Table de matières
Les observations faites par Legraye (1940) dans la province Nord-Orientale du Congo belge, dans l’étendue de la concession de la Société des Mines d’Or de Kilo-Moto et, au Nord de celle-ci, vers la crête de partage Congo-Nil, ont permis de distinguer dans cette zone :
Un ensemble de roches généralement schistoïdes, de teinte verte lorsqu’elles sont saines ; ces roches correspondent à une partie de ce qui a été figuré sous le nom de Kibalien sur la carte géologique au 1/500.000 (feuilles Watsa et Irumu). Ces roches comprennent des schistes mylonilique, des schistes cristallins, des amphibolites et des amphiboloschistes, des épidolites, des micaschistes, des roches volcaniques dans lesquelles dominent des andésites et des cératophyres ; des itabirites leur sont associées ; en outre, des gneiss alternant avec des micaschistes et des amphiboloschistcs.
Des roches granitiques, constituant l’immense batholite, intrusives dans l’ensemble des roches précédentes. Ces roches intrusives sont des granites, des granodiorites et des diorites.
Des massifs de dolérites et de gabbros, mais dont les relations avec les roches granitiques intrusives sont parfois difficiles à préciser. Elles pourraient être des lambeaux des roches enclavés dans les roches granitiques ou des intrusions postgranitiques. De nombreuses et bonnes observations sur le terrain seraient souhaitables ; malheureusement, les contacts sont rares et les affleurements profondément décomposés.
De nombreux dykes de diabase (dolérite) qui traversent l’ensemble des formations précédentes. L’absence de roches plus récentes que les roches granitiques ne permettent pas de préciser leur âge ; par comparaison avec leur mode de gisement dans les régions voisines, il est à présumer qu’ils sont récents et probablement post-Karroo.
Le terme Kibalien (groupe du Kibali) a été choisi par le ministère de la colonie pour désigner des roches rattachées au système des Itabirites à une série ferrugineuse. Il groupe toutes roches associées aux granites du Haut-Congo notamment des schistes cérisitographiteux, des talcschistes, des quartzites, des conglomérats, des roches carbonatées, des itabirites, des tufs et des laves schistifiées, (Cahien et Lepersonne, 1956 in Lavreau et Ledent, 1975).
Le Kibalien recouvre une grande région dans la partie N-E de la RDC. Il existe aussi le faciès occidental (Haute Tele, Isiro) ; le faciès méridional (Mambasa et Ngayu) mais aussi ceux des plages de Zani et de l’Uganda (Lavreau et Ledent 1975).
Les roches appartenant aux formations du Kibali sont très métamorphiques. Présence d’une série formée de roches éruptives le plus souvent basiques, parfois acides, intrusives ou effusives, de roches probablement sédimentaires, d’origine douteuse et, accessoirement, d’itabirites (Legraye,1940).
Les divers faciès possèdent, dans une certaine mesure, des relations caractéristiques avec des roches granitoïdes :
On peut y distinguer dans ces formations :
Les oxydes de fer au sein des itabirites se présentent sous forme de lentilles étendues, épaisses et massives, soit sous forme de nombreuses lentilles de petites dimensions disséminées dans les roches encaissantes, soit sous forme de minces lits qui suivent la foliation de la roche (Legraye, 1940, p. 12).
Ces granites se sont mis en place sous forme de magmas fondus qui se sont élevés lentement dans les roches du complexe de base, les digérant, les corrodant, s’y substituant en se les assimilant, ou injection massive de granites prenant place d’une manière plus brutale dans certaines zones, ou influence de l’eau et des minéralisateurs, ou réactions à l’état solide accompagnées d’effets dynamiques (Legraye, 1940).
Depuis la roche dans laquelle tout le feldspath est du feldspath potassique (orthose ou microcline) jusqu’à la roche dans laquelle tout le feldspath est du plagioclase (feldspath calcosodique, sans potasse), on peut trouver tous les intermédiaires et passer du granite, par la granodiorite, à la diorite.
Le quartz peut être plus ou moins abondant et son abondance peut amener à ajouter au nom de la roche le qualificatif quartzique (par exemple ; diorite quartzique).
La hornblende peut être présente ou absente ; elle semble toutefois être plus généralement abondante dans les diorites que dans les granites. (Legraye, 1940).
La distinction entre ces roches étant basée sur la nature des feldspaths, il sera le plus souvent difficile, sinon impossible, de donner le nom exact à la roche sur le terrain (Legraye, 1940).
