CHAPITRE I : SUBDIVISION GEOLOGIQUE DU CRATON DE
L'UBANGI
L'étude des blocs cratonique archéens se base
aujourd'hui sur la division des unités archéens en chaînes
granulite-gneiss, associations granite-greenstone et bassins
tardi-archéens, dykes et intrusion stratifiées (Windley, 1995 in
Fernandez-Alonso M. et al. 2015).
Les chaînes granulite-gneiss représentent des
niveaux cristaux moyens à profonds, exhumés de
métamorphisme élevé (high-grade metamorphism). Les types
de roches caractéristiques des chaînes granulite-gneiss sont des
gneiss quartzo-feldspathiques avec, en terme de volume, très peu de
paragneiss, des amphibolites, des micaschistes, des marbres et quartzites, des
complexes magmatique stratifiés.
Les terrains granite-greenstone correspondent à des
plus anciennes chaînes majeures composées de roches
volcano-sedimentaires bien préservées. Elles sont
constituées de roches volcaniques et volcanoclastiques siliceuses
à ultrabasiques, de sédiments siliciclastique et chimiques, le
tout intrudé de volumes importants de corps granitoïdes.
Il faut noter que les formations archéennes
observées en RDC se rapportent à l'une ou l'autre de ces deux
grandes associations. Elles affleurent dans deux zones principales : le
Kasaï au sud et la région de l'Ubangi au nord.
Ces ensembles appelés cratons sont des vastes surfaces
des roches profondément métamorphisés au sein desquelles
apparaissent des lambeaux des schistes cristallins qui gardent les lignes
d'orogénèses anciennes. On y définit les bases
lithologiques et structurales d'un certain nombre des complexes qui ont pu
être corrélés entre eux par des mesures de
radio-datation.
L'évolution de la Terre au Précambrien est
marquée par une succession de processus géodynamiques ayant
conduit à la mise en place des zones continentales stables
appelées « cratons » autour desquelles se sont
développées, de façon cyclique, des ceintures
orogéniques. Au cours de cette période, l'actuel continent
africain s'est peu à peu consolidé suite à l'amalgamation
des blocs cratoniques comme : le Kalahari, le Congo, l'Ouest-africain, l'Est
Sahara et l'Arabo-nubien (Fig 1).
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Figure 1 : Cartes des socles précambriens et des
couvertures associées : A) Carte des cratons précambriens de
l'Afrique (modifiée d'après Gray et al., 2008) ; B) Carte
géologique du craton du Congo avec les différentes chaînes
protérozoïques associées (modifiée de Alkmim and
Martins-Neto, 2012 (d'après Trompette, 1994 ; Alvarez,1995) et Ernst et
al., 2013).
L'assemblage de ces blocs, constituant la
quasi-totalité du continent, s'est fait par le biais de cycles
orogéniques ayant eu lieu de l'Archéen au
Protérozoïque. Toutefois, le mode de formation de ces
orogenèses et leur réactivation au cours des cycles
récents font l'objet de débats.
I.1. LOCALISATION GEOGRAPHIQUE
C'est un ensemble relativement important des formations
attribuées à l'archéen. Ce craton n'est pas exclusivement
localisé au Nord de la R.D.C. Il représente la partie
méridionale de la République Centre-africaine où il
constitue le complexe de base.
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L'ensemble des roches qui couvrent cette région
appartiennent à l'association « Granite-Greenstone » (GG)
(greenstone belts). Ces roches affleurent dans un nombre limité de zones
de taille réduite entourées de granitoïdes. Ces GG
correspondent à ce qui étaient anciennement définis comme
Kibalien au NE et Ganguien au NW.
Les faciès les plus représentés des
sédiments sont : quartzites blancs à séricite, à
moscovite, à chlorite, et à hématite ; micaschistes
à muscovite, biotite et disthène ; schistes amphibolitiques
à hornblende, à trémolite et à chlorite avec des
intercalations de quartzite ; leptinites ; gneiss à biotite et muscovite
ou à biotite seule ou à amphibole et pyroxène ; gneiss
à amphibole et pyroxène.
Les faciès supérieurs sont à tendance
siliceuse et les inférieurs à tendance calcomagnésienne.
La granitisation n'atteint que le groupe inférieur (affecté par
le métamorphisme régional).
I.2. GEOLOGIQUE DES REGIONS DE KILO-MOTO
Les formations géologiques que l'on trouve dans ces
régions situées au NE de la RDC appartiennent au craton de
l'Ubangi. Sa subdivision lithostratigraphique est la suivante :
I.2.1. Complexe gneisso-amphibolique de la
Bomu
Ce sont des gneiss amphibolitiques anciens appelé le
groupe du Nil ou Ouest-Nilien. Ce sont de gneiss variés de la catazone
en nombreux termes basiques, à biotite et a deux micas associés
à des gneiss migmatiques à grains orientés, des quartzites
parfois à disthène. Accessoirement on y retrouve des
micaschistes, des quartzites parfois à disthène.
Vers l'Ouest, le gneiss amphibolitique passe à un
gabbro plus ou moins modifier par la granitisation. Ce vieux socle granitique
correspond au gneiss de la haute Luani et est couvert en discordance par le
complexe gneissique de la Garamba.
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On peut distinguer les subdivisions géographiques
suivantes : les gneiss de Nzangi, les gneiss de Monga (RDC) / Ouango (RCA), les
gneiss de Bereme, les gneiss mafiques de Bomu.
I.2.2. Complexe de la Garamba
Ce complexe se prolonge en Ouganda et au Soudan. Ce sont des
gneiss migmatitiques à pyroxène, des micaschistes à
disthène, des quartzites micacés, des calcaires cristallins
accessoirement. Comme roche effusive et intrusive, on note la présence
des petits massifs de gabbro.
Une association complexe de deux ou trois unités de
gneiss et migmatites affleurent le long du lac Albert en continuation des
unités composant le « west nile complex » en Ouganda. Parmi
ceux-ci le complexe gneissique du mont Speke, exposé dans le horst du
Ruwenzori, pourrait être corrélé au complexe gneissique de
la Garamba (Lepersonne, 1974).
Sous-divisions :
Un essai de corrélation lithostratigraphique par
Lavreau entre unités s'étant avéré un exercice
futile, Lavreau (1980, 1982) a entrepris une tentative de définition
d'unités tectono-stratigraphiques à partir de
l'interprétation photogéologique. Ce travail a mis en exergue la
complexité, à n'importe quelle échelle de travail, de la
zone étudiée.
