le potentiel en ressources minérales du burundi, nord-est de la
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Le potentiel en ressources minérales du Burundi, nord-
est de la ceinture orogénique Kibarienne, Afrique centre-
orientale
Mémoire
Seconde Ntiharirizwa
Maîtrise Interuniversitaire en Sciences de la Terre
Maître ès sciences (M.Sc.)
Québec, Canada
© Seconde Ntiharirizwa, 2013
iii
Résumé
La position du Burundi, dans le nord-est de la ceinture orogénique Kibarienne, lui confère un fort
potentiel en ressources minérales. En effet, une variété de roches intrusives recoupe les roches
métasédimentaires du Supergroupe Burundien, l’équivalent local de la chaîne Kibarienne. Ces
roches intrusives sont composées de granites accompagnés de pegmatites minéralisées en Sn, Nb-
Ta, W, Li, Be, de roches mafiques minéralisées en Fe-Ti-V, de carbonatites et syénites minéralisées
en terres rares et en zircon. Outre les gîtes magmatiques, des gîtes hydrothermaux composés de
filons de quartz et de brèches aurifères apparaissent dans des zones de cisaillement, à proximité des
failles inverses. Des veines métasomatiques minéralisées en terres rares se retrouvent dans une zone
de failles normales, situées dans le horst du rift est-africain. Suite aux conditions climatiques
tropicales, des latérites nickélifères se sont développées sur des roches ultramafiques et constituent
un gisement important de nickel latéritique (± Cr, Cu, EGP).
v
Avant-propos
Ce projet de maîtrise a été réalisé grâce au financement de l’Agence Canadienne de Développement
International (ACDI), en collaboration avec son agence d’exécution, le Programme Canadien de
Bourses de la Francophonie (PCBF).
Au terme de ce mémoire, je tiens à remercier très sincèrement mon directeur de recherche, le Dr.
Georges Beaudoin, pour ses conseils avisés, ses critiques constructives, sa patience et sa grande
disponibilité. N’eût été lui, ce mémoire n’aurait pas vu le jour. Je remercie également les
évaluateurs de ce mémoire le Dr. Marc Constantin et le Dr. Michel Jébrak pour leurs commentaires
enrichissants.
Je remercie également le Dr. Gilbert Midende, professeur de l’Université du Burundi, pour son
intervention sur le terrain. Je tiens aussi à remercier les compagnies minières FLEMISH
(exploration de l’or dans le nord du Burundi), RAINBOW (exploration des terres rares dans la
région de Mutambu) et TAMINCO (exploitation de coltan et de cassitérite dans la région de
Kabarore et de Busoni), pour leur accueil sur le terrain et surtout pour des informations concernant
les gisements se trouvant dans leur périmètre.
Je dis merci au Dr. Grégoire Ndolly, diplômé de l’Université Laval, pour son soutien moral et son
intervention au cours de ma première session à l’Université Laval. Mes remerciements sont aussi
adressés à tous les professionnels et techniciens de l’Université Laval qui sont intervenus dans mon
projet. Je remercie vivement mes camarades, Marion Lesbros-Piat-Desvial, Erik Lalonde, Émilie
Boutroy et Sheida Makvandi avec qui on a pu discuter des sujets entourant nos projets. Je remercie
ma famille ainsi que tous ceux qui ont, de près ou de loin, participé à ce projet.
Pour terminer, je voudrais dédier mon mémoire à mes grandes sœurs plus particulièrement
Nduwimana Émilienne, Gatare Florence et Niyongere Béatrice, ainsi qu’à mon cher mari Émile
Nkezimana.
Que Dieu vous bénisse!
vii
Table des matières Résumé….. ......................................................................................................................... iii
Avant-propos ...................................................................................................................... v
Table des matières ............................................................................................................ vii
Liste des tableaux ............................................................................................................... xi
Liste des illustrations ....................................................................................................... xiii
CHAPITRE 1 : INTRODUCTION..................................................................................... 1
1.1. Cadre général ...................................................................................................................... 1
1.2. Problématique ..................................................................................................................... 1
1.3. Objectifs .............................................................................................................................. 2
1.4. Méthodologie ...................................................................................................................... 2
1.4.1. Compilation de données sous ArcGis ............................................................................. 3
1.5. Cadre géographique ............................................................................................................ 4
1.5.1. Climat .............................................................................................................................. 4
1.5.2. Relief ............................................................................................................................... 6
CHAPITRE 2 : GÉOLOGIE RÉGIONALE ....................................................................... 7
2.1. Introduction ............................................................................................................................. 7
2.2. Géologie de la ceinture orogénique Kibarienne ....................................................................... 7
2.3. Déformation et évolution structurelle de la chaîne Kibarienne ................................................ 9
2.4. Métamorphisme ....................................................................................................................... 9
CHAPITRE 3. GÉOLOGIE DU BURUNDI .................................................................... 13
3.1. Introduction ............................................................................................................................ 13
3.2. Supergroupe Anté-Burundien ................................................................................................ 15
3.2.1. Complexe de la Mugere (Mg) ............................................................................................. 15
3.2.2. Complexe de la Gikuka (Gk) .............................................................................................. 15
3.2.3. Complexe de Mugera (Ma) ................................................................................................. 15
3.3. Supergroupe Burundien ......................................................................................................... 15
3.3.1. Groupe inférieur .............................................................................................................. 17
3.3.2. Groupe Moyen ................................................................................................................ 21
3.3.3. Groupe Supérieur ............................................................................................................ 23
3.4. Supergroupe Malagarasien ..................................................................................................... 27
3.4.1. Groupe inférieur .............................................................................................................. 29
3.4.2. Groupe moyen ................................................................................................................. 30
3.4.3. Groupe supérieur ............................................................................................................. 30
viii
3.5. Les roches intrusives du Burundi ........................................................................................... 30
3.5.1. Les roches intrusives Kibariennes ................................................................................... 30
3.5.2. Les roches intrusives Panafricaines ................................................................................. 31
CHAPITRE 4 : TYPOLOGIE DES GISEMENTS MÉTALLIFÈRES DU BURUNDI .. 35
4.1. Introduction ............................................................................................................................ 35
4.2. Les gîtes aurifères .................................................................................................................. 36
4.2.1. Filons de quartz aurifères ................................................................................................ 38
4.2.2. Brèches à oxydes de fer et or ........................................................................................... 46
4.3. Les pegmatites à éléments rares (Sn, Nb-Ta, W, Li, Be) ....................................................... 51
4.3.1. Classification des pegmatites .......................................................................................... 52
4.3.2. Composition minéralogique des pegmatites .................................................................... 52
4.3.3. Zonalité des pegmatites à minéraux rares....................................................................... 53
4.3.4. Roches encaissantes des pegmatites minéralisées en Sn et Nb-Ta .................................. 54
4.3.5. Altération des pegmatites du Burundi ............................................................................. 56
4.3.6. Âge des pegmatites du Burundi ....................................................................................... 56
4.4. Les gisements de terres rares .................................................................................................. 57
4.4.1. Les carbonatites à terres rares.......................................................................................... 57
4.4.2. Les veines métasomatiques de la région de Gakara ........................................................ 61
4.4.2.1. Roches encaissantes de la minéralisation ..................................................................... 61
4.5. Les gisements de Fe-Ti et de Ni-Cu (±EGP) .......................................................................... 66
4.5.1. Introduction ..................................................................................................................... 66
4.5.2. Gisements de Fe-Ti ......................................................................................................... 69
4.5.3. Gisements de nickel latéritique ...................................................................................... 69
4.6. Les placers fluviatiles ........................................................................................................ 75
4.6.1. Modèle génétique ...................................................................................................... 76
CHAPITRE 5. SYNTHÈSE MÉTALLOGÉNIQUE DU BURUNDI ............................. 77
5.1. Introduction ............................................................................................................................ 77
5.2. Les filons de quartz aurifères ................................................................................................. 77
5.3. Brèches à oxydes de fer et or .................................................................................................. 77
5.4. Les pegmatites à éléments rares ............................................................................................ 78
5.5. Les carbonatites à terres rares ................................................................................................ 78
5.6. Les minéralisations de Fe-Ti .................................................................................................. 79
5.7. Le nickel latéritique ................................................................................................................ 79
ix
CHAPITRE 6. DISCUSSION SUR LE POTENTIEL MINÉRAL DE LA CEINTURE
OROGÉNIQUE KIBARIENNE ....................................................................................... 81
6.1. Introduction ............................................................................................................................ 81
6.2. Origine des métaux et des fluides .......................................................................................... 82
6.3. Quelques suggestion pour l’exploration ................................................................................. 83
6.3.1. Gisements Pb-Zn de type SEDEX ...................................................................................... 83
6.3.2. Gisements Pb-Zn de type MVT .......................................................................................... 83
CHAPITRE 7 : CONCLUSION ....................................................................................... 87
PLANCHES PHOTOS ..................................................................................................... 89
RÉFÉRENCES ................................................................................................................. 91
ANNEXES ........................................................................................................................ 95
Annexe A : Listes des localités qui ont été visitées sur le terrain ................................................. 95
Annexe B : Analyse par diffraction des rayons X de l’échantillon (GK-01) de terres rares
provenant de la région de Gakara. ................................................................................................. 97
Annexe C : Analyse au MEB d’un échantillon de bastanaésite provenant de la région de Gakara.
....................................................................................................................................................... 98
Annexe D : Résultats d’analyse à la microsonde électronique, d’une bastnaésite provenant de la
région de Gakara. ........................................................................................................................ 101
Annexe E : Analyse au MEB d’une péridotite serpentinisée provenant de la région de Musongati.
..................................................................................................................................................... 102
Annexe F : Analyse au MEB d’un échantillon de syénite néphélinique provenant de la région de
Matongo. ..................................................................................................................................... 103
Annexe G: Climatologie du Burundi (Institut Géographique du Burundi : IGEBU, 2012)........ 104
Annexe H : Carte géologique des gîtes métallifères du Burundi (PDF) ..................................... 104
xi
Liste des tableaux Tableau 1 : Liste des cartes géologiques du Burundi, auteurs, lieu et année de publication. ............. 4
Tableau 2: Succession des événements tectoniques et magmatiques dans la zone Kibarienne,
modifié de Klerkx et al. (1987). ........................................................................................................ 10
Tableau 3: Classification des gîtes minéraux du Burundi ................................................................. 36
Tableau 4 : Les principaux gisements d’or orogénique encaissé par les roches du Supergroupe
Burundien. ......................................................................................................................................... 38
Tableau 5 : Gisements d’or associés aux brèches ferrugineuses de la Province de Cibitoke ........... 47
Tableau 6 : Classification des pegmatites (Cerny et Ercit, 2005) ..................................................... 53
Tableau 7: Datations U/Pb des granites et pegmatites du nord du Burundi ...................................... 57
Tableau 8 : Localisation des gisements de terres rares de la région de Gakara ................................ 62
Tableau 9: Gisements de nickel latéritique sur péridotites serpentinisées, modifié de Jébrak et
Marcoux (2008). ................................................................................................................................ 72
Tableau 10 : Localisation des gisements aurifères exploités dans les placers fluviatiles ................. 75
Tableau 11: Environnements géologiques du Burundi et types de gîtes associés, connus ou
potentiels. .......................................................................................................................................... 84
xiii
Liste des illustrations Figure 1 : A) Répartition des régions cartographiées; B) Assemblage des 13 cartes géologiques
géoréférencées. .................................................................................................................................... 3
Figure 2 : Position du Burundi au sein du continent africain (carte tirée de http://www.tourisme-en-
afrique.net, consulté le 15/07/2012). ................................................................................................... 5
Figure 3 : Carte des climats dans le monde (carte tirée du site internet :
http://fr.wikipedia.org/wiki/Climat, consulté le 03/10/2012) .............................................................. 6
Figure 4 : Profil topographique du Burundi, modifié de Bidou (1991). ............................................. 6
Figure 5 : Carte illustrant la localisation de la ceinture orogénique Kibarienne, modifié de Pohl
(1994). ................................................................................................................................................. 8
Figure 6 : L’orogenèse kibarienne vers environ 1300 Ma : première phase de déformation (D1),
modifié de Pohl (1994). .................................................................................................................... 10
Figure 7 : Cisaillement « Katanguien » affectant la ceinture Kibarienne vers environ 1275 Ma. Des
magmas mantelliques induisent une fusion de la croûte et montent le long de failles normales pour
former d’intrusions mafiques stratifiées dans les métasédiments kibariens, modifié de Pohl (1994).