Au contact des roches basiques dans lesquelles il est intrusif, le granite normal tendra souvent vers la diorite quartzique par contamination et disparition de la potasse près des amphibolites.
Les granites, les granitoïdes et des diorites affleurent sur d’immenses espaces dans l’étendue des planchettes de Watsa et d’Irumu. Une grande partie des terrains figurés sur la carte géologique comme les roches cristallophylliennes sont des granites ou des granites gneissiques. Les grains semblent, en général, plus fins dans la région Nord (Moto) que dans la région Sud (Kilo).
Entre Moto et Kilo, le granite affleure, du Nord au Sud, sur une centaine de kilomètres (figure 4 et 5).
Ce granite appartient à une partie plus profonde du batholite : son grain est très grossier, les cristaux de feldspath peuvent atteindre plusieurs centimètres de longueur.
A B
Fi. 5 : A : représentation des principales formations géologiques dans la région de Kilo-Moto.
-1. Pleistocène et pliocène, -2. Lualaba-Lubilash (Karoo), -3. Kibalien, -4. Roche granitique, -5. Roches cristallophiliennes (Legraye 1940).
B : les kibaliennes en rose et les roches granitiques en rouge (Tervuren, 2005).
Les granites, les granodiorites et les diorites affleurent sur d’immenses espaces dans l’étendue des planchettes de Watsa et d’Irumu. La figure 5 en montre l’extension. Une grande partie des terrains figurés sur cette carte comme des roches cristallophyliennes sont des granites ou es granites gneissiques.
Suivant la présence des granites et les altérations qu’ils ont pu subir, soit par actions de contact, soit par métamorphisme hydrothermal, les éléments essentiels sont : plagioclase, microcline, hornblende, albite, biotite, muscovite, séricite, épidote, chlorite, sphène, actinote.
Dans toute la partie nord-est de la province, jusqu’à la crête Congo-Nil, les granites ont très souvent l’aspect gneissique. Ce dernier caractère apparaît toutefois très peu au microscope ; on se trouve en présence d’une déformation qui s’est produite au cours de la mise en place du granite : les feldspaths sont légèrement déformés et enrobés dans du quartz qui ne montre pas de trace de déformation. (Legraye, 1940).
La plupart de granites, granodiorites ou diorites sont légèrement déformés. Cette déformation date soit à la fin de la consolidation de la roche, soit d’une période de déformation plus récente : elle est accompagnée de la formation de minéraux tels que hornblende actinolitique, épidote, albite, séricite, biotite.
Bon nombre de ces roches ont subi l’action de venues ainsi que les pitons de granité massif qui lestent en relief hydrothermales pendant la période de déformations ou après celle-ci ; ces venues hydrothermales ont amené de l’anhydride carbonique et donné naissance à de la calcite parfois abondante.
L’aspect gneissique de ces granites, qui se marque parfois bien suivant certains plans de la roche, ne se montre que mal, ou pas du tout, suivant d’autres plans, si bien qu’il est parfois difficile sinon impossible de préciser sur le terrain le plan de déformations. Lorsque le granite gneissique s’altère dans la zone superficielle, le zonage apparaît beaucoup mieux que dans la roche fraîche.
II.1.2. Roches schistoïdes du Kibalien
Dans les terrains du groupe de Kibali sur les cartes, il y a de nombreuses roches schistoïdes dont l’origine est difficile à préciser, mais dont un certain nombre pourrait avoir une origine sédimentaire. On a souvent donné le nom de schistes, en impliquant dans ce terme une roche argileuse originelle, à des roches qui ne sont que schistoïdes et qui peuvent être aussi des roches éruptives laminées que des roches sédimentaires profondément métamorphosées.
Ces roches ont pris une foliation très développée, se débitant en plaquettes comme les véritables schistes et ne peuvent en être distinguées que si des relations sur le terrain apportent des arguments en faveur de leur origine ou si leur étude en lames minces y décèle la présence de l’un ou l’autre minéral prouvant l’origine de façon péremptoire.
À l’état frais, la plupart des roches schistoïdes sont de teinte vert foncé ; leur foliation n’est parfois pas très apparente. Lorsqu’elles se décomposent au voisinage de la surface du sol, elles prennent des teintes vert clair, rouge ou violet, suivant l’état de leur sel de fer et de présence ou de l’absence de manganèse. Certaines roches schistoïdes sont noires, cette teinte ne semble généralement pas due à la présence de matières charbonneuses, mais bien à la présence de manganèses. Ces roches schistoïdes noires se présentent en bancs compris entre d’autres blancs de roches schistoïdes vertes, parallèlement à leur foliation (Legraye 1940).