Six principaux domaines tectoniques ainsi que des corridors
mylonitiques
d'orientation préférentielle ENE ont ainsi
été définis :
? Les gneiss et micaschistes du domaine d'Aka ;
? Les gneiss de Garamba, Faraje et du pays Logo ;
? Les gneiss granitoïdes de la région entre les
rivières Dungu et Nzora ;
? Les gneiss high grande (faciès granulitique) ;
? La partie Ouest du `'eastern grey gneiss» (Ouganda) et du
gneiss de
mahagi port (RDC).
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I.2.3. Le complexe métasédimentaire de
l'Ubangi
Il regroupe l'ancienne formation de Bangyville et les
séries cristallophylliennes. Ces formations sont antérieures au
Likibembien et pourraient correspondre au complexe de Garamba.
Ce sont des séricitoschistes, quartzites
micassés, quartzites schistoïdes et de gneiss. Ces formations sont
tectonisées et l'ensemble du socle et couverture ont était
plissés au cours de l'orogenèse shamvaïenne. En allant du
Nord au Sud, la direction structurale s'infléchit pour devenir NE-SW. A
la hauteur du lac Edouard, elle devient subméridienne et les nappes du
charriage ont été reconnues à l'Ouest du flanc Ouest de
Ruwenzori.
I.2.4. Super groupe de Niangara
Lavreau (1982) a inclus les séries suprastructurales de
Niangara-Zemio dans le `'west Nile complex». Cette zone relativement
étroite de 20-50km, d'orientation NW à NNW, s'étire sur
une longueur de 300km en RDC, et 150km en RCA (Poidvin, 1985) le long du
contact entre le complexe gneissique de la Garamba et l'association
granite-greenstone du Haut Congo.
Sous-division
Lepersonne (1974) ne mentionne pas de sous-divisions, il a
attribué au tout un âge néoprotérozoïque.
Lavreau (1982) a identifié deux unités
séparées par une inconformité angulaire :
? Une unité supérieure d'âge
néoprotérozoïque, se continuant vers le Nord en RCA : les
séries de Rumu (RDC) et de Morkia (RCA, Poidevin 1985) ;
? Une unité inférieure : la formation de Bolume,
d'âge supposé archéen (Poidevin, 1985) ou
paléoprotérozoïque (BRGM, 19801982) composé de
quartzites, quartzites à séricite et séricitoschistes
(Whiteschists) intensément plissés.
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I.2.5. Complexe granitoïde de
L'Uélé
Nom défini par Lepersonne, repris dans les roches
granitiques affectant le Kibalien. Ce complexe correspond à la matrice
granitoïde dans laquelle sont dispersé les greenstone Kibaliens ;
l'ensemble des deux termes composant l'association granite-greenstone.
Magmatisme
Tonalite de Wanga : 2,84-2,89 Ga ; Tonalite de Kilo : 2, 75 Ga
;
Granitoïdes de Moto : 2, 51-2,63 Ga ; Granitoïdes de
Kilo : 2,41 Ga.
I.2.6. Super groupe de Kibali
Le terme Groupe du Kibali a été
créé en 1933 par la commission de géologie du
ministère des colonies pour désigner des roches
précédemment rattachées à un système des
Itabirites, à une série ferrugineuse, voire à l'algonkien
( DE DORLODOT et MATHIEU ;1928, 1929 et 1931), et groupant des schistes
séricitochloriteux, des schistes biotitiques à albite et
épidote, des schistes divers parfois graphiteux, des talcschistes, des
quartzites, des conglomérats, des roches carbonatées, des
itabirites, des tufs et des laves schistifiées, toutes roches
associées aux granites du Haut-Zaïre (CAHEN et LEPERSONNE,
1956).
N.B : Au Ruwenzori, il existe un ensemble de cipolins,
d'amphibolites et d'amphiboloschistes qui constituent un système
inférieur au groupe du Kibali.
? Kibalien de Kilo
On peut y distinguer un groupe métavolcanique
composé de chloritoschistes #177; talqueux #177; actinolitiques, avec un
ou plusieurs niveaux de roches sériciteuses albitiques, constituant le
Kibalien schistoïde ; ces roches sont fréquemment
ankéritifères. Séricitoschistes albitiques parfois
quartziques.
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Des amphibolites massives à grain fin constituent de
gros massifs situés vers la base de la série. Le groupe
métavolcanique est surmonté d'un groupe à
prédominance métasédimentaire composé de :
quartzites #177; schistoïdes en général fins ; schistes
sériciteux et chloriteux ; schistes et quartzites très fins,
ferro-carbonatés ou ferrugineux constituant parfois des itabirites.
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 (1954, 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, LAVREAU, 1973).
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). Il n'a pas
été fait d'observations concluantes au sujet d'associations
intrusives entre les métasédiments et les roches granitoïdes
: les contacts sont, semble-t-il, 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).
? Kibalien de Moto
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).
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On trouve, dans la région de Wanga (sud-ouest de Watsa)
des îlots de roches réputées kibaliennes, très
métamorphiques, comprenant des biotitoschistes à grenat, des
muscovitoschistes à andalousite, décrits jadis par DE DORLODOT
(1924) et que POLINARD (1936) voit recoupés par des roches granitiques
alcalines (en fait 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 (DE DORLODOT, 1921), sans
que les termes de cette association puissent être
précisés.
Des métaconglomérats intraformationnels
d'origine volcanique ont également été décrits (DE
MAGNÉE, 1941; MICHOT, 1942).
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. Sa
position stratigraphique est inconnue; certains échantillons en ont
été décrits par DE DORLODOT (1926).
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, également
des schistes graphiteux.
Dans la région de Dungu, MATHIEU (1918) a
observé des chloritoschistes tandis qu'au long du Kibali, LEGRAYE (1940)
décrit des itabirites. Dans la région du 30? méridien, des
massifs importants d'amphibolites et de gabbros anorthositiques, de position
stratigraphique indéterminée, sont associés à des
schistes ferrugineux (DE DORLODOT, 1926).
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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).
I.2.6.1. Formation du Kibali
Les roches appartenant aux formations du Kibali sont
très métamorphiques, difficiles à définir sur le
terrain; après leur étude en lames minces, sous le microscope,
leur origine reste très souvent obscure. De teinte
généralement verte lorsqu'elles sont saines, ces roches, qui
possèdent le plus souvent une foliation très
développée, sont d'origine et de nature différente.