........................................................................................................................................................... 11
Figure 8 : Deuxième phase de déformation (D2) vers 950 Ma, élévation et glaciation des montagnes
Kibariennes, et l’intrusion de granites tardifs, modifié de Pohl (1994). ........................................... 11
Figure 9 : Diagramme illustrant l’importance des formations géologiques du Burundi. .................. 13
Figure 10 : Carte illustrant les grandes unités géologiques du Burundi et la distribution des roches
intrusives. .......................................................................................................................................... 14
Figure 11 : Carte géologique illustrant le Supergroupe Burundien................................................... 16
Figure 12 : Carte illustrant les formations du Supergroupe Malagarasien. ....................................... 28
Figure 13 : Carte illustrant les différentes formations géologiques du Burundi et la distribution de
roches intrusives (voir légende à la page suivante). .......................................................................... 32
Figure 14 : Carte illustrant la localisation des gisements connus du Burundi. ................................ 37
Figure 15 : Carte illustrant les roches encaissantes des gisements d’or, NE du Burundi.................. 39
Figure 16 : Roche encaissante de l’indice Gatovu I (Muyinga) : a) la roche à 65,08 m de
profondeur; b) la roche à 70,15 m de profondeur. ............................................................................ 40
Figure 17 : Carte illustrant les roches encaissantes des gisements d’or, est du Burundi. ................. 41
Figure 18 : Quartzite gréseux plissé, gîte Nyarubuye (Butihinda). ................................................... 43
Figure 19 : Photographie illustrant les relations de recoupement entre les veines de quartz gris et
blanc, gîte Masaka I (Butihinda). ...................................................................................................... 44
Figure 20 : Photographie illustrant une série de veines de quartz parallèles, sans relation de
recoupement, gîte Gatovu I (Muyinga). ............................................................................................ 45
Figure 21 : a) Pyrite disséminée dans le quartz blanc, gîte Murehe (Butihinda); b) Veines de
sulfures massifs (pyrite, arsénopyrite), gîte Masaka I (Butihinda). .................................................. 46
Figure 22 : Carte illustrant la localisation des gisements d’or associées aux brèches ferrugineuses,
Province de Cibitoke. ........................................................................................................................ 48
Figure 23 :a) Les brèches ferrugineuses encaissées par des schistes de couleur rougeâtre; b) Les
minéraux secondaires (azurite bleue, malachite verte) témoignent la présence du cuivre dans les
métavolcanites (gîte Gitovu). ............................................................................................................ 49
Figure 24 : Roches sombres contenant des amas de minerai d’hématite-magnétite, gîte Gitovu
(Butahana). ........................................................................................................................................ 50
xiv
Figure 25 : Les principales provinces métallogéniques d’Afrique dans lesquelles existe une activité
extractive de Nb-Ta dans les pegmatites (Melchert et al., 2008). ..................................................... 51
Figure 26 : Composition minéralogique des pegmatites : A : gîte Kivuvu (Kabarore), B : gîte
Murehe (Busoni). .............................................................................................................................. 52
Figure 27 : Zonalité idéalisée dans une pegmatite à quartz et éléments rares. Les minéraux peu
abondants sont entre parenthèses (Jébrak et Marcoux, 2008). .......................................................... 54
Figure 28 : Localisation des gisements pegmatitiques dans le nord du Burundi............................... 55
Figure 29 : Photographies illustrant l’altération de la roche encaissante des pegmatites; a) gîte
Kivuvu (Kabarore), b) gîte Murehe (Busoni). ................................................................................... 56
Figure 30 : Schéma illustrant l’allure du rift Est-Africain (Chorowicz, 1983). ............................... 58
Figure 31 : Carte illustrant le complexe alcalin de la Haute-Ruvubu. .............................................. 59
Figure 32 : a) Syénite néphélinique avec amas de sodalite (Colline Kabuye, Commune Matongo); b)
Auréole de fénitisation au-dessus du corps carbonatitique (Colline Mvumvu, Commune Matongo).
........................................................................................................................................................... 61
Figure 33 : Carte illustrant les roches encaissantes des gisements de terres rares, région de Gakara.
........................................................................................................................................................... 63
Figure 34 : Veines métasomatiques minéralisées en terre rares, a) gîte de Nyamikole; b) gîte de
Murambi I. ......................................................................................................................................... 64
Figure 35 : Microphotographie d’un échantillon (GK-01) de terres rares de Gakara: Ba=Bastnaésite;
Mn=Monazite; Cr=Cérianite ............................................................................................................. 65
Figure 36 : Diagramme illustrant la composition moyenne en oxydes de terres rares, d’un
échantillon de Gakara. ....................................................................................................................... 66
Figure 37: Carte illustrant l’alignement de massifs mafiques et ultramafiques associés aux
gisements de Fe-Ti-V et d Ni-Cu-EGP. ............................................................................................ 67
Figure 38 : Section stratigraphique illustrant la position des minéralisations identifiées au sein du
complexe mafique-ultramafique de Mukanda-Buhoro-Musongati, situé à l’est du Burundi (modifiée
de Deblond et Tack, 1999). ............................................................................................................... 68
Figure 39 : Schéma illustrant les principales unités lithologiques du complexe mafique/ultramafique
de Musongati, modifié de Deblond (1993)........................................................................................ 70
Figure 40 : Exemple de profil montrant la succession des horizons latéritiques (Pelletier et Lavé,
1976).................................................................................................................................................. 73
Figure 41 : Graphique illustrant la distribution du Ni, Cr, Cu, Co dans le profil latéritique de
Musongati. SL= Sol latéritique; CU= Cuirasse latéritique; FE= Ferralite; SA=Saprolite (données
tirées de Bandyayera, 1997). ............................................................................................................. 74
Figure 42: Graphique illustrant la distribution des éléments du groupe de platine (EGP) dans le
profil latéritique de Musongati. SL= Sol latéritique; CU= Cuirasse latéritique; FE= Ferralite;
SA=Saprolite (données tirées de Bandyayera, 1997). ...................................................................... 74
Figure 43 : Exploitation de l’or dans les placers fluviatiles de la région de Mabayi-Butahana, site
Rutorero-Perse ................................................................................................................................... 76
Figure 44 : Modèle génétique des minéralisations du Burundi, modifié de Pohl (1994). ................. 80
Figure 45 : Schéma illustrant la position de la ceinture orogénique Kibarienne en Afrique Centrale,
modifié de Cahen et al. (1984) .......................................................................................................... 81
Figure 46: Carte illustrant la localisation des formations susceptibles d’encaisser les minéralisations
syn-sédimentaires. ............................................................................................................................. 85
xv
1
CHAPITRE 1 : INTRODUCTION
1.1. Cadre général Le Burundi regorge des ressources minérales connues depuis les années 1930 (date des premières
exploitations). Les premières exploitations minières de type artisanal portaient sur l’or, la
cassitérite, le coltan (ou colombo-tantalite) et les terres rares, sous l’encadrement des colons ou des
petites sociétés minières belges qui jouaient en même temps le rôle d’acheteurs du minerai. Malgré
les efforts déployés par le Gouvernement du Burundi, le sous-sol burundais reste quasi inexploré et
inexploité. Cependant, des compagnies minières notamment FLEMISH, RAIN BOW et autres, font
actuellement des travaux d’exploration dans plusieurs régions du pays. Seule une compagnie
minière privée TAMINCO (Tantalum Mining Company) opère sur le territoire burundais pour
l’exploitation du coltan et de la cassitérite dans le nord du Burundi.
1.2. Problématique Dès 1963 (après l’indépendance), le Burundi a sollicité l’assistance des Nations Unies et des
diverses coopérations bilatérales et multilatérales notamment celles de la Belgique, la France, la
République Fédérale Allemande (RFA), la Communauté Économique Européenne (CEE), pour
l’appuyer dans l’inventaire des ressources minérales du pays. Cette requête a abouti à la création
d’un projet de recherche minière qui a démarré ses activités en 1969. Les activités de ce projet
étaient principalement basées sur les études photogéologiques, la prospection géophysique
(aéroportée et terrestre) et les prélèvements des échantillons géochimiques. Cette période marque le
début de l’évaluation systématique du potentiel géologique et minier au Burundi. Les travaux de
prospection et d’exploration ont conduit à la mise en évidence de plusieurs gîtes contenant diverses
minéralisations, dont les plus importantes, sont : l’or (Au), le nickel (Ni) et ses éléments
accompagnateurs (Cu-Cr-EGP), le fer-titane et vanadium (Fe-Ti & V), le niobium-tantale (Nb-Ta),
l’étain (Sn), le tungstène (W) et les éléments de terres rares (ÉTR).
La plupart des gîtes minéraux ont fait l’objet des travaux d’évaluation détaillée et il y a eu quelques
compilations antérieures du Burundi et des pays voisins, en particulier les travaux du Bureau de
recherches géologiques et minières (BRGM) au début des années 80 et la synthèse du Service
géologique fédéral allemand (BGR) par W. Pohl (1994) et autres géoscientifiques. Cependant, il n’y
a pas eu de compilation et de synthèse récente.
2
1.3. Objectifs Cette étude a pour but de mieux comprendre le processus métallogénique des ressources minérales
du Burundi. Le choix de ce sujet est motivé par le souci d'apporter des réponses sur certaines
questions en rapport avec les corrélations entre le potentiel minéral du Burundi et les événements
tectoniques de l’Afrique centre-orientale comme l’orogenèse Kibarienne et l’ouverture du rift
africain.
Ce mémoire va enrichir la bibliographie du Burundi par des données géologiques pouvant servir
comme guide aux recherches ultérieures et surtout un canevas à la prospection minière. Dans ce
dessein, les objectifs spécifiques suivants devront être atteints : 1) établir un portrait global et actuel
des ressources minérales du Burundi; 2) identifier les facteurs de contrôle des minéralisations en
s’appuyant sur la géologie régionale et locale; 3) décrire les caractéristiques des gîtes minéraux
connus; 4) faire un inventaire des gîtes minéraux potentiels sur base des environnements
géologiques du Burundi.
1.4. Méthodologie Cette étude est basée sur des travaux de laboratoire ainsi que des travaux de terrain effectués lors de
l’été 2012 (liste des localités visitées, Annexe A). Les travaux de laboratoire consistaient
principalement à la compilation, sous ArcGis, de données issues des travaux antérieurs et à l’ajout
de nouvelles données. Quant aux travaux de terrain, ils consistaient à l’observation des
caractéristiques des gîtes minéraux (roche encaissante, éléments structuraux, altération
hydrothermale, etc.), à l’enregistrement des points d’observation à l’aide d’un GPS (« Garmin e trex
10 »), à la prise des photos et à la récolte des échantillons représentatifs. Les échantillons récoltés
ont été l’objet d’études pétrographiques macroscopiques et microscopiques. Certains des
échantillons ont été analysés par microscopie électronique à balayage (MEB), par microsonde
électronique, et par diffraction des rayons X (DRX).
3
1.4.1. Compilation de données sous ArcGis Les données compilées proviennent du Musée Royal de l’Afrique Centrale (MRAC) se trouvant à
Tervuren en Belgique. Il s’agit des cartes géologiques (13 au total) qui ont été réalisées par
différents auteurs, à différentes époques, dans toutes les régions du Burundi (Figure 1, Tableau 1).
Dans cette étude, le travail consistait à réunir toutes ces 13 cartes géologiques afin d’avoir une vue
d’ensemble de la géologie de tout le pays.
Pour ce faire, les cartes géologiques sous format papier ont été d’abord scannées, puis
géoréférencées (système de coordonnées : Arc_1950_UTM_Burundi), et ensuite numérisées. La
numérisation a permis de créer des données géométriques et descriptives qui ont été utilisées pour
réaliser une carte géologique des gîtes métallifères du Burundi (Annexe H) illustrant la géologie et
la localisation des indices de minéralisations du Burundi. Les extraits de cette carte ont été utilisés,
dans cette étude, pour illustrer les roches encaissantes des minéralisations.
Figure 1 : A) Répartition des régions cartographiées; B) Assemblage des 13 cartes géologiques géoréférencées.
A B
4
Tableau 1 : Liste des cartes géologiques du Burundi, auteurs, lieu et année de publication.
Carte géologique du
Burundi/région
Auteurs Lieu et Année de
publication
Feuille Bukemba J. Lepersonne et A. Waleffe Bruxelles 1975
Feuille Makamba J. Lepersonne Bruxelles 1977
Feuille Mwishanga A. Waleffe Bruxelles 1979
Feuille Cankuzo A. Waleffe Bruxelles 1981
Feuille Ngozi W. Claessens et R. Dreesen Bruxelles 1983
Feuille Muyinga W. Claessens et D. Karayenga Bruxelles 1986
Feuille Rumonge K.Theunissen Bruxelles 1986
Feuille Ruyigi D. Karayenga Bruxelles 1987
Feuille Bururi W. Claessens et K. Theunissen Bruxelles 1988
Feuille Gitega W. Claessens et K. Theunissen Bruxelles 1988
Feuille Bujumbura K. Theunissen Bruxelles 1989
Feuille Busoni D. Karayenga Bruxelles 1989
Feuille Cibitoke K. Theunissen Bruxelles 1989
1.5. Cadre géographique Situé au cœur de l’Afrique dans la région des « Grands Lacs », le Burundi est un petit pays dont le
territoire couvre une superficie de 27 834 km². Il est délimité au nord par le Rwanda, à l’ouest par la
République Démocratique du Congo (R.D.C.), à l’est et au sud par la Tanzanie (Figure 2). Le
Burundi n’a pas d’accès à la mer, mais il est bordé à l’ouest par un grand lac, le Lac Tanganyika.
1.5.1. Climat Situé entre 2°45’ et 4°28’ de latitude sud, le Burundi jouit d'un climat tropical tempéré par le relief
(Figure 3). Le climat est caractérisé par quatre saisons : deux saisons pluvieuses (de février à mai,
puis de septembre à novembre) et deux saisons sèches (de mai à août, puis de novembre à février).
Les données provenant de l’IGEBU (Institut Géographique du Burundi), montrent que la moyenne
annuelle des températures varie entre 15,4 °C et 24,1 °C, tandis que la moyenne annuelle des
précipitations varie entre 794 mm et 1678 mm (Annexe G).
5
Figure 2 : Position du Burundi au sein du continent africain (carte tirée de http://www.tourisme-en-afrique.net,
consulté le 15/07/2012).