Une roche de Kwere, de texture schisteuse, amygdalique, est composée essentiellement d’albite, de quartz et de chlorite. L’albite est le plus souvent en grandes plages de mêmes dimensions que celles des plagioclases des dolérites et diabases. Ce schiste chloritique peut avoir pour origine une dolérite ou une diabase.
L’ouest de la route de Gawa, un chloritoschiste, à texture schisteuse très fine, est formé essentiellement de chlorite. Son origine est inconnue, mais sa nature exclut plus que probablement une origine sédimentaire.
Sur la rivière Rungbi, au passage de la route de Doko à Makoro, un séricitoschiste est formé de quartz, albite, souvent fracturés, enrobés dans une pâte de séricite. Une diorite quartzique ou un cératophyre quartzifère sont susceptibles de donner naissance à une telle roche.
Au village de Loa, un schiste mylonitique albitique a de grandes analogies avec la roche précédente. L’albite constitue de loin l’élément le plus abondant de la roche, qui a probablement pour origine un cératophyre ou une diorite.
Entre Tura et Tuta, un schiste très albitique, finement grenu, serait dérivé d’un granite albitique ou d’un cératophyre.
À Beleu, près de Wanga, un schiste à hornblende et à plagioclase est résultat du laminage d’une granodiorite qui forme un massif assez étendu.
Sur la Lussi, près de Peteku, un biotitoschiste à plagioclase et épidote présente de nombreux caractères communs avec la roche précédente, ainsi qu’avec une monzonite quartzifère qui se trouve située un peu plus au Nord. Cette roche peut provenir de la mylonisation avec recristalisation d’une diorite à hornblende.
Au nord du N’Zoro, entre N’Zoro et Kaladzeri, des roches vertes, alternativement massives et foliacées, se présentent au milieu des granites gneissiques. La roche, à texture schisteuse, feuilletée, est une amphibolite à grenat, très homogène, mais que son étroite association avec la roche massive, qui est une dolérite à grenat, qui serait issu de cette dernière.
Au pied du mont Maie, des amphiboloschistes à épidote et des épidotes à hornblende à texture nettement schisteuse affleurent largement dans une tranchée de la route.
Ces diverses roches schistoïdes proviennent très probablement des roches éruptives. Les microlites que l’on observe dans les lames minces des roches schistoïdes dérivant des roches éruptives ont été démontrés après leur formation.
Comme ces roches sont intrusives dans les roches du complexe de base, parmi lesquelles il y a certainement eu des roches sédimentaires et des roches effusives, on conçoit la difficulté de départager ces roches après leur métamorphisme intense de contact ou dynamique. À Zambula, affleure, au milieu de roches schistoïdes, un banc de roches conglomératiques dont les éléments clairs, à contours plus ou moins anguleux sont enrobés dans une pâte de teint vert pâle. Les éléments de ces conglomérats sont formés par des roches éruptives effusives du type des andésites ; le ciment qui les enrobe est de même nature ; sa structure est phénocristalline. Le conglomérat est le résultat de l’enrobage, dans une coulée volcanique, d’éléments d’autres coulées antérieures. Il existe, dans la région de Moto (à Yamva, sur la rivière Moto), une roche poudinguiforme dont tous les éléments roulés proviennent de roches volcaniques effusives de même nature (type cératophyrique), enrobés dans un ciment constitué par de petits éléments détritiques de roches de même origine. Dans ce cas la roche peut être considérée comme une roche sédimentaire (Legraye, 1940).
Aucune roche de la région ne présente un caractère sédimentaire induscutable comme le quartzite, le grès, le calcaire, le cipolin ; les schistes sont d’origine douteuse car profondément métamorphisés.
Au camp Wanga, une roche à texture schisteuse contient comme minéraux essentiels, biotite, les plagioclases et du quartz, de la staurotide, du grénat et du disthène. Elle provient d’une argile calcareuse. Dans la région de Kilo il existe quelques roches d’origine sédimentaire : des schistes argileux, le mot schiste étant pris dans le sens de roche d’origine sédimentaire.
Un caractère remarquable des schistoïdes est que leur état presque général de mylonitisation, accompagnée souvent de recristallisation, ainsi que la fréquence des actions hydrothermales pneumatolitiques (Legraye, 1940).