Pour autant qu'il soit encore possible, dans leur état
actuel, de rechercher cette origine, il semble, d'après leur
étude sur le terrain et au laboratoire, que l'on soit en 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.
Cet ensemble de roches a été profondément
modifié aussi bien par métamorphisme dynamique que par
métamorphisme thermal : les amphibolites y sont abondantes. Mais la
recristallisation est telle, qu'à défaut de relations sur le
terrain, il n'est pas possible de préciser si la roche provient d'une
roche magmatique basique ou d'une roche sédimentaire. Leur foliation
développée leur donne, tant à l'état frais
qu'à l'état décomposé (mais surtout à ce
dernier état), l'aspect d'un schiste.
On peut y distinguer :
a) Des roches intrusives laminées et
profondément modifiées par ce laminage; l'observation sur le
terrain permet assez souvent de retrouver dans ces roches schistoïdes
vertes, des noyaux, peu ou pas laminés, de dimensions très
variées, témoins de la roche ayant donné naissance, sous
l'effet des actions dynamiques, aux roches schistoïdes.
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Ces roches sont actuellement les amphiboloschistes ou des
séricitoschistes provenant soit de roches intrusives basiques, soit de
roches intrusives acides.
b) Des roches effusives, cératophytes, coulées
de laves basaltiques, andésitiques ou trachytiques. Comme les
précédentes, ces roches effusives ont été soumises
à un métamorphisme dynamique qui a notamment eu pour effet de
leur donner également une foliation souvent très
marquée.
Une structure ressemblant à la structure dite en
coussinets (pillow structure), caractéristique de certaines
coulées de laves, est parfois encore observable. Certains niveaux
conglomératiques sont formés par des roches effusives.
c) Des roches sédimentaires : leur caractère
sédimentaire et leur origine sont le plus souvent difficiles à
mettre en évidence; ni quartzites, ni cipolins n'ont été
signalés dans cette région. Les schistes, profondément
métamorphisés, ne peuvent être que difficilement
différenciés des roches schistoïdes d'origine
éruptive : dans les deux cas, l'aspect et la composition
pétrographique deviennent très comparables; la présence de
certains minéraux de métamorphisme permet parfois d'attribuer
avec raison une origine sédimentaire à certaines roches
schistoïdes. Des roches conglomératiques ont été
observées; leur nature paraît encore discutable.
d) Des itabirites : très fréquentes, les
itabirites sont interstratifiées ou interfoliacées dans les
roches schistoïdes.
I.2.6.2. Roches schistoïdes des formations du
Kibali
Dans les aires où les roches sont
représentées comme appartenant au Kibalien sur les cartes, il y a
de nombreuses roches schistoïdes dont l'origine est difficile à
préciser, mais dont un certain nombre pourraient avoir une origine
sédimentaire. Les roches d'origine indiscutablement sédimentaire
sont très rares et un certain doute subsiste sur leur origine.
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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 aussi bien être des roches
éruptives laminées que des roches sédimentaires
profondément métamorphisées.
Ces roches ont pris une foliation très
développée, se débitent 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 de l'autre minéral prouvant l'origine de
façon péremptoire. A 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 leurs sels de fer et de la 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
manganèse.
Ces roches schistoïdes noires se présentent en
bancs compris entre d'autres bancs de roches schistoïdes vertes,
parallèlement à leur foliation. II n'est pas possible, à
l'heure actuelle, d'affirmer que cette foliation correspond à une
stratification. Pour certaines roches schistoïdes, l'origine
éruptive ne laisse que peu ou pas de doute; pour d'autres, il n'y a
aucun argument permettant de plaider en faveur d'une origine éruptive
plutôt qu'en faveur d'une origine sédimentaire.
I.2.6.2.1. Itabirites
Le nom d'itabirites a été donné à
de nombreuses roches qui contiennent une proportion plus ou moins grande
d'oxydes de fer : hématite, magnétite ou ilménite. Ces
roches sont abondantes dans la région de Moto. Les oxydes de fer se
présentent soit 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.
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Dans ce dernier cas, les lits sont discontinus et
l'imprégnation dessine dans la roche des zones lenticulaires de
dimensions variables. Quand la roche schistoïde ferrifère est
plissée, les minces lits discontinus d'hématite, de
magnétite ou d'ilménite suivent ces plissements ou ces
microplissements. Il est remarquable que les gros amas ou lentilles d'oxydes de
fer soient associés à des roches vertes massives, amphibolites,
dolérites ou gabbros et que les zones litées soient
associées aux roches vertes schistoïdes.
Les itabirites provenant du camp Djuda sont formées
essentiellement d'albite, de quartz, de biotite et d'hématite ; la roche
a une texture schistoïde. Sa forte proportion d'albite permet de la
rapprocher des schistes mylonitiques connus dans la région.
L'hématite est disséminée dans la masse;
le quartz est en grains associés en lentilles. Au mont Maie existent
beaucoup d'itabirites qui y constituent de vastes lentilles ondulées
aussi bien en plan qu'en coupe et disposées en relais. La roche
encaissante est de l'amphiboloschiste à épidote ou de
l'épidotite hornblendique. L'étude de ces roches donne tout lieu
de croire que la roche qui a donné naissance à ces
amphiboloschistes est un gabbro à hornblende qui a subi une action
dynamique suivie d'une action hydrothermale.
Ces itabirites 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. Ailleurs,
l'hématite constitue des lentilles massives associées à
des roches massives doléritiques ou gabbroïques.
D'une manière générale, les itabirites ne
sont qu'exceptionnellement plissotées et ne montrent que localement du
quartz qui semble injecté lit par lit. Certaines roches vertes,
laminées, passent latéralement et progressivement à des
itabirites.
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I.2.6.3. Roches massives intrusives dans les formations
du Kibali
Les formations du Kibali, qu'elles soient
sédimentaires, volcaniques effusives ou schistoïdes d'origines
diverses, ont été envahies par des intrusions de roches
éruptives qui ont pu être affectées ou non par les efforts
dynamiques auxquels l'ensemble des formations a été soumis. Il
est difficile dans certains cas de dater les roches intrusives, basiques, que
l'on rencontre dans les roches schistoïdes du Kibalien.
En effet, après la mise en place du granite dans ces
roches il y a eu des veines des roches basiques plus récentes encore qui
ont pris place aussi bien dans les roches granitiques que dans les roches
schistoïdes. Mais il semble bien que, le plus souvent, si pas toujours,
ces dernières se présentent sous forme de dykes.
