Table de matières
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La géologie structurale et la tectonique convergent vers une analyse des déformations lithosphériques qui permet d’estimer les paramètres cinématiques (déplacements) et thermomécaniques (rhéologie) caractéristiques des dynamiques interne et externe d’un système au cours de sa déformation progressive.
C’est ainsi que ce chapitre est spécifiquement consacré à l’analyse structurale des données tectoniques : (i)prélevées sur terrain, (ii) obtenues à partir de la description de lames minces des échantillons représentatifs, (iii) obtenues à partir de l’interprétation de la carte géologique à l’échelle de 1 : 10000, et (iv) identifiées sur des coupes géologiques tant celles réalisées sur terrain que celles issues de la carte géologique.
Les résultats de cette analyse nous permettra de déterminer et définir les possibles phases de déformation ayant affectées les formations de Kiliba qu’il faudra essayer de corréler avec celles de la Chaîne Ubendienne du SW de la Tanzanie et certaines orientations des contraintes qui les ont affectées.
Etant donné que notre secteur d’étude comprend deux groupes différents de roches, notamment les métasédiments et les granitoïdes hormis les sédiments de la plaine de la Ruzizi (système du Karroo) qui n’ont pas d’influence sur la tectonique ancienne, deux approches différentes seront abordées pour cette fin.
Dans un domaine déformé, les structures de différentes échelles et leur chronologie relative sont des marqueurs (1) des déformations finies et progressives locales, (2) des relations entre déformation moyenne et déplacements aux limites du domaine et (3) des conditions physiques (P,T) qui gouvernent le comportement rhéologique du matériau en cours de déformation.
Du point de vue méthodologique, l’aspect cinématique fait essentiellement appel à l’étude des champs de déformation (type, intensité et hétérogenéité de la déformation finie, trajectoires de déformation, symétrie des structures); et l’aspect mécanique peut être abordé par l’analyse des mécanismes physiques de la déformation à l’échelle microscopique et macroscopique.
Les surfaces de stratification ont été rarement observées sur terrain à Kiliba. Néanmoins, six mesures prélévées dans les métasédiments, proviennant des contacts entre les bandes des formations métasédimentaires (michaschistes paragneiss et quartzites) nous ont permi de déterminer trois orientations dominantes: 345o/35o, 214o/62o et 269o/45o (Fig.4-1).
Virtuellement, trois plis principaux (P1, P2 et P3) peuvent être générés par ces trois orientations de surface de stratification; le pli P1 d’orientation 021o et plongement d’axe de 23o vers le NNE est défini par les deux premières orientations (345o/35o, 214o/62o), le pli P2, de 33ode plongement vers le NE, par la première et la dernière orientations (345o/35o et 269o/45o), et le pli P3, de 45ode plongement vers le Nord, par les deux dernières orientations (214o/62o et 269o/45o) (Fig. 3-1).
Mais de ces trois plis possibles, seul le pli P1 est discernable sur la carte géologique (Fig.2-2) et la carte tectonique du secteur d’étude (Fig. 3-2).
Figure 3-1: Projections stéréographiques des mesures de plan de stratification
Figure 3-2: Carte structurale du de Kiliba
Deux types de schistosité ont été identifiées dans le secteur de Kiliba; il s’agit de la schistosité de flux (S1) et de la schistosité de crénulation (S2).
3.2.1.2.1. Schistosité de flux (S1)
La structure planaire S1 est la structure dominante dans le secteur de Kiliba. Elle est généralement parallèle aux plans de stratification. Cette structure S1 est plus intense dans les micaschistes, paragneiss et amphibolites; elle est rarement observable dans les quartzites.
Deux orientations principales de la schistosité S1 ont été identifiés en plottant les mesures preélevées sur terrain dans le caneves de Schmidth (Fig. 4-4). Il s’agit de:
La différenciation des orientations de la schsistosité S1 en deux mesures distinctes suscitent des questions pouvant amener à penser que les formations géologiques de Kiliba seraient affectées par plusieurs phases de déformation. Cependant, leur orientation générale NW-SE, bien visible sur la carte géologique (Fig. 2-2), suggère que ces structures ne seraient dues qu’à une seule phase de déformation compressive d’orientation NE-SW.