Carte de l’Afrique
Équateur
6
Figure 3 : Carte des climats dans le monde (carte tirée du site internet : http://fr.wikipedia.org/wiki/Climat,
consulté le 03/10/2012)
1.5.2. Relief Au Burundi, la variété du climat dépend de la variété du relief. De l’ouest vers l’est, il y a : les
basses terres de l’Imbo correspondant à un fossé d’effondrement du rift occidental, la région
escarpée de Mumirwa, la zone montagneuse (la Crête Congo-Nil), les plateaux centraux et la
dépression de Kumoso (Bidou, 1991). L’altitude varie entre 774 m au bord du lac Tanganyika et
2670 m sur les massifs montagneux, pour diminuer progressivement jusqu’à 1200 m à l’est du pays
(Figure 4).
Figure 4 : Profil topographique du Burundi, modifié de Bidou (1991).
7
CHAPITRE 2 : GÉOLOGIE RÉGIONALE
2.1. Introduction Le Burundi est situé dans la partie nord-est de la Province métallogénique Kibarienne, en Afrique
centre-orientale. La chaîne Kibarienne est une ceinture orogénique d’âge Protérozoïque moyen,
orientée NE-SO, située entre le craton du Congo à l’ouest et le craton de la Tanzanie à l’est (Figure
5). L’orogène Kibarien s’étend sur plus de 1500 km de long avec un maximum de 400 km de large.
Elle part du Shaba en R.D.C., traverse le Burundi et se poursuit au Rwanda, en Tanzanie jusqu’au
sud-ouest de l’Ouganda (Pohl et Günther, 1991)
2.2. Géologie de la ceinture orogénique Kibarienne Au Burundi, en R.D.C. et au Rwanda (pays francophones), les roches kibariennes forment le
«Supergroupe Burundien»; en Ouganda et en Tanzanie (pays anglophones), elles forment le
Supergroupe « Karagwe-Ankolean » ou « Muva-Ankolean ». Les roches du Supergroupe
Burundien sont divisées en trois groupes lithostratigraphiques : le Groupe inférieur, le Groupe
moyen et le Groupe supérieur (Cahen et al., 1984). Le Groupe inférieur , qui atteint une épaisseur
maximale de plus de 1000 m au Burundi, se caractérise par les roches sédimentaires laminées et de
couleur foncée à dominance pélitique, avec des intercalations de quartzites, grès et siltites, puis des
turbidites proximales et distales (Pohl, 1994). Les bandes de tufs felsiques datées de 1350 Ma sont
localement interstratifiées avec les roches sédimentaires (Klerkx et al., 1987). Des stromatolithes
silicifiés et des conglomérats fluviatiles, recouvrant l’ancien socle, ont également été identifiés le
long d’une discordance angulaire de la ceinture Kibarienne, à l’est du Burundi (Van Straaten,
1984). Ces conglomérats contiennent des fragments de quartz bien arrondis et de roches du
substratum plus résistantes (Pohl, 1992). Certains des quartzites persistent sur des zones très larges
et forment des horizons marqueurs régionaux, tandis que d'autres sont lenticulaires et d’extension
plutôt locale. Les carbonates sont très rares (Pohl, 1994).
Le Groupe moyen est caractérisé par de roches clastiques arénacées avec une légère couleur
rougeâtre par rapport aux séquences sous-jacentes. Un niveau marqueur, composé de bandes
(environ 1000 m) à grains fins et occasionnellement de quartzites conglomératiques blancs à rosé,
est pris comme la base du Groupe moyen (Klerkx et al., 1987). Dans les niveaux plus profonds de la
zone Kibarienne, des granites et des roches mafiques recoupent les roches métasédimentaires (Tack
et al., 1994).
8
Le Groupe supérieur apparaît uniquement dans les structures synclinales majeures. Ses unités
inférieures se composent de roches sédimentaires clastiques plutôt immatures avec une discordance
angulaire marquée, à leur base, par des conglomérats polymictiques grossiers à galets de quartz et
de roches du socle sous-jacent (Pohl, 1994). Les quartzites sont fréquemment ferrugineux et
rougeâtres ou de couleur grise prédominante. Vers le sommet du Groupe Supérieur, des grès
blanchâtres à grains fins et des schistes avec cherts laminés apparaissent, indiquant probablement un
environnement de lac salé (Baudet et al., 1988).
Figure 5 : Carte illustrant la localisation de la ceinture orogénique Kibarienne, modifié de Pohl (1994).
9
2.3. Déformation et évolution structurelle de la chaîne Kibarienne Au cours de la phase tectonique principale de l’orogenèse Kibarienne, les roches sédimentaires du
Supergroupe Burundien ont été déformées en une mégastructure plissée, généralement orientée
NO-SE (Klerkx et al., 1987). Deux phases majeures de déformation (D1 et D2) caractérisent
l’évolution tectonique de la chaîne Kibarienne (Tableau 2). Vers 1300 Ma, la phase de déformation
principale D1 (Figure 6) se caractérise par des plis ouverts et elle est marquée par des
caractéristiques évoquant un régime de tectonique chevauchante (Deblond, 1993). Autour des
granites syn-tectoniques à D1, des auréoles de métamorphisme de contact apparaissent avec une
schistosité S1 subparallèle aux plans de stratification S0 (Brinckmann et al., 2001). Vers 1275 Ma, la
formation de failles ou de demi-grabens (Figure 7) est suivie par l’intrusion de granites alcalins et
de roches mafiques stratifiées qui forment une ceinture linéaire de près de 400 km de long à l’est
du Burundi (Pohl, 1994). La deuxième phase de déformation (vers 950 Ma) s’insère dans un régime
tectonique de décrochement et se caractérise par un plissement serré isoclinal (Figure 8)
accompagné par un clivage axial planaire (S2) à des niveaux peu profonds (Brinckmann et al.,
2001). Cette phase de déformation est aussi caractérisée par des granites syn-tectoniques pénétrant
des plis verticaux (Rumvegeri, 1991).
2.4. Métamorphisme Une surimpression métamorphique à différents niveaux est une caractéristique typique des roches
métasédimentaires kibariennes. D’une manière générale, ces roches n’ont connu qu’un
métamorphisme de niveau faible à moyen (Klerkx et al., 1987). Cependant, dans les chaînes
plissées contiguës, un métamorphisme de niveau moyen (faciès des amphibolites) domine. Ailleurs,
le niveau de métamorphisme est faible (faciès des schistes verts). Il est plus élevé autour des corps
intrusifs, principalement avec andalousite et staurotide dans les métapélites (Brinckmann et al.,
2001). En conséquence, le métamorphisme dans le Supergroupe Burundien est considéré de type
température élevée/pression faible, typique pour les arcs magmatiques (Pohl, 1992).
10
Tableau 2: Succession des événements tectoniques et magmatiques dans la zone Kibarienne, modifié de Klerkx et
al. (1987).
Âge (Ma) Mouvement
tectonique
Déformation
tectonique
Événement magmatique
>1400 Extension Formation d’un
géosynclinal
Magmatisme bimodal
Intrusion de granites (G1)
1400-1275 Compression Déformation (D1) Intrusion de granites (G2)
1275-1000 Extension Cisaillement Intrusion de granites (G3) et de roches
mafiques/ultramafiques
1000-900 Compression Déformation (D2) Intrusion de granites tardifs (G4)
Figure 6 : L’orogenèse kibarienne vers environ 1300 Ma : première phase de déformation (D1), modifié de Pohl
(1994).
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Figure 7 : Cisaillement « Katanguien » affectant la ceinture Kibarienne vers environ 1275 Ma. Des magmas
mantelliques induisent une fusion de la croûte et montent le long de failles normales pour former d’intrusions
mafiques stratifiées dans les métasédiments kibariens, modifié de Pohl (1994).
Figure 8 : Deuxième phase de déformation (D2) vers 950 Ma, élévation et glaciation des montagnes Kibariennes, et
l’intrusion de granites tardifs, modifié de Pohl (1994).
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CHAPITRE 3. GÉOLOGIE DU BURUNDI
3.1. Introduction Malgré la petite taille du territoire, la géologie du Burundi est très variée. Hormis la couverture de
dépôts meubles quaternaires qui remplissent les basses terres de l’Imbo à l’ouest et la dépression de
Kumoso à l’est, le Burundi est formé de trois Grands ensembles géologiques: (1) le Supergroupe
Anté-Burundien d’âge Archéen et/ou Protérozoïque inférieur, (2) le Supergroupe Burundien d’âge
Protérozoïque moyen, et (3) le Supergroupe Malagarasien d’âge Protérozoïque supérieur
(Figure 10).
De tous les ensembles géologiques du Burundi, le Supergroupe Burundien est la plus importante. Il
occupe environ 90 % du territoire (~25 050 km²) et héberge tous les indices de minéralisations
connus du Burundi. Les autres partagent le reste du territoire, c’est-à-dire environ 5 % pour le
Supergroupe Malagarasien (~1 392 km²), 3 % pour le Supergroupe Anté-Burundien (~835km²), et
2 % pour le quaternaire (~557 km²) (Figure 9).
Figure 9 : Diagramme illustrant l’importance des formations géologiques du Burundi.
2%
5%
90%
3%
Quaternaire (Cénozoïque)
Supergroupe Malagarasien(Néoprotérozoïque)
Supergroupe Burundien(Mésoprotérozoïque)
Supergroupe Anté-Burundien(Archéen)
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Figure 10 : Carte illustrant les grandes unités géologiques du Burundi et la distribution des roches intrusives.
15
3.2. Supergroupe Anté-Burundien Le Supergroupe Anté-Burundien, dont l’âge est supérieur à 2600 Ma, constitue l’unité géologique
la plus ancienne du Burundi (Waleffe, 1981 ). Il affleure à trois endroits (Figure 10): Mugere à
l’ouest, Gikuka au sud et Mugera au nord-est du Burundi.
3.2.1. Complexe de la Mugere (Mg) Le Complexe de la Mugere est constitué de gneiss migmatitiques rubanés comprenant des
métabasites parmi lesquelles un faciès éclogitique a été identifié (Nzojibwami, 1987). Ce complexe
est recoupé par des intrusions granitiques. Des bancs de métaquartzites et des niveaux continus
d’amphibolites apparaissent également dans les gneiss migmatitiques du complexe de la Mugere
(Theunissen, 1989 ).
3.2.2. Complexe de la Gikuka (Gk) Le Complexe gneissique de la Gikuka affleure dans deux synclinaux séparés par un anticlinal de
quartzites conglomératiques, formant un relief inversé entre les deux surfaces déprimées
(Lepersonne, 1977 ).
3.2.3. Complexe de Mugera (Ma) Le complexe granito-gneissique de Mugera forme le cœur de l’anticlinal de Mugera (Ledent, 1979).
Deux types de roches sont à distinguer au sein de ce complexe: des gneiss oeillés à feldspath
potassique, quartz, muscovite, biotite, épidote, et des mylonitoschistes, qui se rencontrent surtout
près du contact avec la base des quartzites de Murore appartenant au Supergroupe Burundien
(Waleffe, 1981 ).
3.3. Supergroupe Burundien Le Supergroupe Burundien est l’équivalent local de la ceinture orogénique Kibarienne. Au Burundi,
ce Supergroupe est compris entre le Supergroupe Malagarasien à l’est et la vallée du rift à l’ouest. Il
comprend deux parties distinctes : la partie occidentale riche en intrusions granitiques et la partie
orientale avec peu ou pas d'intrusions granitiques (Figure 11).
La partie occidentale du Supergroupe Burundien est formée de roches métasédimentaires à
dominance pélitique présentant un métamorphisme relativement élevé (faciès des amphibolites),
tandis que la partie orientale est constituée de roches sédimentaires arénacées peu affectées par le
métamorphisme (Klerkx et al., 1987). Entre les deux parties se trouve une ceinture de roches
mafiques et ultramafiques qui forment un alignement NE-SO, depuis le sud du Burundi jusqu’au
nord-est de la Tanzanie (Figure 11).
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Le Supergroupe Burundien est divisé en trois groupes : le Groupe inférieur, le Groupe moyen et le
Groupe supérieur. Le Groupe inférieur affleure dans la partie orientale du Supergroupe, le Groupe
moyen affleure dans la partie occidentale, et le Groupe supérieur affleure dans le nord du Burundi
(Figure 11).
Figure 11 : Carte géologique illustrant le Supergroupe Burundien.
17
3.3.1. Groupe inférieur
Le Groupe inférieur affleure essentiellement dans la partie orientale du Supergroupe Burundien. Il
atteint une épaisseur maximale de plus de 1000 m et il se caractérise par les roches sédimentaires à
dominance pélitique, avec des intercalations de quartzites, grès et siltites (Pohl, 1994). Il comprend
les formations de Murore, Muyaga, Mugatare, Muramba, Muyinga, Ruvubu, Nyabikere,
Nyamabuye, Musongati, Cêne, Inanzerwe, Kayongozi, Ngoma, Migogo, Mpungwe, Rukago,
Gicumbi et Magara.
3.3.1.1. Formation de Murore (Mr1)
La Formation de Murore est essentiellement constituée de quartzites qui ceinturent la dépression de
Mugera. De la base au sommet, elle se compose d’un ensemble de quartzites foliés dans lesquels la
foliation parallèle au litage s’exprime par l’orientation des paillettes de micas, et comprenant
localement des conglomérats surmontés par un ensemble de quartzites massifs puis de quartzites
comprenant des stratifications entrecroisées et parfois des « ripple-marks » (Waleffe, 1981 ). En
outre, des quelques rares intercalations de schistes de teinte rouge à brunâtre sont trouvées à
l’intérieur de la Formation de Murore. Vers le sommet, apparaissent, sur le flanc méridional de
l’anticlinal de Murore, des tufs felsiques interstratifiés et des brèches à éléments de tufs, mêlés à du
matériel détritique arénacé (Waleffe, 1981 ).