Quant aux petits massifs de roches vertes d'origine magmatique
isolés au milieu du granite, beaucoup sont certainement des lambeaux de
toit du complexe de base, isolés par l'érosion et qui ne se
poursuivent pas en profondeur; on y trouve d'ailleurs parfois des roches
schistoïdes associées aux roches magmatiques. Ces massifs intrusifs
sont constitués soit par des dolérites, soit par des gabbros,
soit par des roches granitiques.
I.2.6.3.1. Dolérites et gabbros
Les dolérites sont formées 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 éléments
accessoires. Les plagioclases sont souvent saussuritisés
entièrement; la hornblende est de teinte variable, l'augite
s'altère localement en hornblende. La structure ophitique est toujours
bien visible au microscope et parfois apparente déjà à
l'oeil nu ou à la loupe.
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Les dolérites sont le plus souvent transformées
en diabases par autométamorphisme sous l'influence de leurs propres
éléments volatils qui ont saussuritisé les plagioclases et
transformé partiellement les pyroxènes en hornblende. Les gabbros
sont formés de hornblende, de plagioclase, parfois d'épidote et
de quartz comme éléments essentiels; d'épidote,
d'ilménite, de séricite, de sphène, de quartz et de
magnétite comme éléments accessoires. Ces roches sont
fréquemment transformées en gabbro-amphibolites par
recristallisation.
D'autres sont composées presque entièrement par
de la hornblende et constituent des hornblendites qui passent
latéralement à des gabbros à hornblende. Des actions
hydrothermales ont localement modifié la composition de ces roches.
I.2.6.4. Roches granitiques
Granites, granodiorites et diorites resteront groupés
dans les considérations qui suivent. Nous adoptons, comme base de
définition de ces roches, la nature de leur feldspath et leur
proportion. 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.
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; la plupart des
granodiorites, les diorites quartziques seront, après examen
macroscopique sur le terrain, appelées grains.
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Au contact des roches basiques dans lesquelles il est
intrusif, le granité normal tendra souvent vers la diorite quartzique
par contamination et disparition de la potasse près des amphibolites.
Granites, granodiorites et diorites affleurent sur d'immenses
espaces dans l'étendue des planchettes de Watsa et d'Irumu. Le croquis
très schématique en montre l'extension. Une grande partie des
terrains figurés sur ces cartes comme roches cristallophylliennes sont
des granites ou des granites gneissiques.
Leur granularité est très variable. Le grain
semble, en général, plus fin dans la région Nord (Watsa)
que dans la région Sud (Kilo). Entre Watsa et Kilo, le granite affleure,
du Nord au Sud, sur une centaine de kilomètres.
Ce granite appartient à une partie profonde du
batholite : son grain est très grossier, les cristaux de feldspath
peuvent atteindre plusieurs centimètres de longueur.
Suivant la provenance des granites et aussi suivant les
altérations qu'ils ont pu subir, soit par actions de contact, soit par
métamorphisme hydrothermal, les éléments essentiels sont :
plagioclase, microcline, hornblende, quartz, biotite; les
éléments accessoires sont : hornblende, albite, biotite,
muscovite, séricite, épidote, chlorite, sphène,
zoïzite, actinote.
Beaucoup de granites, granodiorites ou diorites sont
légèrement déformés. Cette déformation n'est
souvent pas visible sans l'examen au microscope; elle date soit de la fin de la
consolidation de la roche, soit d'une période de déformations
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. Dans toute la
partie NE de la province, jusqu'à la crête Congo-Nil, les granites
ont très souvent l'aspect gneissique.
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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 trace de déformation.
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. Les observations sur le terrain et la comparaison avec lies
conditions des gisements du même type montrent que la
minéralisation aurifère est en relation étroite avec ces
phases tardives et plus particulièrement, semble-t-ii, avec les diorites
quartziques.
Ces dernières ne constituent d'ailleurs le plus souvent
que des faciès de contact résultant de la contamination du
granite par les roches vertes dans lesquelles il est intrusif.
I.2.6.5. Gneiss et micaschistes
Certaines roches à texture gneissique ne sont que des
granités légèrement déformés lors de leur
mise en place et doivent être appelées granites gneissiques.
Régionalement on trouve des roches gneissiques présentant des
zones de teintes diverses, claires ou foncées, alternant avec des
micaschistes dans lesquels domine soit la biotite, soit la muscovite.
Leur relation avec les roches granitiques est aussi difficile
à observer sur le terrain que leur relation avec les roches
schistoïdes. Elles affleurent avec leur aspect typique en quelques
endroits, notamment en bordure Nord de la zone schistoïde du Kibalien
à l'Est de Tora, dans la région de Subani, au mont Laiko
(Dikilimbi).
20
En d'autres endroits, il est assez difficile sur le terrain de
faire une distinction entre les gneiss associés aux micaschistes et les
granités gneissiques. Quoique les contacts ou les bonnes zones de
transition fassent défaut, il semble que les gneiss et les micaschistes
constituent une transition entre les granites ou les granités
gneissiques et les roches schistoïdes du Kibalien.
Il est très difficile de tracer une limite, même
approximative, entre les granites, les granites gneissiques, les gneiss et
micaschistes et certaines roches vertes schistoïdes. Cette
difficulté à deux causes : d'une part, le passage souvent
progressif d'une de ces roches à l'autre; d'autre part, la
pauvreté ainsi que le mauvais état des affleurements. Les
granites de cette région NE de la RDC se présentent en massifs de
granites diffus et en massifs de granites circonscrits, tels qu'ils ont
été récemment définis par E. Raguin.
Les substances qui ont migré du magma granitique vers
les roches envahies ont apporté une grande quantité de feldspath
alcalin, qui donné parfois naissance à de la biotite abondante et
ont imprégné la roche ou s'y sont injectées lit par lit,
donnant naissance à des migmatites et à des gneiss d'injection,
souvent difficiles à distinguer des gneiss de métamorphisme
général.
C'est pourquoi, de la partie centrale du grand batholite
granitique aux roches du complexe de base, on peut observer, dans le NE du
Congo, soit des granités gneissiques qui ne sont que du granite
légèrement déformé, soit des gneiss qui sont des
roches du complexe de base fortement imprégnées par des
substances d'apport du granite, soit des gneiss de métamorphisme
général et des micaschistes. Leur limite est
généralement imprécise et leur nature permettrait parfois
d'épiloguer longuement sur leur origine.
C'est aussi pourquoi il est difficile, dans de nombreux cas,
de prouver l'origine éruptive ou sédimentaire de certaines roches
du complexe de base au voisinage du batholite de granite.