Les roches contenant une proportion relativement élevée en oxyde de fer, abondantes dans la région de Moto et qui font partie du groupe de Kibali, sont appelées itabirites. Les itabirite sont formés de minces zones d’hématite, de magnétite ou d’ilménite, avec accessoirement du quartz et de la muscovite, alternant avec de minces zones quartzique accompagnées d’un peu de muscovite, de magnétite ou d’hématite.
A Loa, il existe des itabirites associés à des schistes mylonitiques albitiques. Ils présentent une texture finement rubanée et plissée, formée par des zones essentiellement quartziques (avec accompagnement de calcite, tourmaline, biotite et muscovite) et par des zones essentiellement albitiques, avec magnétite et muscovite, cette roche a subi une action hydrothermale.
D’une manière générale, les itabirites sont exceptionnellement plissés et ne montrent que localement du quartz qui semble injecté lit par lit. Certaines roches vertes, laminées, passent latéralement et progressivement à des itabirites. (Legraye, 1940).
De nombreux affleurements de quartzites ferrifères rubanés, du type itabirite, sont connus dans la région d’Isiro et Kibali Ituri. Ces affleurements sont inclus dans les lambeaux de kibalien épimétamorphiques, discordants sur le socle ancien. Outre les quartzites ferrifères, le Kibalien comprend des roches schisteuses à graphite, silice et amphibole et des roches carbonatées à sidérite.
Les quartzites ferrifères forment des « montagnes de fer » de plusieurs kilomètres de long et quelques centaines de mètres de large, dont les teneurs entre 25 et 45 % pour le fer et 10 à 30 % pour la silice. Dans la partie haute des affleurements, des processus de concentration ont formé des masses lenticulaires de magnétite presque pure.
Au Sud-ouest d’Aru, le mont Kilo renferme une lentille d’hématite de 300 millions de tonnes, exploitable à ciel ouvert. Les sondages ont montré que les quartzites ferrifères passent sous le niveau hydrostatique à des roches fortement albitisées et silicifiées, à ankérite, sidérite, pyrite et mispickel.
Les analyses montrent que le minéral oxydé ne contient pas d’impuretés, à part la silice. Les teneurs en manganèse, nickel, titane, phosphore et soufre sont très basses ou nulles. Sous le niveau hydrostatique, les carbonates et sulfures de fer et d’arsenic peuvent être suffisamment abondants pour interdire l’exploitation.
Il semble démontré que les itabirites de la Province Orientale proviennent de l’oxydation et de la silicification de formations lenticulaires carbonatées ferrifères ; les processus d’enrichissement secondaire sont responsables de la formation des minerais à teneurs (Woodtli, 1961).
Les formations kibaliennes, qu’elles soient sédimentaires, volcaniques effusives ou schistoïdes d’origine diverses, ont été envahies par des intrusions de roches éruptives qui ont pu être affectées par les efforts dynamiques auxquels l’ensemble des formations a été soumis.
Après la mise en place des granites dans ces formations, il y a eu des veines de roches basiques plus récentes qui ont pris place aussi dans les roches granitiques que dans les roches schistoïdes. Ces veines se présentent le plus souvent sous forme de dykes.
Il existe aussi des petits massifs de roches vertes d’origine magmatique isolés au milieu du granite. Ces massifs sont les lambeaux de toit du complexe de base qui ont été isolés par l’érosion. Ils sont constitués soit par les dolérites, soit par des gabbros, soit par les roches granitiques. (Legraye, 1940).
Les dolérites sont formés d’augite, de hornblende, de plagioclases, quelquefois d’actinote, d’épidote et de grenat comme éléments essentiels, ainsi que de biotite, de chlorite, d’épidote, de quartz, de séricite, de sphène, d’ilménite et de magnétite comme minéraux accessoires.
La structure ophitique est toujours bien visible au microscope et parfois à l’œil nu ou à la loupe.
Ils sont souvent transformés en diabases par autométamorphisme sous l’influence de leurs éléments volatils qui ont saussuritisé les plagioclases et transformé partiellement les pyroxènes en hornblende. Les diabases sont les dolérites modifiés par autométamorphosme.
Ils s’observent en des nombreux points de la région de Moto.
Les gabbros sont formés de hornblende, de plagioclase, parfois d’épidote comme éléments essentiels ; d’épidote, d’ilménite, de séricite, de sphène et de magnétite comme éléments accessoires.