3.3.1.2. Complexe de Muyaga (My1)
Le Complexe de Muyaga se trouve à la périphérie du massif de Murore. Il s’agit des terrains
métamorphiques caractérisés par des alternances de minces bancs de roches arénacées et pélitiques.
On y trouve également des quartzites, des quartzophyllades, des grauwackes, des phyllades, et des
schistes de teinte généralement grise. Parmi les quartzites, on distingue du quartzite gris foncé, du
quartzite finement grenu pyriteux, du quartzite rubané, et du quartzite à stratifications entrecroisées.
Les grauwackes qui sont caractéristiques de cet ensemble, contiennent fréquemment des débris de
schistes noirs (Waleffe, 1981 ).
3.3.1.3. Formation de Mugatare (Mt)
La Formation de Mugatare est constituée par des quartzites grossiers gris clair à rose, parfois
sériciteux et à grain moyen. Ces quartzites sont par endroits conglomératiques et contiennent
également des niveaux de quartzites fins. Des stratifications entrecroisées et des rides parallèles ont
été observées dans les quartzites de Mugatare (Karayenga, 1987).
18
3.3.1.4. Formation de Muramba (Mm)
La Formation de Muramba est un ensemble homogène et puissant (environ 4500 m) de
grésoschistes gris verdâtre, bien rubanés. Vers la base, cette formation contient des intercalations
d’un quartzite gris, massif et homogène (Claessens et Karayenga, 1986a).
3.3.1.5. Formation de Muyinga (Mn)
La Formation de Muyinga est constituée de quartzites relativement grossiers, portant localement des
lentilles de conglomérats. Elle apparaît dans un synclinal ouvert (Figure 13), situé à l’est de
l’accident tectonique majeur de Kiryama orienté NE-SO. Elle constitue la presque totalité du
synclinal intensément tectonisé du Cêne (Claessens et Karayenga, 1986a).
3.3.1.6. Formation de la Ruvubu (Rv)
La Formation de la Ruvubu est constituée de schistes gris, parfois rouges, jaunes ou mauves, bien
lités présentant localement des laminations. Par endroits, ces schistes contiennent de l’andalousite.
Vers le sommet, la formation de la Ruvubu contient une intercalation quartzitique, de couleur gris
clair et à grain moyen, d’une centaine de mètres d’épaisseur (Karayenga, 1987).
3.3.1.7. Formation de Nyabikere (Nr)
La Formation de Nyabikere consiste en une succession de schistes bien stratifiés de couleur gris
verdâtre à jaune, parfois rose et présentant localement un litage fin. Les lits gréseux alternent avec
des lits plus fins. Ces schistes contiennent un niveau discontinu de siltite à chloritoïde. Cette
formation débute par un mince quartzite de couleur gris clair très continu, contenant de minces
intercalations de schistes gris foncé à rouge et formant de très belles crêtes de part et d’autre du
synclinal de la Mazita (Karayenga, 1987).
3.3.1.8. Formation de Nyamabuye (Nb).
La Formation de Nyamabuye est constituée, à sa base, par les roches pélitiques constituées de
schistes et de phyllades de teinte gris foncé à noir avec rares intercalations de quartzites ou de
quartzophyllades. Vers le sommet apparaissent des schistes rubanés et phyllades de teintes
diverses : rouge, mauve, violacée, beige, verdâtre. Vers le sommet, les intercalations arénacées sont
plus fréquentes et la nature plus quartzeuse des schistes s’accentue. La présence d’andalousite est
fréquente dans ces roches pélitiques. De la pyrite massive ou disséminée se trouve parfois dans ces
schistes et phyllades. Des dykes volcaniques felsiques d’épaisseur centimétrique sont interstratifiés
dans les roches pélitiques. La puissance de cette formation est estimée entre 2000 et 2500 m
(Walaffe, 1979).
19
3.3.1.9. Formation de Musongati (Mu).
La Formation de Musongati est constituée de roches pélitico-arénacées comprenant des schistes
gréseux, des grès et des quartzites micacés avec des intercalations de grès surmontés de phyllades et
de quartzophyllades, puis de quartzites grossièrement grenus. Dans la plupart de ces roches, la
muscovite, la biotite et l’andalousite sont fréquents (Walaffe, 1979). Un métamorphisme thermique
s’est manifesté sur la presque totalité de la zone d’affleurement de cette formation et tout
particulièrement en bordure du massif gabbroïque de Buhoro et du massif gabbronoritique et
péridotitique de Musongati. Les niveaux supérieurs de cette formation sont constitués de schistes,
grès et conglomérats de teinte rouge dominante. L’épaisseur de cette formation est estimée à
environ 2000 m (Walaffe, 1979).
3.3.1.10. Formation de Cêne (Cn)
De même que la Formation de Musongati, la Formation de Cêne est constituée de roches pélitico-
arénacées, principalement des schistes à séricite et des quartzites cataclasés et mylonitisés (Walaffe,
1979). Ces roches se distinguent de celles de Musongati, par un niveau de métamorphisme
légèrement élevé (Walaffe, 1979).
3.3.1.11. Formation d’Inanzerwe (Iz)
La Formation d’Inanzerwe est constituée de roches arénacées d’une puissance d’environ 1000 m. À
la base se trouvent des quartzites blanchâtres à vert clair et des grès à séricite, mal classés à
conglomératiques. Des intercalations centimétriques à décimétriques de phyllites gréseuses vertes y
sont fréquentes. Vers le sommet, la formation se caractérise par des lits métriques de grès, gris clair
à verdâtre, à grains grossiers de feldspaths. Au sommet se présentent des quartzites finement
grenus, modérément classés, compacts, avec intercalations métriques locales de conglomérats, dont
les composants majeurs sont des galets subanguleux de quartzite et de quartz filonien. Les
quartzites et les grès sont généralement bien stratifiés (Karayenga, 1987).
3.3.1.12. Formation de Kayongozi (Ky)
Il s’agit d’un ensemble pélitique, constitué de schistes gris foncé à noir souvent graphiteux. À
proximité de la Formation d’Inanzerwe, se rencontrent des alternances décimétriques de phyllites
noires et de grès mal classés à conglomératiques, tandis que vers le sommet, à l’approche de la
Formation de Ngoma-Migogo, elle passe à des intercalations de phyllites gréseuses et rubanées
(Karayenga, 1987).
3.3.1.13. Formation de Ngoma-Migogo (No-Mo)
Le faciès de Ngoma correspond à un ensemble homogène et puissant de grès micacés à schistes
gréseux également micacés, gris clair, verdâtre à beige-blanc et bien lités, rappelant la lithologie de
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la Formation de Musongati. Vers la base du faciès de Ngoma, se présentent quelques intercalations
métriques de quartzites et de conglomérats intraformationnels à éléments subarrondis de quartzite et
de quartz filonien (Formation d’Inanzerwe). Le faciès de Migogo se compose de roches pélitiques
avec quelques intercalations de roches arénacées. On y trouve principalement des schistes grisâtres,
généralement bien lités et présentant par altération, un rubanement gris-rouge des phyllites et des
phyllades gris noir, gris bleu, gris blanchâtre, rougeâtres, parfois zonaires avec quelques
intercalations de quartzites fins gris, bruns, rougeâtres. L’andalousite, chloritoïde, biotite,
staurotide, sont fréquents dans ces roches pélitiques (Walaffe, 1979).
3.3.1.14. Formation du Mpungwe (Mp).
La Formation du Mpungwe est caractérisée par sa dominance gréseuse et la présence de niveaux de
phyllites noires graphiteuses. Il s’agit d’alternances centimétriques à métriques de quartzite
grossièrement grenu et grès, avec intercalations de quartzite finement grenu pyriteux. Des
conglomérats sont fréquents dans les niveaux inférieurs, tandis que vers le sommet dans les roches
arénacées, apparaissent des intercalations de schistes, phyllades et phyllades quartzitiques gris foncé
à noir; des dykes volcaniques felsiques s’y trouvent localement. Les alternances sont organisées de
façon séquentielle depuis l’échelle centimétrique jusqu’à l’échelle hectométrique. Certains niveaux
de phyllades quartzitiques et de phyllades noires présentent de petites taches blanches
millimétriques à centimétriques rondes ou allongées laissant, par altération, des cavités. La présence
de nombreux plis et de failles ne permet de donner qu’une estimation de la puissance de cette
formation qui doit dépasser 2000 m (Walaffe, 1979).
3.3.1.15. Formation de Rukago (Rk)
La Formation de Rukago est constituée de phyllites de teinte généralement verdâtre, avec des
intercalations arénacées. Les phyllites apparaissent souvent sous forme de lambeaux sur le granite
de Kayanza; elles sont parfois feldspathisés au contact du granite (Claessens et Dreesen, 1983).
3.3.1.16. Formation de Gicumbi (Gc)
La Formation de Gicumbi est constituée de bancs métriques de quartzite grossier, séparés par des
bancs centimétriques et décimétriques de phyllites. La cristallinité est très variable. Le quartzite
présente par endroits un aspect hétérogène qui se manifeste par la présence de grains plus grossiers
et souvent plus limpides dans une trame plus fine et blanche. Les phyllites se transforment parfois
en micaschistes. Ces variations de cristallinité des quartzites sont toujours concordantes à la
stratification (Theunissen, 1986).
21
3.3.1.17. Formation de Magara (Mg)
La Formation de Magara est constituée d’un dôme granito-gneissique. Sa partie septentrionale est
entièrement occupée par des granites et des roches mafiques. Plus vers le sud débute un ensemble
constitué d’une alternance de gneiss quartzo-feldspathiques, micaschistes à plagioclase carbonaté, et
métaquartzites à deux micas (Theunissen, 1986). Le grenat est quasi omniprésent dans ces roches.
Localement, un faciès granitique extrêmement folié est intercalé et des pegmatites souvent
concordantes au litage, y sont localement abondantes (Klerkx et al., 1987).
3.3.2. Groupe Moyen
Le Groupe Moyen affleure caractérisé par de roches clastiques arénacées affleure principalement
dans la partie occidentale du Supergroupe Burundien. Ce groupe comprend essentiellement les
formations de Rushubi, Muyebe, Murago, Ruganza, Ngozi, Butahana, Murwi, Nyagisumo,
Nyagihanda, Nyagisozi, Mwokora, Bugenyuzi, Rumandari et Karinzi.
3.3.2.1. Formation de Rushubi-Muyebe (My2)
Les sédiments qui constituent cette formation sont pélitiques et présentent généralement un bon
granoclassement. Toutefois, cet ensemble pélitique apparaît sous différents faciès et niveau de
métamorphisme variable. Le faciès de Muyebe à métamorphisme élevé, est représenté par des
phyllites et micaschistes à grenat, biotite et staurotide (Nahimana, 1988).
3.3.2.2. Formation de Murago (Mr2)
La Formation de Murago est caractérisée par sa constitution lithologique essentiellement pélitique,
avec des intercalations plus ou moins nombreuses de roches volcano-sédimentaires (Theunissen,
1989).
3.3.2.3. Formation de Ruganza (Ru)
La Formation de Ruganza est constituée de métaquartzites blancs à séricite, se débitant souvent en
plaquettes parallèles à la stratification. Le grain est généralement fin à moyen, mais des niveaux
discontinus et conglomératiques sont observés par endroits. Au contact avec son encaissant
phylliteux, une alternance de quartzites et de phyllites gris verdâtres s’établit (Claessens et
Karayenga, 1986a).
3.3.2.4. Formation de Ngozi (Ng)
Il s’agit d’un ensemble essentiellement pélitique avec des intercalations, vers la base, de roches
métavolcaniques (basalte à texture amygdalaire) et de roches volcano-sédimentaires associées. Les
phyllites présentent des aspects plus cristallins ou micaschisteux au voisinage des intrusions
granitiques (Claessens et Dreesen, 1983).
22
3.3.2.5. Formation de Butahana-Murwi (Bu-Mw)
Le faciès de Butahana comprend une unité essentiellement pélitique avec toutefois une présence
très marquée de métavolcanites et volcanosédiments; cette unité se corrèle avec la Formation de
Ngozi (Theunissen, 1989). Les lithologies pélitiques sont des schistes gris, verts et noirs
(graphiteux) dans lesquels sont intercalés des schistes à amphibole-chlorite, des schistes à biotite et
des amphibolites (Ntungicimpaye et Tack, 1992). Les calcaires, lentilles de calcaire dolomitique
(parfois à texture stromatholithique), schistes calcareux ou carbonatés sont caractéristiques pour le
faciès de Butahana. Des bancs de quartzites apparaîtraient dans les niveaux supérieurs (Theunissen,
1989). Le faciès de Murwi est constitué essentiellement de pélites et gréso-pélites gris parfois noir
(graphiteuses), homogènes ou rubanées. Des roches amphibolitiques sont localement observées
dans ce faciès (Theunissen, 1989).
3.3.2.6. Formation de Nyagisumo-Nyagihanda (Nm-Nh)
La Formation de Nyagisumo-Nyagihanda est constituée de schistes gréseux et des schistes fins gris
à noirs. Ces schistes finement lités contiennent une intercalation discontinue de quartzite d’environ
30 m d’épaisseur (Karayenga, 1989).
3.3.2.7. Formation de Nyagisozi (Ns)
La base de la Formation de Nyagisozi est constituée de psammites de couleur gris-mauve à rouge-
mauve. Le rubanement de la roche s’exprime par l’alternance de lits centimétriques plus ou moins
gréseux; les lits les plus fins sont de couleur plus foncée. Les psammites contiennent également des
paillettes de muscovite détritique aplaties dans le plan de la stratification (Karayenga, 1989). Vers le
milieu de cette formation, on passe sans transition, à un quartzite d’une centaine de mètres
d’épaisseur, de couleur gris clair. Ce quartzite massif contient de petites lentilles conglomératiques.