21
I.2.6.6. Dykes de diabase
Des 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.
Dans cette dernière région, les roches basiques
indiquées comme pointements le long de la route Bunia-Bogoro sur la
carte géologique au 1/500.000, sont en réalité le passage,
sur cette route, de dykes de diabase qui recoupent le granite. 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 plus 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.
I.2.6.7. Particularité du Kibalien à
Kilo
On peut y distinguer un groupe métavolcanique
composé de :
? Chloritoschistes plus ou moins talqueux plus ou moins
actinolitiques, avec un ou plusieurs niveaux de roches sériciteuses
albitiques, constituant le « Kibalien schistoïde » type ; ces
roches sont fréquemment ankéritifères,
séricitoschistes albitiques parfois quartziques.
? Des amphibolites massives à grain fin constituent de
gros massifs situés vers la base de la série.
Le groupe métavolcanique est surmonté d'un
groupe à prédominance méta sédimentaire
composé de :
? Quartzites plus ou moins schistoïdes en
général fins ;
? Schistes sériciteux et chloriteux ;
22
? Schistes et quartzites très fins,
ferro-carbonatés ou ferrugineux constituant parfois des itabirites.
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
granitiques (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).
I.2.6.8. Particularité du Kibalien à
Moto
La grande plage de Dungu-Watsa n'est connue que dans la zone
des exploitations aurifères anciennes de Moto et du Kibali, et des
exploitations actuelles de Durba (15 Km au Nord de Watsa). On trouve, dans la
région de Wanga (SW 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).
23
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, 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
méta-conglomérats 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
30ème méridien, des massifs importants d'amphibolites et de
gabbros anorthositiques, de position stratigraphique
indéterminée, sont associés à des schistes
ferrugineux.
24
Figure 2 : Esquisse géologique de la région de
Kilo-Moto.
I.3. RELATIONS DES DIVERSES FORMATIONS ET TECTONIQUE
Il résulte des considérations émises dans
les pages qui précèdent qu'il est permis d'envisager dans les
formations de la province Nord-Orientale de la RDC et en dehors des formations
du Karroo : 1° un ensemble de roches vertes, schistoïdes ou massives,
dont l'origine peut être éruptive ou sédimentaire; 2°
des roches cristallophylliennes : micaschistes, des gneiss (paragneiss) ;
3° des roches granitiques (granites, granodiorites,
diorites ainsi que des orthogneiss), intrusives dans les
précédentes; 4° des roches éruptives basiques
(diabases) en dykes ou en amas, postérieures aux venues granitiques.
25
Les roches métamorphiques sont moins bien
représentées dans le Nord et le NE de la légion que dans
le Sud, par suite de leur ablation par érosion. C'est ainsi que dans la
région de Watsa, les roches phylladeuses que l'on peut avec certitude
rapporter aux roches sédimentaires sont absentes; quelques
conglomérats toutefois s'y rencontrent.
Plus au Sud, dans la région de Kilo, on observe
déjà la présence de phyllades, peut-être de
quartzites douteux; plus au Sud encore, les quartzites et quelques bancs de
cipolins alternent avec les phyllades. Les niveaux les plus
élevés de l'ensemble des formations, dont le métamorphisme
décroît vers le haut, semblent de mieux en mieux
représentés vers le Sud.
Jusqu'à ce jour, aucun bloc de conglomérat qui
aurait pu provenir de ce contact n'a été trouvé. Aucun
fossile n'ayant jamais été découvert dans ces formations,
il n'est pas possible de leur attribuer un âge ; les distinctions que
l'on peut y faire sont donc purement lithologiques.
Aux roches du premier groupe, nous laisserons le nom de
formations du Kibali, sans que cette appellation puisse impliquer un âge
quelconque.
Ces roches présentent des degrés de
métamorphisme et d'altération très variables et ne
possèdent aucun horizon repère. Elles peuvent être
comparées aux roches du bassement complexe de l'Uganda et du Tanganyika
territory. La tectonique des formations du complexe de base est délicate
à établir.
La difficulté réside dans l'origine
imprécise de certaines roches, dans l'absence de niveaux repères
et dans l'impossibilité, dans laquelle on se trouve la plus du temps,
d'observer une stratification incontestable dans les roches d'origine
sédimentaire possible. Lorsque ces roches se décomposent, il
apparaît une foliation très marquée qui masque une
éventuelle stratification.
La direction de la foliation est loin de suivre toujours la
bordure des massifs de roches granitiques intrusives. Souvent, cependant, elle
paraît orientée par leur présence, ce qui impliquerait une
foliation postérieure aux intrusions ou dirigée par elles. De
nombreuses observations restent à faire avant de pouvoir
généraliser.
26
I.4. SITUATION DU COMPLEXE FAILLE DE KILO-MOTO DANS LE
CADRE
DU FOSSE CENTRAL-AFRICAIN
La position tectonique de Kilo-Moto ressort clairement sur le
schéma de la figure 3. Situé plus ou moins dans l'alignement des
failles d'Irumu, le complexe faillé de Kilo prolonge vers le Nord la
section Sud-Nord du fossé lac Édouard-Semliki. Il se greffe sur
la section albertine à peu près à la hauteur du premier
parallèle Nord, à l'Ouest de Boga, et se poursuit jusque dans la
région de Watsa, au-delà du 3°.
Dans la partie méridionale, une traînée de
failles radiales de direction générale Nord-Sud ont
été repérées depuis le mont Homa jusqu'à
plus de 75 km au Sud. Elles franchissent la crête Congo-Nil et viennent
s'amorcer à l'accident majeur du grand fossé tectonique de la
Semliki » (SLUYS, 1946).
Au Nord d'autres cassures les relaient dans les plaines
d'Irumu et de Bunia, dans le massif de Kilo-Mongbwalu et plus loin encore. Dans
l'état actuel de nos connaissances, la zone de déformation
maximum paraît coïncider avec le domaine des intrusions
doléritiques. Nous pouvons nous faire une idée de la
répartition géographique approximative de ces intrusions.
Les dykes basiques paraissent affecter plus
particulièrement un champ assez étroit, de direction Nord-Sud il
s'appuie sur le bord du fossé albertin, entre Boga et Blukwa, et
s'étend jusque vers Watsa. A l'Ouest, entre Irumu et Mambasa, on ne
trouve guère de dykes doléritiques au-delà de l'Ituri.