Ces roches sont fréquemment transformées en gabbro-amphibolites par recristallisation. Parfois ils sont composés presque entièrement par de la hornblende et constituent des hornblendites qui passent totalement à des gabbros à hornblende. (Legraye, 1940).
Des actions hydrothermales ont localement modifié la composition de ces roches.
Certaines roches à texture gneissique ne sont que des granites légèrement déformés lors de leur mise en place et doivent être appelées granites gneissiques. Les roches gneissiques présentent des teintes diverses, claires ou foncées, alternant avec des micaschistes dans lesquels domine soit la biotite, soit la muscovite.
Il existe une relation entre les granites gneissiques et les granites mais aussi avec schistoïdes. Difficile de distinguer, sur terrain, les gneiss associés aux micaschistes et les granites gneissiques. Il semble que les gneiss et les micaschistes constituent une transition entre les granites ou granites gneissiques et les roches schistoïdes du Kibalien. Les contacts des granites ou des granites gneissiques avec les roches du complexe de base est loin de se faire toujours par l’intermédiaire de gneiss ou de micaschistes.
Il est difficile de tracer une limite entre les granites, les granites gneissiques, les gneiss et les micaschistes et certaines roches vertes schistoïdes.
Les substances qui ont migré du magma granitique vers les roches encaissantes ont apporté une grande quantité de feldspath alcalin. Cela a donné naissance au biolite et imprégné la roche en s’y injectant lit par lit. C’est de cette façon que sont nés les migmatites et les gneiss d’injection souvent difficile à distinguer des gneiss de métamorphisme général. C’est la raison pour laquelle on peut observer, soit des granites gneissiques, soit des gneiss dans la partie centrale du batholite granitique aux roches du complexe de base. Ce granite gneissique n’est pas du granite légèrement déformé. Les gneiss du complexe de base sont fortement imprégnés de métamorphisme général et des micaschistes. (Legraye, 1940).
La diabase est un terme souvent employé comme synonyme de dolérite (roche subvolcanique filonienne à texture ophitique proche des basaltes) (MINER@LIA, logiciel de minéralogie).
Les dykes de diabase plus récents que les roches du complexe de base et que les granites intrusifs dans ces dernières, sont observables dans la région de Moto. Ils sont toutefois beaucoup moins abondants que dans la région de Kilo, où ils sont particulièrement nombreux à proximité de l’escarpement du lac Albert.
La diabase des dykes ne diffère guère, comme constitution minéralogique ni comme structure, des diabases en massifs dont il a été question précédemment. Les roches les récentes qui, dans la région, sont traversées par ces dykes de diabase, étant les granites, il n’est pas possible de préciser autrement leur âge et de les rattacher avec certitude aux dykes post-lualabiens connus dans des régions plus méridionales (Legraye, 1940).
On peut y distinguer un groupe métavolcanique composé de :
Le groupe métavolcanique est surmonté d’un groupe à prédominance métasédimentaire composé de :
Le groupe métasédimentaire et le groupe métavolcanique (ou une partie de celui-ci) restent intimement associés, et constituent parfois des alternances. Des roches gneissiques, des micaschistes ont été localement rencontrés autour des plages kibaliennes, Steenstra (1955) y décrit des associations migmatitiques et des pegmatites. Les amphibolites à grain fin sont intrudées dans la région de Mongbwalu (partie occidentale de la plage de Kilo) par des roches tonalitiques grenues, elles-mêmes intrudées par des roches eugranitiques (Moureau, 1939, Duhoux, 1950 in Lavreau et Ledent, 1975).
Dans la région de Kilo-Nizi, située à l’Est de la précédente, le Kibalien schistoïde (roches vertes) est intrudé par des tonalites (diorites grenues à granodiorites) et des filons divers (Legraye, 1940).
Les contacts entre les métasédiments et les roches granitoïdes sont, soit tectoniques (failles radiales ou cisaillantes, parfois soulignées par des chapeaux-de-fer) soit concordants. Cette concordance est soulignée dans les massifs granitoïdes par le développement d’une structure planaire parallèle à la zone de contact ; cette structure peut cependant être interprétée comme le résultat d’un mécanisme d’intrusion par ballonnement (Ramsay, 1975 in Levreau et Lendent 1975).
La grande plage de Dungu-Watsa n’est connue que dans la zone des exploitations aurifères anciennes de la Moto et du Kibali, et des exploitations actuelles de Durba (15 Km au Nord de Watsa). On trouve, dans la région de Wanga (sud-ouest de Watsa) des îlots de roche réputées kibaliennes, très métamorphiques, comprenant des biotitoschistes à grenat, de muscovitoschistes à andalousite, recoupés par des roches granitiques alcalines (tonalitiques).