En lame mince, la schistosité est soulignée par l'alignement préférentiel des cristaux de hornblende et/ou de biotite (Fig.4-5).
Figure 3-3: (a) Direction préférentielle, cyclogrammes et pendage moyen de la première famille de schistosité de flux (S1)
Figure 3-4: (a) Direction préférentielle, (b) cyclogrammes et (c) pendage moyen de la deuxième famille de schistosité de flux (S1)
Sur le plan cinématique, les 53 plans de schistosité montrent bien que notre terrain aurait subi une compression maximale orientée NE-SW avec une forte déviation vers ENE-WSW. Soit une orientation moyenne de la contrainte maximale (Ϭ1) de 213° avec un plongement de 41° vers SW, la contrainte moyenne sigma 2 est subhorizontale et sigma 3 est subverticale. Et le tenseur des contraintes obtenues présentent une extension (SHmin) orientée NW-SE (Fig. VIIIb)
Les indices de régimes tectoniques (R et R’) : Avec R : le ratio des magnitudes de contraintes principales R= = 0.16. Il permet d’exprimer la magnitude de dépendamment de la magnitude de . Après traitement de nos données ont données un R’= 2.16. Or si la différence entre R’ et R donne 2, donc nous sommes dans un régime compressif où nous aurions aussi des failles inverses.
Figure 3-5 : Le tenseur des contraintes obtenu à l’aide des plans de schistosité à Kiliba
3.2.1.2.2. Schistosité de crénulation
Cette structure planaire n’a été observée que dans les micaschistes à grenat.
Image 3-1: Deux affleurements de micaschiste à grenat montrant la schistosité de crénulation
Cette structure montre deux orientations différentes de schistosité que ci-après: S1: 330o/56o et S2: 013o/77o. La seconde schistosité a déformée la première; cela suggère que ce micaschiste avait été affecté par deux phases de déformation différentes.
La foliation varie en intensité selon la lithologie et elle tend à se développer de manière hétérogène à l'intérieur d'une même unité. Dans les micaschistes et les paragneiss, la foliation principale prend l'aspect de la schistosité soulignée par l'alignement préférentiel des paillettes de chlorite (Fig.3-6).
Dans les orthogneiss, les porphyroclastes de feldspath et de quartz sont recristallisés avec une réduction de la taille des grains qui forment des amas allongés dans le sens de la foliation (Fig.3-6).
Les mesures de foliation prises sur terrain ont été plottées dans le canevas de Wulff montré sur la figure 3-6, ci-dessous. Trois orientations préférentielles sont définies, notamment: 198o/78o, 016o/66o et 310o/43o.
Figure 4-6: Projection stéréographique des mesures de la foliation du secteur de Kiliba
Le plan de contact entre l’intrusion et l’encaissant est un paramètres important dans la détermination du caractère tectonique des intrusions; autrement-dit, ca permet de déterminer si l’intrusion est diapirique ou non.
Certaines mesures de l’interface avec l’intrusion prélévées sur terrain ont été plottées dans le canevas de Wulff en vue de connaître leurs orientations dominantes, tel qu’il indiqué dans la figure 4-15 ci-dessous.
Figure 3-7: Projection stéréographique des mesures de contact entre intrusion et encaissant
Les métasédiments et les granitoïdes de Kiliba ont été recoupés par plusieurs types de veine de quartz et parfois de veines granitiques. Les différentes mesures des filons prélévés sur terrain ont été plottées sur le caneva de wulff pour déterminer les orientations dominantes. Cinq orientations préférentielles ont été déterminés. Ce sont (Fig. 3-8): QvV1 = 275o/36o; QV2 = 215o/41o; QV3 = 025o/69o; QV4 = 136o/60o et QV5: 350o/45o.
Figure 3-8: Projection stéréographique des mesures de veines de quartz du secteur de Kiliba : QvV1 = 275o/36o; QV2 = 215o/41o; QV3 = 025o/69o; QV4 = 136o/60o et QV5: 350o/45o.
Du point de vu structural, 3 types de veines ou réseaux de veines sont distingués:
Dans le secteur de Kiliba, nous avons identifies quatre types de veine:
Des veines de quartz plissées et recoupées par la schsitosité de flux sont observés dans les micaschsites et les granites (Image 3-2a). Par rapport à la veine de quartz plissée, cette schistosité est du type “plan axial”.