Vers l'Est, ils deviennent très rares à partir
du méridien de Djugu (30°30', environ) et ils semblent inconnus
à l'Est de Gote. Plusieurs crêtes de roches vertes
rapportées aux dolérites appartiennent en réalité
aux amphibolites du « Système du Nil-Occidental ». C'est le
cas en particulier de certains pointements de « diorite
récente» BRUYNINCKS (1924).
27
Dans le domaine des Mines de Moto, plusieurs grands dykes
affleurent entre Baku et Watsa et dans la région de Moku. Ils n'ont pas
encore fait l'objet d'observations précises. Les intrusions sont
très mal représentées entre Watsa et Tora et on n'en
trouverait plus à l'Ouest de cette localité (MM. A. DE CRAENE et
A. MEYER).
28
Figure 3 : Schéma général du
fossé tectonique centre-africain d'après L. C A H E,
Géologie du Congo belge ( H . Vaillant-Carmanne, 1954, figure n°93,
p. 458).
29
I.5. LES FAILLES RADIALES DE VIEUX-KILO
Le poste de Vieux-Kilo occupe le centre d'une région
hachée par de grandes failles radiales situées dans le secteur
WSW-ENE à WNW-ESE. C'est M. J. ORIS, principalement, qui les a
découvertes en poursuivant vers l'Ouest les levés de B. STEENSTRA
et de R. WOODTLI.
Au Nord de Vieux-Kilo, des dislocations décrivent une
sorte de paraphe en S aplati ; au Sud du poste, sur une quinzaine de km, on
rencontre plusieurs accidents isolés qui paraissent indépendants
les uns des autres. Certains montrent une orientation Nord-Sud.
Ces failles attirent l'attention du géologue par de
nombreux signes : « Décalage dans les dykes de dolérite ;
Rejet des bandes d'itabirite et de schistes noirs ; Allure en escalier de la
bordure des pointements granitiques ; bandes de mylonite
particulièrement nettes dans le granite et l'albitite fine, parfois dans
l'amphibolite ».
Souvent on trouve d'autres indices dans la morphologie. Une de
ces failles est connue sur 30 km au moins. Le sens et la valeur des rejets ne
sont pas constants. En moyenne, le compartiment sis au Nord des failles se
trouve surélevé et déplacé vers l'Est. En d'autres
termes, les parties méridionales marquent une tendance à
l'affaissement.
Quel est l'âge de ces accidents ? Ils semblent
appartenir à la phase tectonique la plus récente. En effet, d'une
part ils affectent tous les dykes doléritiques, d'autre part ils se
marquent souvent dans le paysage par de fortes pentes et même, dans le
cas du mont Mulanda, par une falaise rocheuse, hypo-verticale. Cette montagne
culmine à 1.401 m; à son pied Sud-Est, à moins d'un km du
sommet, la rivière Sau coule à une altitude inférieure
à 1.100 m, au pied d'une paroi granitique envahie par deux dykes
décalés par la faille. (Cotes de la Sau : au pont de la route de
Mongbwalu, 1.107 m ; à son confluent avec l'Agola, 1.080 m).
30
CHAPITRE II : MINERALISATION DES GISEMENTS AURIFERES
DES
REGIONS DE KILO-MOTO
D'après le MK minerals Sprl, l'or de Kilo-Moto fait
partie de deux grandes ceintures aurifères dont dispose la RDC. L'autre
ceinture est l'or de Twangiza-Namoya à l'Est du pays.
Tel que cela a été dit dans le point
précédent, les formations Kibaliennes sont parcourues par des
pegmatites et des filons de quartz aurifère qui datent de 2.075 à
1.850 millions d'années. Les gisements aurifères des
régions de Kilo-Moto font partie de la classe de gisements d'affiliation
magmatique d'une part, les gisements liés à la
sédimentation détritique, d'autre part.
Les gisements de quartz aurifères et les
disséminations importantes se trouvent dans la région de
Kilo-Moto. Ils résultent d'une migration des intrusions granitiques
entre lesquelles les formations du groupe du Kibali sont coincées. Dans
les placers « zone d'alluvions où se sont accumulés des
minéraux exploitables » (pépites d'or) de l'ancienne
Province orientale on trouve l'or partiellement alluvial (Makabu, 2013).
L'étude de très nombreux gisements
aurifères du monde entier a montré que beaucoup sont
étroitement associés à des intrusions de roches
granitiques. Ces intrusions constituent soit des dômes adventifs, soit
des apophyses de certains grands batholites de granite, et les granites qui les
composent sont vraisemblablement eux-mêmes des différenciations de
la roche du batholite, la phase ultime étant formée par le
quartz.
A rappeler ici que les zones les plus favorables à
l'existence de gisements aurifères se localisent de
préférence en bordure des petits massifs granitiques ou
granodioritiques, de part et d'autre de leur contact avec les roches envahies,
sur une distance d'un à trois kilomètres, parfois plus, parfois
moins, de ce contact. Il en est ainsi dans la région de Moto, comme
d'ailleurs dans la région de Kilo. A. Moureau a signalé le fait
pour la région de la Mongbwalu (division Ouest de Kilo).
31
L'étude de nombreux gisements filoniens des
régions de Kilo et de Moto montre que l'or s'y rencontre surtout dans
les zones où les roches granitiques, grenues, non gneissiques,
envahissent les roches plus anciennes. Il est alors associé à du
quartz qui paraît provenir d'une des phases finales de la
différenciation magmatique et qui se localise de
préférence dans les zones disloquées de la bordure de
l'intrusion granodioritique aussi bien dans la granodiorite que dans la roche
envahie.
La délimitation des contours des massifs intrusifs de
roches granitiques est donc de la plus haute importance dans les études
préparatoires à la prospection générale.
L'existence de ces massifs ne devra pas seulement être recherchée
dans les zones occupées par les formations du Kibali, mais
également dans les zones gneissiques.
Dans les gneiss (granites gneissiques), il existe des venues
de roches granitiques non zonées qui ont pris place au cours d'une phase
plus tardive de la montée granitique et qui forment souvent des mamelons
isolés au milieu des plaines à substratum gneissique.
Il importe cependant de ne pas perdre de vue des zones
minéralisées peuvent exister en plein coeur d'une région
où n'affleurent que des roches du complexe de base sans que les roches
granitiques ne pointent à proximité : ces dernières
peuvent, en effet, ne pas avoir été mises à
découvert par l'érosion et exister à profondeur
relativement faible sous la surface actuelle d'érosion.
Il semble également que les zones les plus
intéressantes au point de vue de la minéralisation
aurifère soient celles qui se trouvent au voisinage des petits massifs
intrusifs qui constituent les apophyses du grand batholite.