Le sommet de cette formation est caractérisé par des psammites et des psammoschistes, également
rubanés, gris-mauve, alternant avec des siltites de faible épaisseur, généralement de couleur grise, et
bien litées (Karayenga, 1989).
3.3.2.8. Formation de Mwokora (Mk)
Il s’agit d’un ensemble quartzitique lité, avec des intercalations réduites de phyllites et de
micaschistes. La Formation de Mwokora représente un repère stratigraphique remarquable, dans les
parties de la chaîne Kibarienne intrudées par les granitoïdes (Theunissen, 1989).
3.3.2.9. Formation de Bugenyuzi (By)
La Formation de Bugenyuzi est une unité essentiellement quartzitique d’une puissance de 1360 m.
Ces quartzites de couleur gris très clair contiennent des intercalations schisteuses de quelques
mètres d’épaisseur (Karayenga, 1989). Les quartzites sont en général de grain moyen à fin et assez
23
bien classés. Ils contiennent par endroits des lentilles de conglomérats et des stratifications
entrecroisées. Les minces intercalations de schistes gréseux et fins sont de couleur grise et rouge
(Karayenga, 1989).
3.3.2.10. Formation de Rumandari (Rd)
La Formation de Rumandari affleure au nord-est, à la frontière entre le Burundi et la Tanzanie.
C’est une formation épaisse (plus de 1000 m) essentiellement quartzitique, de couleur gris clair,
dont le litage est bien marqué par l’alternance de lits plus ou moins grossiers. Ce quartzite
essentiellement homogène, contient de minces intercalations de psammites, ainsi que des lentilles
conglomératiques. Des stratifications obliques y ont été observées (Karayenga, 1989).
3.3.2.11. Formation de Karinzi (Kr)
La Formation de Karinzi d’une puissance d’environ 1000 m est constituée de métaquartzites
relativement bien conservés et abondants, dans lesquels les intrusions magmatiques sont réduites.
Des niveaux très altérés de micaschistes à grenat sont intercalés dans les métaquartzites de Karinzi
(Theunissen, 1986). Parmi les minéraux qui constituent ces métaquartzites, il y a le quartz, la
muscovite, la biotite et le feldspath kaolinisé.
3.3.3. Groupe Supérieur
Le Groupe Supérieur affleure dans la partie septentrionale du Supergroupe Burundien. Il apparaît
uniquement dans les structures synclinales majeures et ses unités inférieures se composent de
roches sédimentaires clastiques plutôt immatures avec une discordance angulaire marquée, à leur
base, par des conglomérats grossiers à galets de quartz (Pohl, 1994). Le Groupe Supérieur
comprend au nord-ouest, les formations de Rugendo, Mabayi, Sagahanga, Masango, Butara, Gisha
et au nord-est, les formations de Vumasi, Kamaramagambo et Tonga.
3.3.3.1. Formation de Rugendo- Mabayi (Rg-Mb)
La Formation de Rugendo-Mabayi affleure au nord-ouest du Burundi, dans la Province de Cibitoke.
Le faciès de Rugendo est constitué de conglomérats (lentilles) et de quartzites grossiers, très
souvent minéralisés en oxydes de fer. La Formation comprend également des niveaux schisteux et
psammoschisteux, ainsi que des quartzites mal classés. Le faciès de Mabayi comprend des
quartzites, psammoschistes, quartzites gréso-silteux à litharénites, contenant des niveaux graveleux
associés à des schistes rouges avec intercalations de métavolcanites (Theunissen, 1989).
3.3.3.2. Formation de Sagahanga (Sa)
La Formation de Sagahanga est constituée de quartzites séricitiques, de grès feldspathiques, et de
schistes blancs « felspathiques et tuffacés » (Theunissen, 1989).
24
3.3.3.3. Formation de Masango-Butara (Ms-Bt)
Le faciès de Masango comprend des phyllites grises et vertes avec intercalations de quartzites et de
métavolcanites (Theunissen, 1989). Le faciès de Butara comprend une partie considérable de roches
« psammitiques », par endroits feldspathiques qui peuvent être corrélées à la Formation de
Sagahanga (Nahimana, 1988).
3.3.3.4. Formation de Gisha (Gi)
La Formation de Gisha est constituée de schistes rubanés de teinte gris foncé (altération rouge
violacé) avec intercalations métriques de quartzites gris, moyen à grossier, et mal classé. Les
quartzites contiennent des fragments de phyllites noires, provenant des formations phylliteuses
sous-jacentes (Claessens et Dreesen, 1983). Localement, ces intercalations quartzitiques peuvent
atteindre une épaisseur supérieure à 20 m. De nombreuses structures sédimentaires s’y observent,
telles que stratifications entrecroisées, rides de courant, chenaux de marée caractérisant un milieu de
dépôt marin, côtier et peu profond (Claessens et Dreesen, 1983).
3.3.3.5. Formation de Vumasi (Vm)
La Formation de Vumasi affleure dans les cœurs des synclinaux allongés en direction NE-SO dans
la partie NE du Burundi. À la base de cette formation, se trouve un quartzite massif à grain moyen
de couleur grise. Ce quartzite, d’une épaisseur moyenne de 100 m, contient des lentilles
conglomératiques pouvant atteindre plusieurs dizaines de mètres de longueur. Les conglomérats
contiennent des galets arrondis de quartzites et de quartz filonien de taille centimétrique. Le
quartzite est surmonté par un ensemble de psammites rubanés gris-mauve, plus ou moins grossiers.
Localement, ces psammites contiennent de petites paillettes de muscovite détritiques, couchées dans
le plan de la stratification (Karayenga, 1989).
3.3.3.6. Formation de Kamaramagambo (Kg)
La Formation de Kamaramagambo se corrèle avec la Formation de Vumasi. Elle est constituée à la
base d’un quartzite gris, massif et homogène. Ce quartzite, atteignant une épaisseur d’environ
100 m, est surmonté par un ensemble de schistes et de schistes gréseux de couleur grise, bien
rubanés. Les schistes contiennent souvent de petites paillettes de muscovite détritique, se disposant
suivant les plans de stratification (Karayenga, 1989).
3.3.3.7. Formation de Tonga (To)
La Formation de Tonga affleure dans le cœur d’un synforme allongé dans la partie nord du Burundi.
Elle est constituée d’une alternance de quartzites gris, mal classés à micro-conglomératiques,
comprenant des lentilles de conglomérats intraformationnels, dont les composants majeurs sont des
galets de quartzites et en moindre proportion de quartz filonien et des passages métriques de grès
25
bien stratifiés de couleur grise. Des structures sédimentaires, telles que les stratifications
entrecroisées s’y observent fréquemment. Cette formation est considérée comme le niveau le plus
récent du Groupe supérieur (Claessens et Karayenga, 1986b).
3.3.4. Les complexes de métasédiments et de granites
Outre les ensembles sédimentaires regroupés en formations lithostratigraphiques, le Supergroupe
Burundien comprend aussi des ensembles tectono-magmatiques regroupés en complexes. Les
complexes se trouvent principalement dans la partie occidentale du Supergroupe Burundien. Il
s’agit des roches sédimentaires du Burundien moyen, intensément affectées par le magmatisme
granitique, qui se distinguent par un niveau très élevé de métamorphisme (Theunissen, 1989).
3.3.4.1. Complexe de Kiryama (Ki)
Le Complexe de Kiryama est caractérisé par une texture extrêmement foliée à mylonitique. Ce
complexe est constitué d’une lithologie localement schisteuse, mais surtout caractérisée par la
présence de métaquartzites cristallins (souvent à muscovite et feldspaths kaolinisés) apparaissant
d’une manière isolée dans des terrains métamorphisés où sont localement observés des granitoïdes
manifestants souvent un niveau semblable de mylonitisation (Theunissen, 1989).
3.3.4.2. Complexe de la Kazirwe (Kz)
Le complexe de la Kazirwe affleure en bordure du lac Tanganyika. Les roches sont principalement
des micaschistes, des schistes quartzitiques à muscovite et à muscovite-biotite, souvent à grenat,
parfois à staurotide, des métaquartzites et des amphibolites à grenat. À ces roches sont associés des
granites gneissiques et des granites cataclasés dont les relations de recoupement avec les roches
métasédimentaires du complexe sont incertaines (Theunissen, 1986).
3.3.4.3. Complexe de Buhonga (Bh)
Le complexe de Buhonga est constitué de roches pélitiques arénacées intensément affectés par le
magmatisme granitique (Lavreau et Liégeois, 1982). Les quartzites semblent constituer la lithologie
la mieux conservée; ils sont très souvent cataclasés parallèlement à la foliation des granites
gneissiques. Dans ces terrains habituellement altérés, de minces niveaux schisteux sont localement
observés (Theunissen, 1989).
3.3.4.4. Complexe de Vyanda (Vy)
Il s’agit d’un ensemble nettement métamorphique, constitué d’une alternance de métaquartzites et
de métapélites. Les métaquartzites de couleur gris clair et beige à grain moyen présentent souvent
une texture lamellaire, mais des quartzites compacts en bancs ou lentilles métriques sont également
présents (Claessens et Theunissen, 1988 ). Les métapélites sont en général de teinte grise à gris
foncé, rouge par altération, les phyllites sont localement graphiteuses. Dans ce complexe, une
26
texture foliée, voire même mylonitique est d’une manière caractéristique observée très souvent
parallèle au litage sédimentaire (Claessens et Theunissen, 1988 ).
3.3.4.5. Complexe de Migendo (Mi)
Le Complexe de Migendo comprend des affleurements dispersés de métasédiments, qui sont des
quartzites avec minces intercalations de phyllites verdâtre; par endroits ils apparaissent comme des
quartzites finement grenus, souvent pyriteux à texture cataclastique. Très souvent, les roches
métasédimentaires se chargent de tourmaline (Claessens et Dreesen, 1983).
3.3.4.6. Complexe de Buganda (Bg)
Le complexe de Buganda a le grade métamorphique le plus élevé et son extension est limitée aux
environs des intrusions granitiques de la Kaburantwa. Il comprend des gneiss migmatitiques (rares),
des micaschistes, des amphibolites, des orthogneiss, des paragneiss et des lentilles de calcaires
dolomitiques, ainsi que quelques niveaux quartzitiques (Theunissen, 1989).
3.3.4.7. Complexes de Zina (Zn)
Le Complexe de Zina d’une puissance comprise entre 800 et 1000 m est constitué de gneiss,
amphibolites, micaschistes à sillimanite et quelques niveaux quartzitiques (Theunissen, 1989).
3.3.4.8. Complexe de Randa (Ra)
Le Complexe de Randa comprend des schistes à amphibole-chlorite, des phyllites, des micaschistes
et des bancs ou lentilles de calcaire dolomitique et des schistes calcareux (Theunissen, 1989).
3.3.4.9. Complexe de Bubanza (Bb)
Le complexe de Bubanza est constitué d’une lithologie métasédimentaire dont l’identification
précise est rendue difficile par la présence à toute échelle de nombreuses injections pegmatitiques et
aplitiques, en général, concordantes au litage de l’encaissant. Ce dernier est essentiellement
constitué de bancs gréseux psammitiques alternant avec des niveaux pélitiques de couleur grise
verdâtre typique (Theunissen, 1989).
3.3.4.10. Complexe de Ruhanga (Rh)
Le complexe Ruhanga est essentiellement pélitique avec de nombreuses amphibolites, des phyllites
carbonatées et probablement des niveaux de métatufs ainsi que quelques bancs quartzitiques
(Theunissen, 1989).
27
3.3.4.11. Complexe de Murehe (Mh)
Le Complexe de Murehe est constitué de micaschistes à aspect argenté et des quartzites en
intercalations, intrudés de nombreuses injections granitiques. Ces quartzites sont, par endroits,
recristallisés. Les roches de cette formation sont souvent riches en tourmaline (Claessens et
Karayenga, 1986a).
3.4. Supergroupe Malagarasien Le Supergroupe Malagarasien représente le Protérozoïque Supérieur. Il affleure dans le sud-est du
Burundi, entre le Supergroupe Burundien et le craton Tanzanien. Il se poursuit en Tanzanie sous le
nom de Bukoban (Pohl, 1994). Le Malagarasien est constitué de roches à faible métamorphisme
(faciès des schistes verts) comprenant des grès, des quartzites, des conglomérats, des roches
carbonatées, des basaltes, et des calcaires dolomitiques. Il est affecté, en général, de légers
plissements donnant lieu à des ondulations à grand rayon de courbure, mais localement, des
déformations plus importantes résultant du basculement de blocs faillés et effondrements karstiques
dans les niveaux carbonatés, peuvent s’observer. Ce Supergroupe est également affecté de failles
de type radial responsables de l’effondrement de la région de Kumoso et de la disposition en relief
des massifs du Nkoma et de Kavumwe (Tack et Thorez, 1989). L’échelle stratigraphique du
Malagarasien établie en 1975 par Waleffe et modifié par Cahen et les autres en 1984, comporte
trois groupes : le Groupe inférieur, le Groupe moyen et le Groupe supérieur (Figure 12).
28
Figure 12 : Carte illustrant les formations du Supergroupe Malagarasien.