Il existe des veines de composition granitique du côté gauche (Image 3-2b), qui était au départ parallèle à la stratification primaire, ensuite elle fut plissée et en fin traversée par une seconde schistosité, schistosité fracture ou de plan axiale; le tout est enfin traversée par la dernière schistosité de flux; du côté médiane, il y a une veine de granite verticale et parallèle à la veine précèdente, mais elle est aussi traversée par la dernière schistosité de flux.
Image 3-2: Types de Veines de quartz de Kiliba
Image 3-3: Veines de quartz boudinées et parallèles à la schistosité
Affleurement d’un granite non déformé mais traverse par des veines de quartz (Image 3-2c). Affleurement d’un micaschiste traversé par une veine de quartz boudinnée et traversé, à son tour, par la même schistosité que le micaschiste (Image 3-2d).
Les veines d’extension sont subparallèles à la schistosite (ou foliation) principale dans la majorité des cas (Fig. 2-3). Dans certaines unités plus compétentes, il y a aussi des veines qui sont à angle fort avec la foliation.
La linéation minérale a été seulement observé dans une seule lame mince. L’exploitation de cette lineation n’est pas significative et elle n’a pas été éffectuée.
La foliation principale de ce secteur de Kiliba s'accompagne d'une linéation d'étirement bien développée dans les micaschistes, paragneiss et orthogneiss (Image 3-3).Cette linéation est subhorizontale et plonge vers l'est.
L'étirement du quartz dans les paragneiss et l'allongement des amas des grenats dans les micaschistes la mettent particulièrement en évidence.
Cette description concerne uniquement les axes de plis décimetriques et métriques observés dans les micaschistes recoupés par des veines de quartz plissées à deux endroits.
Deux mesures des axes de plis ont été prélévées (Fig. 3-2).
Seules quelques fractures sèches ont été orienté sur terrain et parmi elles, il y avait certaines qui ont été prélevées en couple, appelées fractures conjuguées (Image 3-4b). Les paramètres principaux des contraintes tectoniques obtenus avec ces données, ont montré que les formations géologiques de notre zone d’étude ont été affectées par une phase tectonique extensive car R=R’=0.50 ou R’-R=0.50-0.50=0. L’extension horizontale des blocs était presque E-W, soit un SHmin de 092° (Fig. 3-9).
Figure 3-9: Tenseur des contraintes issu des fractures sèches conjuguées et non conjuguées
Une seule faille a été identifiée directement sur terrain par un décalage de deux filons couches de quartz (Image 3-4a). Elle est orientée 162°/61°.
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(b) |
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(a) |
Image 3-4 : (a) Plan de faille normale recoupant deux filons de quartz de la station KIB-001b et (b) Image montrant des fractures conjuguées
La synthèse structurale à permis de systématiser les données structurales et de proposer une chronologie dans la genèse des structures, en même temps qu'elle en définit les caractéristiques mécaniques de chacune d'elles.
L'analyse descriptive et cinématique des principales structures de déformation reconnues dans le secteur de Kiliba, a révélé l'existence d'une schistosité S1 reprise postérieurement par des déformations compressives et cisaillantes. L'interférence de ces structures, les unes par rapport aux autres, autorise la distinction de quatre (4) principaux événements tectoniques (ÆŸl, ÆŸ2, ÆŸ3 et ÆŸ4 ) qui façonnent les formations géologiques de la Chaîne Ruzizienne de Kiliba :
Selon A. Foucault et al. (2014), le boudinage est un tronçonnage par étirement d’une couche rigide entre deux couches pastiques, avec formation de boudins, prismes allongés selon la contrainte moyenne, légèrement convexes selon la contrainte maximale (Image 17). On peut assister à un bourrage par les niveaux incompétents et/ou emplissage par des cristallisations (calcites ou quartz). La géométrie des boudins nous aide aussi à définir les caractéristiques de la déformation qui a affecté les formations géologiques; autrement dit s’agit-il du cisaillment pur ou simple. Ainsi, on peut mettre en évidence la phase qui a mise en place les filons qui ont été boudinés et cele qui les a boudiné et à déterminer les orientations des contraintes.