II.1. GENESE DES GISEMENTS AURIFERES DE KILO-MOTO
La connaissance de la genèse des gîtes
métallifères et de leurs relations générales avec
la géologie et la géographie physique d'une région permet
souvent d'éviter des recherches stériles et coûteuses.
32
Dans la région de Kilo-Moto, l'or se trouve dans des
filons de quartz, les roches étant soit granitiques, soit gneissiques ou
micaschisteuses, soit schistoïdes (ces dernières appartiennent aux
formations du Kibali).
Le quartz forme des filons aussi bien dans les roches
granitiques que dans celles envahies. Une action hydrothermale a parfois
profondément modifié les roches au voisinage des venues
minéralisantes. Les filons aurifères paraissent se localiser en
bordure des petits massifs de granite intrusifs, sur quelques kilomètres
de part et d'autre de leur contact avec les roches envahies. L'or, contenu dans
ce quartz filonien, est associé parfois à de la pyrite et
à du mispickel et se présente soit sous la forme de
pépites soit à l'état extrêmement divisé. Il
n'est pas seulement localisé dans les gros filons, mais accompagne
également le quartz qui s'est injecté dans les roches
schistoïdes, ou autres, sous forme de minces veinules, presque invisibles
à l'oeil nu.
Emmons, a longuement discuté les théories en
présence, relatives à l'enrichissement des gîtes
aurifères. Plus récemment R. Van Aubel et L. Calembert ont repris
toute la littérature qui existe sur la question de la migration de l'or.
Ils montrent les nombreuses divergences de vue qui existent au sujet de cette
action qui aiderait à la formation et à l'enrichissement des
placers. Nous renvoyons le lecteur aux ouvrages précités,
à la fin desquels se trouve, d'ailleurs, une abondante bibliographie qui
intéressera certainement ceux qui veulent approfondir la question.
Nous nous bornerons à signaler, ci-après,
quelques remarques basées sur l'expérience et valables pour la
région de Kilo-Moto :
1. La présence de complexes ferrugineux ou de leurs
débris, ainsi que celle de concentrés appelés «
sables noirs » sont des indices qui doivent attirer l'attention.
2. Les rivières coulant dans certaines régions
schisteuses, à lentilles de quartz, doivent être soigneusement
étudiées. Les fonds de vallées ou « flats »
contiennent fréquemment d'importantes concentrations d'or.
33
3. Les régions de contact de roches différentes
sont parfois minéralisées. Elles constituent des zones de moindre
résistance à l'érosion, ce qui favorise le creusement des
vallées. Il en est résulté une désagrégation
des filonnets ornant les régions de contact, ce qui provoque la mise en
liberté de l'or qu'ils contiennent.
4. De façon générale on observe une
concentration d'or au point où le régime d'une rivière se
modifie. C'est le cas des biefs situés en amont des ruptures en
pente.
5. Lors du foncement des sondages on constate quelque fois
l'existence de plusieurs couches de gravier, séparées par des
lits d'argile, généralement noire. Ces formations,
appelées par certains « faux bedrock », apportent la preuve
que, dans une rivière à des périodes d'allure divagante
ont succédé des périodes d'équilibre ou de
calme.
Ces dépôts argileux, généralement
stériles, peuvent atteindre un mètre d'épaisseur et
même plus.
6. L'existence de terrasses est parfois un indice
d'enrichissement probable des graviers du « flat ». En effet,
à l'or primitif du gravier du « flat » peut être venu
s'ajouter mécaniquement ou chimiquement celui des terrasses
étagées qui dominent ce « flat ».
7. Alors que les formations sablo-argileuses qui recouvrent
le gravier sont généralement stériles, les terres
superficielles peuvent parfois être aurifères, notamment
lorsqu'elles sont composées de terreau noirâtre, où les
matières organiques en décomposition jouent probablement un
rôle dans la précipitation de l'or.
34
Selon Duhoux (1950), les faits qui régissent la
répartition des gisements aurifères sont conditionnés par
:
· L'influence primordiale de la structure : relations
avec certaines orogenèses, dispositions des gisements aurifères
en auréoles autour des roches granitoïdes, relations avec les
«shear-zones » et les grandes failles d'âges divers. Relations
avec des structures mineures surimposées à une structure
régionale ;
· La localisation de l'or dans des zones plus ou moins
métamorphiques au voisinage du contact avec le granite ;
· L'ubiquité de l'or qui n'est lié ni
à certains minéraux ni à certaines roches (pratiquement la
plupart des espèces minérales et pétrographiques peuvent
être le siège d'une minéralisation aurifère). Il n'y
a pas d'indicateurs sûrs. Les propriétés physiques des
roches (la perméabilité surtout) jouent un rôle important.
La variété des types de gisements (exemples : filons de quartz
aurifère, filons complexes argentifères, gisements d'or et
cuivre, gisements de remplacement, gisements d'imprégnation...) ;
· L'erraticité des teneurs qui se groupent
néanmoins souvent sous forme de « cheminées », de
« colonnes », de taches minéralisées ;
· La disposition en échelons, en plan et en
coupe, des taches minéralisées au sein d'une zone failleuse,
d'une « shear-zone » ou d'une cassure.
Il avait formulé les affirmations suivantes :
· L'or en gîte primaire est en puissance, dans le
vieux socle Kibalien à l'état très diffus, bien avant la
formation des granites.
La granitisation intervient pour rajeunir les
éléments du socle ; l'or capté dans les limites de ce
phénomène est soumis à un processus de solubilisation et
de concentration : les solutions cheminant à travers le socle qu'elles
modifient profondément, se chargent de cet or épars et
l'abandonnent avec les éléments classiques du cortège
hydrothermal en un site privilégié de leur cheminement
ultérieur. Le front géochimique de granitisation chasse
littéralement l'or devant lui.
35
II.2. TYPES DE GISEMENT DES REGIONS DE KILO ET MOTO
II.2.1. Gisements aurifères liés au granite
Le granite, lors de son intrusion dans les séries
encaissantes plus anciennes, remobilise les métaux de ces
dernières pour aller les concentrer dans les fissures intra granitiques
ou péri granitiques. Ainsi se forment les filons
minéralisés.
L'étude de très nombreux gisements
aurifères du monde entier a montré que beaucoup sont
étroitement associés à des intrusions de roches
granitiques. Ces intrusions constituent soit des dômes adventifs, soit
des apophyses de certains grands batholites de granite, et les granites qui les
composent sont vraisemblablement eux-mêmes des différenciations de
la roche du batholite, la phase ultime étant formée par le
quartz.