29
3.4.1. Groupe inférieur
Le Groupe inférieur du Supergroupe Malagarasien est constitué de roches sédimentaires siliceuses
appartenant aux formations de Kavumwe, Nkoma et Mutsindozi, ainsi que de roches carbonatées
appartenant à la Formation de Musasa.
3.4.1.1. Formation du Kavumwe (Kv)
La Formation du Kavumwe est composée de schistes gréseux finement zonés, de teinte grise,
verdâtre, beige, rougeâtre, avec des intercalations de quartzites de la Formation du Nkoma, vers le
sommet (Waleffe, 1966 ). Son épaisseur est estimée à environ 200 mètres. La Formation du
Kavumwe dont la partie supérieure se corrèle avec le grès de « Bukoban» en Tanzanie, est traversée
de gabbrodoléritiques dont l’âge est supérieur ou égal à 1000 Ma. Ses contacts avec les formations
avoisinantes sont faillés (Cahen et al., 1984).
3.4.1.2. Formation du Nkoma (Nk)
La Formation du Nkoma comprend des quartzites blancs, beiges, gris, fins à grossiers; des arkoses
avec quelques horizons conglomératiques et intercalations de phyllades noirs, de schistes
quartziques micacés, à biotite, andalousite, tourmaline, présentant un litage entrecroisé avec de
brèches et conglomérats localement à la base (Waleffe, 1981 ).
3.4.1.3. Formation de Mutsindozi (Mz)
La Formation du Mutsindozi est divisée en trois unités, de la base au sommet: l’Unité du Musumba,
l’Unité de la Nyaganza et l’Unité de la Nyakabo (Cahen et al., 1984).
1°) Unité du Musumba
L’Unité du Musumba est constituée de quartzites arénacés de teinte généralement rougeâtre,
comprenant des conglomérats alternant avec des grès, des grès-quartzitiques et des grès-argileux.
2°) Unité de la Nyaganza
L’Unité de la Nyaganza comprend des basaltes finement grenus à texture ophitique et subophitique.
3°) Unité de la Nyakabo
L’Unité de la Nyakabo est composée de schistes et argiles de teinte rouge-violacée, de schistes
calcaires de teintes diverses avec lits de calcaires bréchiques, amas et veines d’hématite, schistes
conglomératiques, grès et lits conglomératiques au sommet.
30
3.4.1.4. Formation de Musasa (Ms)
La formation de Musasa d’une puissance supérieure à 750 m est constituée de calcaires
dolomitiques gris clair à gris foncé, en bancs massifs, parfois à stromatolithes, ou en petits bancs :
horizons à cherts, brèches intraformationnelles et horizons silicifiés (Waleffe, 1966 ).
3.4.2. Groupe moyen
Le Groupe moyen du Supergroupe Malagarasien est formé par les roches carbonatées de la
Formation de Bugongo et les basaltes de la Formation de Kabuye.
3.4.2.1. Formation de Kabuye (Ka)
La Formation de Kabuye est constituée de basaltes à structure subophitique, fréquemment
amygdalaires, et par endroits, des basaltes météorisés et transformés en bauxites (Waleffe, 1966).
3.4.2.2. Formation de Bugongo (Bo)
La Formation de Bugongo est composée de calcaires silicifiés avec intercalations de roches
sédimentaires siliceuses jaunes au sommet et à la base des schistes tendres jaunes (Waleffe, 1966).
3.4.3. Groupe supérieur
Le Groupe supérieur du Supergroupe Malagarasien est formé par les roches silico-clastiques et les
roches carbonatées appartenant à la Formation de Kibago.
3.4.3.1. Formation de Kibago (Kb)
La Formation de Kibago d’une puissance supérieur à 850 m est principalement constituée de roches
gréso-argileuses tendres et des schistes rouges bruns, jaunes, verts, parfois un peu gréseux, de
conglomérats à galets roulés (arrondis), de calcaire silicifié à stromatolithes, de calcaire oolithique
silicifié, et de roches siliceuses rougeâtres (Waleffe, 1966 ).
3.5. Les roches intrusives du Burundi Les roches intrusives du Burundi se regroupent en deux grandes catégories selon leurs origines
(Figure 13) : (1) les roches intrusives kibariennes dont la mise en place associée à formation de la
chaîne Kibarienne (Pohl, 1992); (2) les roches intrusives panafricaines dont la mise en place serait
liée à l’ouverture de la branche occidentale du rift est-africain (Demaiffe, 2008).
3.5.1. Les roches intrusives Kibariennes
Les roches intrusives Kibariennes se classent en deux groupes : le premier groupe est constitué de
granites/pegmatites, et le second de roches mafiques et ultramafiques (Figure 13). Au Burundi
comme dans toute la région de l’Afrique centrale, le magmatisme granitique est bien connu (Klerkx
et al., 1984). En effet, quatre groupes d’âge de granites (G1 à G4) résultent des données de datation
Rb/Sr sur la roche totale (Lavreau et Liégeois, 1982). Les granites pré-tectoniques (G1) et les
31
granites syn-orogéniques (G2) sont des granites peralumineux type « deux micas », formés par des
fusions anatectiques de la croûte (Klerkx et al., 1984). Les granites G1 et G2 sont caractérisés par
une composition chimique variée (éléments majeurs et éléments en trace) dont la composition
originelle proviendrait de la fusion d’une roche de composition granodioritique (Ledent, 1979). Les
rapports initiaux des isotopes du Sr montrent également une variation considérable de 0,709 à 0,735
ce qui indique que ces granites proviennent de la croûte (Cahen et Ledent, 1979). Par contre, les
granites G3 sont décrits par les mêmes auteurs comme des granites alcalins de type A
(anorogéniques). Ils sont caractérisés par des rapports isotopiques non radiogéniques (Sr et Nd) ce
qui indique qu’ils proviennent du manteau (Brinckmann, 1988). Les granites alcalins se trouvent au
centre-oriental du Burundi, à proximité des intrusions de roches mafiques et ultramafiques
stratifiées, dans la zone limite de la chaîne Kibarienne. Ces granites pourraient être considérés
comme un produit de leur différenciation magmatique felsique (Deblond, 1993).
Des datations Rb/Sr de granites de différents massifs du Burundi (Klerkx et al., 1987), une datation
U/Pb sur zircon d’un complexe datant du début de la période de déformation kibarienne (Ledent,
1979) et un isochrone Rb/Sr d’échantillons d’un pluton voisin en Tanzanie (Ikingura, 1989) fixent
la période des intrusions de granites G1 et G2 entre 1330 et 1260 Ma. En revanche, les datations
U/Pb sur zircon attribuent aux granites G3 un âge de 1249 ±8 Ma (Tack et al., 1984).
Outre les granites syn-orogéniques, des granites post-orogéniques (G4) sont connus au nord du
Burundi. Ces granites à biotite-muscovite ou à muscovite seule sont des leucogranites
peralumineux, très fractionnés et le plus souvent altérés hydrothermalement, de type « série à
ilménite » (Lavreau et Liégeois, 1982). Les gisements pegmatitiques de Nb-Ta, Sn et W sont
associés à ce type de granites souvent appelés « granites à étain ». L’âge des granites à étain est
approximativement 976±10 Ma (Cahen et al., 1984). Les pegmatites qui les accompagnent ont
également le même âge avec des proportions initiales 87
Sr/86
Sr comparables (Brinckmann, 1988).
3.5.2. Les roches intrusives Panafricaines
Le massif alcalin du Burundi se trouve le long de la branche occidentale du rift est-africain, et il est
composé de carbonatites, de syénites néphéliniques avec un faciès de syénite à sodalite, ainsi qu’un
complexe indifférencié de granites et syénites (Figure 13). Ce massif occupe une grande partie de
la Province de Kayanza. Il s’étend sur environ 30 km de long et 10 km de large, depuis la
Commune de Muruta au nord-ouest jusqu’à Butaganzwa au SE. Il traverse la commune de
Matongo, et une petite partie des communes Kayanza et Gatara. La datation U-Pb sur zircon de ce
massif alcalin a donné un âge de 739±7 Ma, et l’isochrone Rb-Sr sur roches totales a donné un âge
de 699 ±13 Ma (Demaiffe, 2008). Cette datation prouve que la mise en place de ce massif alcalin
32
coïncide avec la période panafricaine de 950 à 450 Ma (kröner, 1984) plutôt qu’avec la période de
l’ouverture récente du rift est-africain. L’ouverture de ce rift pourrait correspondre à la réactivation
d’un rift préexistant.
Figure 13 : Carte illustrant les différentes formations géologiques du Burundi et la distribution de roches
intrusives (voir légende à la page suivante).
33
Lithostratigraphie du Burundi
Cénozoïque
Holocène
Ho: Alluvions de fonds de vallées
Pléistocène
Pm: Cônes alluvionnaires
Ps: Dépôts fluvio-lacustres
Tertiaire
Lt: Laves tholéiitiques et alcalines
Protérozoïque Supérieur
Supergroupe Malagarasien
Groupe Supérieur
Kb: Formation de Kibago
Groupe Moyen
Ka: Formation de Kabuye
Bo: Formation de Bugongo
Groupe Inférieur
Ms: Formation de Musasa
Mz: Formation de Mutsindozi
Nk: Formation du Nkoma
Kv: Formation de Kavumwe
Protérozoïque Moyen
Supergroupe Burundien
Groupe Inférieur
Mr1: Formation de Murore
My1: Formation de Muyaga
Mt: Formation de Mugatare
Mm: Formation de Muramba
Mn: Formation de Muyinga
Rv: Formation de Ruvubu
Nr: Formation de Nyabikere
Nb: Formation de Nyamabuye
Mu: Formation de Musongati
Cn: Formation de Cêne
Iz: Formation d' Inanzerwe
Ky: Formation de Kayongozi
Mo: Formation de Migogo
No: Formation de Ngoma
Mp: Formation de Mpungwe
Gc: Formation de Gicumbi
Rk: Formation de Rukago
Mg: Formation de Magara
Groupe Moyen
My2: Formation de Muyebe
Mr2: Formation de Murago
Ru: Formation de Ruganza
Ng: Formation de Ngozi
Mw: Formation de Murwi
Bu: Formation de Butahana
Nh: Formation de Nyagihanda
Nm: Formation de Nyagisumo
Ns: Formation de Nyagisozi
Mk: Formation de Mwokora
By: Formation de Bugenyuzi
Rd: Formation de Rumandari
Kr: Formation de Karinzi
Groupe Supérieur
Mb:Formation de Mabayi
Rg: Formation de Rugendo
Sa: Formation de Sagahanga
Bt: Formation de Butara
Ms: Formation de Masango
Gi: Formation de Gisha
Vm: Formation de Vumasi
Kg:Formation de Kamaramagambo
To: Formation de Tonga
Complexes de métasédiments et de granite
Ki: Complexe de Kiryama
Kz: Complexe de Kazirwe
Bh: Complexe de Buhonga
Vy: Complexe de Vyanda
Mi: Complexe de Migendo
Bg: Complexe de Buganda
Zn-Ra: Complexe de Zina-Randa
Bb: Complexe de Bubanza
Rh: Complexe de Ruhanga
Mh: Complexe de Murehe
Protérozoïque Inférieur et/ou Archéen
Me: Formation de Mugere
Gk: Formation de Gikuka
Ma: Formation de Mugera
35
CHAPITRE 4 : TYPOLOGIE DES GISEMENTS MÉTALLIFÈRES
DU BURUNDI
4.1. Introduction De nombreuses études effectuées au Burundi sur les indices de minéralisations (Aderca et Van
Tassel, 1971; Demaiffe et Midende, 1986; Deblond et Tack 1999; Brinckmann et al. 2001),
démontrent qu’il existe plusieurs types de gîtes minéraux.
Sur base de leurs caractéristiques géologiques, leur milieu de formation et leur genèse, les gîtes
minéraux du Burundi peuvent être divisés en huit catégories, sans compter les placers fluviatiles à
métaux lourds (Au, Sn, Nb-Ta, W) qui sont les plus exploités artisanalement: (1) les granites
accompagnés des pegmatites minéralisées en éléments rares (Sn, Nb, Ta, W), (2) les roches
mafiques minéralisées en Fe-Ti et V, (3) les roches ultramafiques minéralisées en Ni-Cu (± EGP),
(4) les brèches à oxydes de fer et or, (5) les filons de quartz aurifères, (6) les carbonatites et les
syénites minéralisées en éléments de terres rares et en zircon, (7) les veines métasomatiques
minéralisées en éléments de terres rares, et (8) les latérites nickélifères (Tableau 3).
Selon leurs origines, les gîtes minéraux du Burundi peuvent également être classés en trois
groupes : les gîtes associés à l’évolution de l’orogène Kibarien, les gîtes associés à l’ouverture de la
branche occidentale du rift est-africain, et les gîtes associés aux conditions climatiques de la région.
L’objectif de ce chapitre n’est pas de décrire en détail tous les dépôts minéralisés du Burundi, mais
plutôt de discuter des principales caractéristiques géologiques des différentes catégories de gîtes
minéraux.
36
Tableau 3: Classification des gîtes minéraux du Burundi
Type de gîte Minéralisations Événement Affiliation Âge (Ma) Références
Pegmatites Sn, W, Nb, Ta Orogenèse
Kibarienne
Magmatique 962±2 Romer et
Lehmann (1995)
Roches mafiques Fe, Ti, V Orogenèse
Kibarienne
Magmatique 1275±11 Deblond et Tack
(1999)
Roches
ultramafiques
Ni, Cu, EGP Orogenèse
Kibarienne
Magmatique 1275±11 Deblond et Tack
(1999)
Brèches
ferrugineuses
Au, Cu, Fe Orogenèse
Kibarienne
Hydrothermale 536±2 Brinckmann et al.