Deux grandes familles de boudins peuvent être mises en évidence dans notre secteur.
Image 3-4 : Orientation des contraintes et les mesures des paramètres géométriques du boudin de quartz dans le micaschiste de la station KIB-033
La plus part des boudins de quartz du secteur de Kiliba montrent une symétrie par rapport à tous les plans contenant les axes de contraintes. Néanmoins, sur le plan microscopique, le boudin de grenat observé dans l’échantillon de micaschiste de la station KIB-033 présente une dissymétrie seulement par rapport au plan contenant sigma1 (Image 18b).
(a) Première famille
Après orientation de contraintes qui ont été à la base du boudinage de ces filons de quartz pour la plus part, nous avons trouvé un SHmax orienté SE-NW et SHmin orienté NW-SE (Fig. IX). Le R’ étant supérieur à 2 (soit R’= 2.25), il serait donc un ensemble des boudins issus d’une phase tectonique compressive où la contrainte principale est orientée NE-SW.
Figure 3-10 : Tenseur des contraintes issu des contraintes orientées par rapport à l’orientation des boudins de la première famille
(b) Deuxième famille
Les paramètres tectoniques montrent qu’il s’agit d’un régime tectonique extensif. Avec un R=R’=0.57, nous sommes dans une phase tectonique extensive où le SHmin est orienté NNE-SSW et SHmax est orienté ESE-WNW (Fig. X).
Figure 3-11 : Tenseur des contraintes issu des contraintes orientées par rapport à l’orientation des boudins de la deuxième famille
A part, les phases tectoniques qu’ils peuvent nous montrer et les orientations de contraintes, les boudins sont aussi des bons marqueurs qui nous aider à caractériser la forme de l’ellipsoïde de déformation et même d’estimer la pente de la déformation à partir du diagramme de Flinn.
A l’aide de ce diagramme on caractérise la forme de l’ellipsoïde de déformation en utilisant le rapport K (pente d’une droite passant par le point représentatif de l’ellipsoïde et le point (1,1).
Figure 3-12: Diagramme de Flinn (d’après Nougier, 2000)
Avec :
Nous avons trouvé que cinq des nos boudins ont un K supérieur à 1, donc appartiennent au domaine de la contriction (constriction) alors que seulement deux sont dans le domaine de l’aplatissement (flattening) et un seul avec un K=1 aurait subis une déformation plane (plane strain). Mais avec le diagramme de classification tectonique, nous pouvons donc définir deux grands types déformations de roches de façon ductile: les roches étirées ou allongées à 70% et aplaties à 30%: tectonites LS et les roches à combinaison des 2 types de structures: tectonites L=S (ici le degré d’aplatissement est égal au degré d’allongement) (Fig. XI).
Les plans de cisaillement peuvent être déterminés par rapport à n’importe quel type de roches (sédimentaires, magmatiques et métamorphiques).
Dans le secteur étudié, les plans de cisaillement ont été cartographiés uniquement dans les unités de micaschistes. Des modifications subites de l’orientation de la schistosité au sein d’un même affleurement de micaschistes ont été prises en compte pour établir l’existence d’une zone de cisaillement. La présence des boudins alignés latéralement est un bon critère pour définir les structures C/S ; cela a été observé à la station 1. La projection des mesures de plan de cisaillement que nous avons jugé fiables nous donne deux directions préférentielles (Fig.3-4a), il s’agit de : 325o/55o et 104o/49o.
Le magmatisme de Kiliba, selon leur contexte de mise en place et rhéologie, semblent bien avoir été affecté par les trois dernières phases de deformation. A grande échelle, des boudins de granites ont été retrouvé, un signe qu’ils ont subi une compression probablement de la phase de déformation ÆŸ2 ou de la phase de déformation ÆŸ3. D’où l’existance d’une phase magmatique anté-ÆŸ2 (granite anté-ÆŸ2) qui ont été métamorphisés en orthogneiss.
Mais en d’autres endroits, les roches magmatiques ne sont pas déformées mais sont traversées par des filons de quartz de la phase de déformation ÆŸ4. Ce sont les granites s.s. qui sont anté-ÆŸ3 et post-ÆŸ4.
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