Les zones les plus favorables à l'existence de
gisements aurifères se localisent de préférence en bordure
des petits massifs granitiques ou granodioritiques, de part et d'autre de leur
contact avec les roches envahies, sur une distance d'un à trois
kilomètres, parfois plus, parfois moins, de ce contact. Il en est ainsi
dans la région de Kilo-Moto.
II.2.1.1. Intrusions granitiques
Dans les formations du Kibali on trouve les massifs intrusifs
de roches granitiques. L'étude de nombreux gisements filoniens montrent
que l'or se trouve dans les zones où les roches granitiques non
gneissiques envahissent les roches plus anciennes. Mais également dans
les gneiss (granites gneissiques), il existe des venues de roches granitiques
non zonées qui ont pris place au cours d'une phase plus tardive de la
montée granitique et qui forme souvent les mamelons isolés au
milieu des plaines à substratum gneissique.
les zones les plus intéressantes au point de vue de la
minéralisation aurifère sont celles qui se trouvent au voisinage
des « petits » massifs intrusifs qui constituent les apophyses du
grand batholite.
36
II.2.1.2. Filons de quartz aurifère
L'or est associé, tantôt de façon
très apparente, tantôt de manière beaucoup moins apparente
à première vue, au quartz. Ce quartz se présente soit en
filons, soit en minces filonnets, soit en imprégnations plus ou moins
diffuses dans les roches.
Les filons de quartz forment généralement des
lentilles de dimensions très variables. Le mot lentille doit être
accepté dans un sens très large : s'il existe, en effet, des
lentilles proprement dites, de forme ellipsoïdale et s'effilant en
bordure, on rencontre aussi de nombreuses masses quartzeuses, étroites
et allongées, présentant des digitations se terminant en
stokwerks.
Certaines lentilles semblent plissées; elles ont pu
l'être réellement ou bien elles se sont mises en place suivant des
zones de dislocations présentant cette allure plissée. Des
lentilles sont en relais; il en est d'allongées et étroites,
d'autres courtes et épaisses.
Aucune règle ne s'impose : le quartz s'est mis en place
dans les roches suivant les zones par lesquelles son accès a
été le plus aisé : diaclases, failles ou plans de
foliation. Les filons situés en plein granite semblent toutefois plus
réguliers et plus continus que ceux qui sont encaissés dans les
roches vertes et surtout dans les roches vertes schistoïdes. Dans les
formations du Kibali aussi bien que dans les gneiss de la région Nord de
Moto, il existe de grandes étendues de roches parcourues en tous sens
par un réseau serré de filonnets de quartz de quelques
centimètres d'épaisseur. Ce quartz a donné naissance
à un manteau éluvionnaire très étendu.
Ailleurs encore, soit à proximité des filons de
quartz, soit à proximité des filonnets, soit même sans
relations apparentes avec ceux-ci, la roche est parcourue par une
infinité de veinules de quartz parfois aurifère, d'une fraction
de millimètre seulement d'épaisseur, et invisibles à
l'oeil nu. Elles donnent à la roche un aspect silicifié.
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Le quartz filonien a des aspects très variés :
sa couleur va de blanc au noir en passant par des tous gris ou bleutés;
il peut être massif ou zoné, fragile ou extrêmement
compact.
Il n'y a aucune relation entre l'aspect du quartz et sa teneur
en or. Certains quartz blancs sont très riches, d'autres sont absolument
stériles; il en est de même pour certains quartz dits « bleus
» auxquels des prospecteurs attachent, à tort, un
intérêt particulier et pour des quartzs très
foncés.
Dans certains quartzs noirs, on observe souvent l'existence
d'un réseau de veinules de quartz blanc. L'étude au microscope de
lames minces dans divers quartz permet de se rendre compte des causes des
variations de teinte et de compacité. Le quartz foncé est
formé d'éléments de grandes dimensions,
généralement 2 à 3 millimètres de longueur,
quelquefois plus.
Les limites entre ces éléments de quartz sont
finement dentelées, les cristaux individuels
s'interpénètrent ainsi en bordure et sont solidement
rattachés les uns aux autres. Lorsqu'un quartz est uniquement
composé d'éléments ayant ce type de liaison, il est
extrêmement compact.
L'or est très inégalement réparti dans
les filons de quartz; certains d'entre eux sont complètement
stériles, d'autres ont des teneurs extrêmement variables, allant
de quelques grammes à plusieurs centaines de grammes à la tonne.
Aucune règle ne peut être établie relativement à la
répartition des teneurs. Seuls des travaux préparatoires bien
menés, accompagnés de bonnes prises d'échantillons et de
nombreuses analyses permettent d'établir l'existence du tonnage de
minerai à vue et de minerai probable.
Aucun tellurure d'or n'a encore été
signalé. Une grande partie de l'or n'est pas visible à l'oeil nu
dans le quartz filonien et doit être décelée par l'analyse.
De nombreux quartz ont toutefois de l'or visible, parfois en quantités
importantes. Cet or se présente de diverses façons, en petits
grains ou en plaquettes dont les dimensions varient depuis quelques
centièmes de millimètre jusqu'à plusieurs
centimètres. Il paraît toujours localisé au contact de
plusieurs grains de quartz.
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La pyrite est assez commune dans certains filons. Elle est
souvent aurifère; l'or n'a pas été vu dans cette pyrite,
mais, par analogie avec ce que l'on connaît dans d'autres gisements, l'or
ne doit pas être combiné à cette pyrite, mais simplement
associé à celle-ci, en minuscules inclusions ou dans des
fractures. L'or est d'ailleurs très fréquent dans des filons qui
ne montrent pas de pyrite.
Le mispickel n'apparaît pas fréquemment dans les
filons de quartz aurifère des régions de Moto et de Kilo.
Localement cependant, il peut être abondant; tel est le cas dans la
région de Moto, à Zambula. Le mispickel est
disséminé dans une roche conglomératique dont les
éléments, comme la pâte, sont de nature éruptive,
andésitique ou trachytique.
Le mispickel, bien cristallisé, est réparti dans
les éléments clairs du conglomérat qui sont
eux-mêmes enrobés dans une pâte schistoïde, aussi bien
que dans cette pâte. Il est toutefois plus abondant dans la roche
schistoïde que dans les éléments compacts.
II.2.1.3. description de quelques gisements filoniens des
régions de kilo-moto
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