Plus à l’Est, des méta-andésites parfois schistoïdes sont recoupées et contenues en enclaves dans des tonalites (Legraye, 1940). On trouve, à quelques centaines de mètres de là des quartzites et des schistes très fins et très ferrugineux, associés à des « granites » sans que les termes de cette association puissent être précisés. Des métaconglomérats intraformationnels d’origine volcanique ont également été décrits (Dorlodot, 1921 ; Magnée, 1941 et Michot, 1942 in Lavreau et Ledent 1975).
Un grand massif de roches vertes (dolérites, gabbros et diorites) montrant des faciès massifs ou schistoïdes, occupe la plus grande partie de la plage kibalienne située au Sud de Watsa.
Dans la zone minière de Durba, on rencontre tout d’abord, près du Kibali, des roches vertes dans lesquelles Legraye (1940) a reconnu des laves en coussins, puis des roches séricito-chloriteuses albitiques et parfois quartziques plus ou moins riches en ankérite primaire ou secondaire. Ces dernières roches alternent avec des quartzites ankéritiques ou ferrugineux formant, plus au nord, des reliefs itabiritiques caractéristiques. On a également observé des schistes graphiteux. Dans la région de Dungu, Mathieu (1918) a observé des chloritoschistes tandis qu’au long du Kibali.
Dans la région du 30eme méridien, des massifs importants d’amphibolites et de gabbros anorthositiques, de position stratigraphique indéterminée, sont associés à des schistes ferrugineux. Legraye (1940) décrit dans la même région des structures plissées comportant des alternances de gneiss à grenat, présumés ouest-niliens, et de schistes amphibolitiques ou ferrugineux, présumés kibaliens ; la direction des plis est ouest nilienne (approximativement nord-sud) (Lavreau et Ledent 1975).
Le degré de décomposition des roches des formations kibaliennes et des roches les ayant intrudé (dolérite et granites) est très variable. Parfois ces roches sont peu ou pas décomposées, parfois elles le sont profondément au-dessus du niveau hydrostatique. Cette décomposition présente une relation avec le degré d’altération hydrothermale qui, modifiant la nature des éléments constitutifs des roches (feldspaths), rend ces éléments aptes à se décomposer sous l’action des eaux superficielles.
Lorsque les roches des formations du Kibalien ont été laminées, leur foliation, qui est parfois peu apparente dans les roches fraîches, apparaît très nettement lorsque leur degré de décomposition est élevé. À ce moment-là, la roche se débite en feuillets et ressemble fortement à des schistes. Suivant le degré de décomposition et la nature des éléments constituants, la roche décomposée prend une teinte verte, rouge ou violacée. Cette dernière teinte est fréquente dans les zones minéralisées (Legraye M. 1940).
Le Lindien (1200-600 Ma) est un supergroup qui doit son nom de la rivière Lindi dans la région de Kisangani et dont les formations géologiques affleurent souvent dans la province orientale du nord de la RDC. Dans la partie sud il est connu sous le nom d’Ubangien vers les bords de la ceinture de la chaine pan-africaine ubangienne qui se compose d’une séquence sédimentaire considérés comme dépôts forestiers de cette de cette orogénèse. Le prolongement de ces séries sédimentaires au nord en République centre africaine, via le bassin Fouroumbala, comprend des unités lithostratigraphiques connues localement comme moyennes formations Chinko-Morkia-Rumu.
La coupe type observée dans la vallée de l’Aruwini comprend :
Il s’agit des séries de la couverture qui datent du Paléozoïque
Les formations géologiques de la partie nord-oriental de la RDC comprennent, à part les formations du Karoo,
Aucun fossile n’a jamais été découvert dans ces formations, il n’est donc pas possible de leur attribuées un âge par les méthodes de datation relative. Les distinctions que l’on peut y faire sont donc purement lithologiques. La rareté et le mauvais état des affleurements ne permettent pas d’observer le contact entre les gneiss et micaschistes des roches cristallophiliennes avec les roches vertes schistoides. Il n’est donc pas possible de dire si ces formations sont concordantes ou discordantes (figure 6) (Legraye, 1940).
Fig. 6 : disposition transgressive des formations du Kibali, de la Ruzizi et de l’Urundi, depuis le Kivu jusqu’à la crête congo-Nile (Legraye M. 1940).
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