Walemba, 2001 ; Walemba et al. 2004).
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