(2001)
Filons de quartz Au, W Orogenèse
Kibarienne
Hydrothermale 908±28 Brinckmann et al.
(2001)
Carbonatites
Syénites
REE
Zr
Rift
Rift
Magmatique
Magmatique
739±7
699±13
Demaiffe et
Midende (1986)
Veines
métasomatiques
REE Rift Hydrothermale 587±5 Lehmann et al.
(1994)
Latérites
nickélifères
Ni, Cu, Co, Cr, EGP Météorisation
(Climat tropical)
Sédimentaire Protérozoïque
Supérieur à
phanérozoïque
Deblond et Tack
(1999
Placers Au, Sn, Nb-Ta Érosion-
sédimentation
Sédimentaire Phanérozoïque
4.2. Les gîtes aurifères Les gîtes aurifères constituent la classe la plus importante du Burundi. Une étude menée par
Brinckmann et les autres (2001), sur la géologie et la minéralisation primaire en or dans le nord-
ouest du Burundi, a permis de distinguer deux types différents de gîtes d’or : (1) les filons de quartz
aurifères, et (2) les brèches à oxydes de fer et or. Les filons de quartz aurifères constituent les
gisements les plus importants du Burundi. Ils sont connus dans plusieurs régions principalement les
provinces de Cibitoke au nord-ouest, Muyinga au nord-est, Ruyigi et Cankuzo à l’est, et Tora-
Ruzibazi à l’ouest (Figure 14).
37
Figure 14 : Carte illustrant la localisation des gisements connus du Burundi.
38
4.2.1. Filons de quartz aurifères
Les filons de quartz aurifères se regroupent dans la classe des gisements aurifères orogéniques, pour
souligner leur association intime avec les processus de formation de l’orogène Kibarien (Pohl,
1994).
4.2.1. 1. Localisation des principaux gisements
Au Burundi, la majeure partie d’or orogénique se trouve dans la Province de Muyinga, où se situent
quatorze indices de minéralisations de ce type. Deux indices se situent à proximité (3 km) de la ville
de Muyinga. Onze autres indices se localisent dans la Commune de Butihinda à 15 km de la ville de
Muyinga et une dans la commune de Gasorwe (Tableau 4, Figure 15).
Tableau 4 : Les principaux gisements d’or orogénique encaissé par les roches du Supergroupe Burundien.
Nom du gîte Latitude
(° décimal)
Longitude
(° décimal)
Altitude
(m)
Formation Groupe Localité
(Commune)
Gatovu I -2,81354 30,38141 1592 Muyinga Inférieur Muyinga
Gatovu II -2,81697 30,37853 1629 Muyinga Inférieur Muyinga
Bukurira -2,71611 30,32350 1841 Kamaramagambo Supérieur Butihinda
Kamara I -2,6982 30,33189 1745 Kamaramagambo Supérieur Butihinda
Kamara II -2,71933 30,31453 1808 Kamaramagambo Supérieur Butihinda
Kamara III -2,72277 30,31298 1777 Kamaramagambo Supérieur Butihinda
Kamara IV -2,70813 30,25840 1820 Kamaramagambo Supérieur Gashoho
Nyarubuye -2,69692 30,31772 1738 Kamaramagambo Supérieur Butihinda
Kizebe I -2.70500 30,27383 1766 Kamaramagambo Supérieur Butihinda
Kizebe II -2,70478 30,32405 1755 Kamaramagambo Supérieur Butihinda
Murehe -2,70227 30,27936 1789 Kamaramagambo Supérieur Butihinda
Masaka I -2,75644 30,28672 1660 Kamaramagambo Supérieur Butihinda
Masaka II -2,76444 30,27805 1698 Kamaramagambo Supérieur Butihinda
Nyungu -2,78200 30,27013 1741 Kamaramagambo Supérieur Gasorwe
39
Figure 15 : Carte illustrant les roches encaissantes des gisements d’or, NE du Burundi.
40
4.2.1.2. Lithologie encaissante de la minéralisation aurifère du Burundi
Dans la Province de Muyinga, les minéralisations aurifères sont encaissées dans deux formations
appartenant au Supergroupe Burundien : (1) Formation de Muyinga (Groupe inférieur), (2)
Formation de Kamaramagambo (Groupe supérieur). Entre les deux formations se trouve la
Formation de Nyagihanda (Groupe moyen) composée de schistes gris foncé à noirs et schistes
gréseux. La majorité des indices (Figure 15) se trouvent dans la Formation de Kamaramagambo,
plus particulièrement à sa base, à proximité de la Formation de Nyagihanda. La base de cette
formation est constituée de quartzites gris foncé, massifs, contenant des lentilles décamétriques de
conglomérats à galets centimétriques de quartzites et de quartz filonien (Chartry, 1988). Quelques
intercalations schisteuses sont visibles dans ces quartzites (Formation de Nyagisozi). La Formation
de Muyinga encaisse deux indices (Gatovu I et Gatovu II). Il s’agit d’épais bancs de quartzites
(environ 1000 m), clairs, bien stratifiés, se débitant en plaquettes décimétriques. Des lits gréseux et
des conglomérats sont visibles à proximité de la Formation de Muramba. La base de la Formation
de Muyinga contient l’indice de Gatovu I. Cet indice est encaissé dans une roche volcano-
sédimentaire, difficile à reconnaître près de la surface à cause de la météorisation (Figure 16).
Figure 16 : Roche encaissante de l’indice Gatovu I (Muyinga) : a) la roche à 65,08 m de profondeur; b) la roche à
70,15 m de profondeur.
Dans la Province de Ruyigi et de Cankuzo, les indices de minéralisations aurifères sont encaissés
par les Formations de Mpungwe et de Kayongozi appartenant au Groupe inférieur du Supergroupe
Burundien (Figure 17). La Formation de Mpungwe est principalement constituée des alternances
centimétriques à métriques de quartzites grossièrement grenus et grès, avec intercalations de
quartzites finement grenus pyriteux (Formation de Mugatare), tandis que la Formation de
Kayongozi est constituée de phyllites et de schistes graphiteux.
a b
41
Figure 17 : Carte illustrant les roches encaissantes des gisements d’or, est du Burundi.
42
4.2.1.3. Âge de la minéralisation
Les gisements aurifères orogéniques du Burundi datent du Protérozoïque supérieur. Les données
Rb/Sr des muscovites provenant des filons de quartz aurifères de Ruhembe (nord-ouest du
Burundi), prouvent un âge de 908±28 Ma et les zircons (U/Pb) provenant des filons de pegmatites
présentent un âge de 925 Ma (Brinckmann et al., 2001). Les observations faites par Brinckmann et
les autres au Burundi, en accord avec celles faites à l’échelle mondiale (Goldfarb et al., 2005),
indiquent une forte association entre ce type de minéralisation avec les roches métamorphiques du
faciès de schistes verts.
4.2.1.4. Contrôles de la minéralisation
4.2.1.4.1. Contrôle lithologique
Au Burundi, le contrôle lithologique est évident puisque la majorité des indices se trouvent dans des
quartzites, près des contacts avec les schistes noirs. Cette observation souligne le rôle classique des
quartzites qui sont les plus aptes à se fracturer et à favoriser la circulation des fluides
minéralisateurs. Les schistes noirs (riches en matière organique) constituent un milieu réducteur, ce
qui entraîne le dépôt de l’or dans la zone de contact des solutions minéralisatrices avec ces schistes.
4.2.1.4.2. Contrôle structural
Les filons de quartz aurifères du Burundi constituent des minéralisations épi-génétiques à contrôle
structural complexe. Ces filons sont logés dans des zones de cisaillement à comportement ductile-
cassant, formées en régime compressif durant une phase tectonique tardive, lors de l’orogenèse
Kibarienne (Pohl, 1994). Dans la région de Butihinda, les gisements se localisent près des
plissements NE-SO, d’ordre métrique à kilométrique. Les plis (Figure 18) ne sont pas toujours bien
visibles et ceci amène Pohl et Günther (1991) à avancer l’hypothèse de l’existence de grandes
failles chevauchantes qui auraient provoqué le redoublement des séries de quartzites. Les quartzites
de Kamaramagambo se dessinent dans un étirement NE-SO, formant des bancs homogènes
proéminents (généralement des crêtes), plissés en succession de plis synformes et antiformes, avec
des épaisseurs variant de 50 à 100 mètres sur les flancs pour atteindre jusqu’à 800 mètres dans les
charnières. Les pendages varient de moyen à fort (40°- 80°). Ces quartzites de Kamaramagambo,
alternant avec des schistes noirs souvent appelés argilites , sillonnent toute la région de Butihinda et
sont tous potentiels pour des accumulations aurifères (Chartry, 1988).
43
Figure 18 : Quartzite gréseux plissé, gîte Nyarubuye (Butihinda).
4.2.1.5. Forme de la minéralisation
Les veines de quartz blanc et gris forment un réseau en stockwerk suite aux différentes phases de
déformation de l’orogénie Kibarienne. Ces veines se sont mises en place à des périodes tectoniques
successives, ce qui s’observe dans leur relation de recoupement (Figure 19). La série la plus
ancienne des veines de quartz blanc (VQB), orientée NE-SO est recoupée par une série des veines
de quartz gris (VQG) subhorizontales.
De petites veines de quartz blanc lenticulaires, sans orientation préférentielle, sont aussi observées
(Figure 19). Selon les observations faites sur terrain, les veines de quartz blanc sont généralement
non minéralisées. Cependant à proximité de leur intersection avec les veines de quartz gris, une
minéralisation disséminée sous forme de brèche est observée. Cette minéralisation proviendrait de
la remobilisation de l’or à partir des veines de quartz gris. Des observations différentes ont été aussi
faites à Gatovu I, où la minéralisation se trouve dans des veinules de quartz subparallèles, orientées
NO-SE (Figure 20).
44
Figure 19 : Photographie illustrant les relations de recoupement entre les veines de quartz gris et blanc, gîte
Masaka I (Butihinda).
VQG
VQB
VQB
5 cm
VQG
N
45
Figure 20 : Photographie illustrant une série de veines de quartz parallèles, sans relation de recoupement, gîte
Gatovu I (Muyinga).
4.2.1.6. Composition de la minéralisation
Près de la surface, se trouve une minéralisation généralement disséminée dans le quartz constituée
de l’or natif, de la pyrite et de l’arsénopyrite aux épontes des filons (Figure 23a). En profondeur
(environ 100 m), une minéralisation massive est observée (Figure 23b). La pyrite est le minéral
sulfuré dominant, la pyrrhotite et la chalcopyrite sont rares. L'or se trouve aussi dans des chapeaux
de fer développés à partir des sulfures, par altération supergène (Chartry, 1988).
N
46
Figure 21 : a) Pyrite disséminée dans le quartz blanc, gîte Murehe (Butihinda); b) Veines de sulfures massifs
(pyrite, arsénopyrite), gîte Masaka I (Butihinda).
4.2.1.7. Altération hydrothermale
La minéralisation est généralement associée à une altération à carbonates de fer (sidérite). Dans les
halos hydrothermaux autour des filons et dans les filons même, l’hématite remplit des pores
(Chartry, 1988). La tourmaline et le rutile sont dans la plupart des cas conservés à l’état de relique,
apportant la preuve du passé hydrothermal de haute température avant l’altération supergène
(Brinckmann et al., 2001).
4.2.2. Brèches à oxydes de fer et or
Les brèches ferrugineuses aurifères sont connues dans la Province de Cibitoke, plus
particulièrement dans les Communes Mabayi et Bukinanyana. Les gisements primaires se trouvent
à Gitovu, Gitukura, Gakerekwa, Gasarabuye, Perse, et Bukinanyana (Tableau 5, Figure 22). Dans
cette région, l’or provenant des brèches ferrugineuses est aussi exploité dans des placers fluviatiles
situés dans la vallée de la rivière Nyamagana et de ses affluents.
a b
47
Tableau 5 : Gisements d’or associés aux brèches ferrugineuses de la Province de Cibitoke
Gisements Latitude
(° décimal)
Longitude
(° décimal)
Altitude
(m)
Formation Groupe
Gafumbegeti -2,74632 29,27693 1619 Mabayi Burundien Supérieur
Gakerekwa I -2,76363 29,24500 1580 Butahana Burundien Moyen
Gakerekwa II -2,74273 29,25641 1575 Butahana Burundien Moyen
Gasarabuye -2,74823 29,24056 1685 Butahana Burundien Moyen
Gitovu -2,71693 29,24257 1727 Butahana Burundien Moyen
Gitukura -2,69242 29,2507 1515 Mabayi Burundien Supérieur
Kabere-Cuzi -2,72671 29,23439 1378 Butahana Burundien Moyen
Kamenge -2,63721 29,22163 1731 Mabayi Burundien Supérieur
Mayuki -2,74930 29,22063 1369 Butahana Burundien Moyen
Nyamagana -2,73283 29,23163 1369 Butahana Burundien Moyen
Nyamisomo -2,76201 29,22968 1431 Butahana Burundien Moyen
Nyarusebeyi -2,76364 29,22992 1448 Butahana Burundien Moyen
Nyaruseseka -2,75914 29,22824 1414 Butahana Burundien Moyen
Perse I -2,74161 29,25564 1539 Butahana Burundien Moyen
Perse II -2,74445 29,26514 1590 Mabayi Burundien Supérieur
Ruhororo -2,64663 29,22426 1756 Mabayi Burundien Supérieur
Ruseseka -2,75728 29,22702 1414 Butahana Burundien Moyen
Rushiha -2,73019 29,23218 1378 Butahana Burundien Moyen
Rutorero -2,74660 29,27074 1576 Mabayi Burundien Supérieur
Tebero -2,75129 29,22237 1388 Butahana Burundien Moyen
48
Figure 22 : Carte illustrant la localisation des gisements d’or associées aux brèches ferrugineuses, Province de
Cibitoke.
49
4.2.2.1. Roches encaissantes des brèches ferrugineuses
Les roches encaissantes des brèches ferrugineuses sont principalement des schistes de couleur
rougeâtre (Figure 23a) et des métavolcanites (Figure 23b), appartenant aux formations de Butahana
(Burundien moyen) et de Mabayi (Burundien Supérieur). Des brèches se trouvent également sur
des contacts marqués par des fractures entre métavolcanites et métasédiments. Les corps
minéralisés sont de couleur rougeâtre probablement due à l’altération de l’hématite, avec des
« poches » jaunâtres suite au lessivage de certains éléments (météorisation).
Figure 23 :a) Les brèches ferrugineuses encaissées par des schistes de couleur rougeâtre; b) Les minéraux
secondaires (azurite bleue, malachite verte) témoignent la présence du cuivre dans les métavolcanites (gîte Gitovu).
Les brèches ont une apparence pétrographique très variée. Les roches sombres (Figure 24)
contiennent des amas de minerai d’hématite/magnétite formés par des infiltrations de solutions
ferrugineuses dans la roche métavolcanique. Dans quelques affleurements, les minéraux ferrugineux
remplacent sélectivement les couches riches en argile de la roche encaissante et forment un minerai
rubané d’hématite-magnétite (Brinckmann et al., 2001).
50
Figure 24 : Roches sombres contenant des amas de minerai d’hématite-magnétite, gîte Gitovu (Butahana).
4.2.2.2. Composition de la minéralisation
Les brèches ferrugineuses sont principalement composées d’oxydes de fer avec peu de quartz. Les
parties aurifères dans les brèches se distinguent par les composants suivants : pyrite, arsénopyrite,
chalcopyrite, et cuivre natif, et localement cassitérite, tourmaline et rutile (Brinckmann et al., 2001).
Des agrégats cubiques de pyrite, dont les arêtes peuvent mesurer plusieurs centimètres, se sont
transformés par météorisation en des minéraux secondaires ferrugineux limonite/hématite. Dans
cette matrice ferrugineuse, l’or se trouve dans des agrégats lobaires ou ovales. Les grosseurs de
grains d’or sont en moyenne de 0,5 mm et peuvent atteindre au maximum 2 mm (Brinckmann et al.,
2001).
4.2.2.3. Morphologie des brèches ferrugineuses
Les brèches ferrugineuses forment des corps allongés, de type filonien, souvent de plus de 100 m
d’épaisseur et de plusieurs centaines de mètres de long avec une orientation nord-Sud et de pendage
subvertical (Brinckmann et al., 2001). La minéralisation est liée à des linéaments qui représentent
des fractures, surtout des zones de cisaillement qui recoupent les anciennes structures plissées
kibariennes (Figure 24). Dans les affleurements classiques de Karasabuye et Gasarabwe, des
brèches qui contiennent des fragments centimétriques de quartzite et quartz filonien affleurent sur le
terrain. La matrice est composée d’une pâte dense, silicatée limonitique, non déformée
tectoniquement (Brinckmann et al., 2001).
4.2.2.4. Âge des brèches ferrugineuses aurifères
La datation radiométrique U/Pb sur monazite et rutile des brèches ferrugineuses a été réalisée sur
des échantillons du gisement de Ruhororo (Figure 24) (Kwok, 1993). La monazite a donné un âge
concordant de 535 +/-2 Ma, que Brinckmann et les autres (2001) interprètent comme l’âge de
l’activité hydrothermale en rapport avec la bréchification du filon. En revanche, les rutiles ont
donné des âges discordants : (1) un âge de 925+/-27 Ma que Brinckmann et les autres (2001)
51
interprètent comme l’âge de formation des rutiles primaires, et (2) un âge de 536+/-5 Ma qui
correspond à l’âge de la monazite indiquant la surimpression hydrothermale du système U/Pb du
rutile, pendant la réactivation hydrothermale et tectonique panafricaine (Brinckmann et al., 2001).
4.3. Les pegmatites à éléments rares (Sn, Nb-Ta, W, Li, Be) La partie nord-est de l’orogène Kibarien (Burundi, R.D.C, Rwanda) héberge de nombreux granites
associés aux gisements pegmatitiques d’éléments rares contenant la cassitérite (Sn), le coltan (Nb-
Ta), la wolframite (W), le béryl (Be) et le spodumène (Li), comme des minéraux typiques (Figure
25). Les minéralisations se trouvent dans des pegmatites et veines de quartz dont la mise en place
est associée à une phase ultérieure dans l’histoire de la déformation de l’orogénèse Kibarienne
(Varlamoff, 1972).
Figure 25 : Les principales provinces métallogéniques d’Afrique dans lesquelles existe une activité extractive de
Nb-Ta dans les pegmatites (Melchert et al., 2008).
52
4.3.1. Classification des pegmatites
Quatre types principaux de pegmatites sont distingués (Cerny et Ercit, 2005), selon leur profondeur
de formation: (1) les pegmatites abyssales qui se forment dans un milieu plus profond, (2) les
pegmatites profondes qui se forment entre 7 et 11 km de profondeur, (3) les pegmatites à éléments
rares qui se forment à une profondeur moyenne d’environ 3,5 à 7 km, et (4) les pegmatites
miarolitiques ou gemmifères qui se forment à faible profondeur d’environ 3,5 km (Tableau 6).
Les pegmatites du Burundi correspondent au troisième type de pegmatites qui se forment à une
température variant entre 500 et 650 °C et une pression d’environ 2 à 4 kbar. Leur degré de
métamorphisme est principalement le faciès des schistes verts, mais il peut passer au faciès des
amphibolites. Ces pegmatites se forment à la périphérie des intrusions de granites parents, rarement
à l’intérieur.
4.3.2. Composition minéralogique des pegmatites
Les minéraux majeurs qui composent les pegmatites du Burundi sont le quartz, les feldspaths
(albite, microcline), les micas (muscovite, biotite), et la tourmaline noire (Figure 26). Les
minéralisations sont moyennement abondantes et les plus connues sont Sn (cassitérite), Nb-Ta
(colombo-tantalite ou coltan), W (wolframite) et les terres rares.
Figure 26 : Composition minéralogique des pegmatites : A : gîte Kivuvu (Kabarore), B : gîte Murehe (Busoni).
Tourmaline
Muscovite
Quartz
Felspath
Cassitérite
a
a
a
a
a
a b
53
Tableau 6 : Classification des pegmatites (Cerny et Ercit, 2005)
Type de
pegmatite
Faciès
métamorphique
des roches hôtes
Conditions
de
formation
Liaison avec les
granites parents
Minéraux
majeurs
Éléments mineurs
Pegmatites
abyssales
Faciès granulite à
amphibolite
supérieur
>11 km
4-9 kbar
700-800°C
Rare, association
éventuelle avec
granite
migmatitique
Quartz,
feldspaths
(microcline)
Minéralisation rare à
faible U, Th, Zr, Nb,
Ti, Y, terres rares,
Mo; B et Be rares
Pegmatites à
muscovite
Faciès
amphibolite
supérieur
7-11 km
5-8 kbar
580-650°C
Rarement visible,
bordure et
périphérie de
corps anatectiques
Muscovite,
feldspaths,
quartz
Minéralisation
absente à rare à U,
Th, Nb, Ta, Zr, Ti
Pegmatites à
éléments rares
Faciès
amphibolite
moyen à schistes
verts supérieur
3.5-7 km
2-4 kbar
500-650°C
Périphéries
d’intrusions,
rarement intérieur
des intrusions
Quartz,
feldspaths
(albite,
microcline),
muscovite,
biotite
Minéralisation rare à
abondante soit à Li,
Rb, Cs, Be, Ga, Sn,
Hf, Nb, Ta, B, P, F,
soit à Be, Y, W, terres
rares, U, Th, F et
Nb>Ta
Pegmatites
miarolitiques
(gemmifères)
Faciès schistes
verts à contexte
subvolcanique
1.5-3.5 km
1-2 kbar
<500°C
Intérieur ou
bordure
d’intrusions
plutoniques à
subvolcaniques
Quartz,
feldspaths
muscovite,
biotite
Minéralisation pauvre
en B, Be, Li, Ta>Nb,
F ou pauvre en Be, Y,
terres rares, Ti, U, Th,
Zr, Nb>Ta
4.3.3. Zonalité des pegmatites à minéraux rares
Les pegmatites sont généralement zonées (Figure 27), avec quartz, feldspath, muscovite et
tourmaline en cristaux fins aux épontes, puis une zone à grain moyen à quartz, micas et feldspaths,
et puis une zone à minéraux économiques parfois de grandes tailles (spodumène, amblygonite et
pétalite), et enfin, au cœur, du quartz grossier (Cameron et al., 1988).
À l’échelle régionale, les pegmatites du Burundi comme celles d’ailleurs (Jébrak et Marcoux, 2008)
dessinent souvent une zonalité, avec des faciès de plus en plus différenciés en s’éloignant du pluton
. Cette zonalité est mieux marquée dans le sens vertical que dans le sens horizontal. Du cœur vers
la périphérie, il y a : (1) magnétite-biotite, (2) plagioclase-microcline, (3) microcline-albite, (4)
minéralisation à Li-Rb, (5) albite-spodumène, parfois minéralisée en Be, Ta, Sn; et (6) quart à béryl,
cassitérite et wolframite (Cerny, 1991).
54
Figure 27 : Zonalité idéalisée dans une pegmatite à quartz et éléments rares. Les minéraux peu abondants sont
entre parenthèses (Jébrak et Marcoux, 2008).
4.3.4. Roches encaissantes des pegmatites minéralisées en Sn et Nb-Ta
Les pegmatites du Burundi recoupent principalement les roches du Burundien moyen, composées
de phyllites et de schistes (Formation de Ngozi, Nyagihanda et Migendo) avec intercalations de
métaquartzites (Formation de Ruganza et de Mwokora) (Figure 29). Les schistes graphiteux, au-
dessus des pegmatites, sont riches en tourmaline et les schistes non graphiteux adjacents sont à
biotite et à grenat (Romer et Lehmann, 1995). Les minéralisations (Ta-Nb-Sn) sont hébergées par
de petites lentilles de pegmatites granitiques, d’environ 10 mètres d'épaisseur et 100 mètres de long
(De Clercq et al., 2008). Les Grands gisements de Kivuvu et de Munege (Commune Kabarore)
occupent un grand anticlinal, qui prolonge à un angle faible vers le nord-ouest (Guenther et
Ngulube, 1992). Le flanc occidental de cet anticlinal a un fort pendage (environ 75°), tandis que le
pendage du flanc oriental est faible (environ 30 °). Les corps pegmatitiques et quartzitiques
présentent des directions variées à prédominance NO-SE avec un pendage NE. D’autres ont une
direction NE-SO voire N-S avec pendage à l’est. Certaines suivent la direction des couches
55
schisteuses sans respecter le pendage, car elles recoupent carrément les roches encaissantes
(Guenther et Ngulube, 1992).
Figure 28 : Localisation des gisements pegmatitiques dans le nord du Burundi.
56
4.3.5. Altération des pegmatites du Burundi
Dans les mines de Kabarore et de Busoni, les minéralisations de coltan et de cassitérite sont
confinées dans des filons de pegmatites très météorisées (Figure 29). Les pegmatites sont
reconnaissables par la présence des paillettes de micas et des grains de quartz arrondis, de
dimensions millimétriques à centimétriques.
Figure 29 : Photographies illustrant l’altération de la roche encaissante des pegmatites; a) gîte Kivuvu (Kabarore),
b) gîte Murehe (Busoni).
En règle générale, l'altération hydrothermale des roches encaissantes n'est pas bien visible, bien que
toujours présente (Brinckmann, 1988). Localement cependant, la tourmalinisation, la séricitisation,
la silicification et la kaolinisation peuvent être très prononcées. Les veines de quartz minéralisées
sont associées à une altération intense, comprenant silicification, tourmalinisation, séricitisation et
muscovitisation. La cassitérite est elle-même associée à la muscovite dans des fractures à l'intérieur
et en bordure des veines de quartz (Mutima et Wei Li, 2010).
4.3.6. Âge des pegmatites du Burundi
Les pegmatites porteuses de la minéralisation sont génétiquement liées aux intrusions de granites
dont l’âge est approximativement 976 ± 10 Ma (Varlamoff, 1972). Ces granites sont décrits comme
des granites équigranulaires à deux micas (biotite-muscovite) ou à muscovite seule. Il s’agit des
leucogranites non foliés, mais souvent affectés par une déformation cassante, peralumineux,
hautement fractionnés et le plus souvent altérés hydrothermalement, de type « série à ilménite »
(Lavreau et Liégeois, 1982). La minéralisation est datée de 965 ± 5 Ma (U/Pb sur colombite), ce
qui est à peu près la même période de la mise en place des pegmatites de Kabarore et de Ruhembe
qui définissent, respectivement, un âge de 962 ± 2 Ma et de 965 ± 5 Ma (Tableau 7).
a b
57
Tableau 7: Datations U/Pb des granites et pegmatites du nord du Burundi
Roche Minéral Âge Bibliographie
Granite de Cibitoke Zircon 1210 +/-3 M.a Brinckmann et al., 1994
Granite de Kaburantwa Zircon 1212 +/-2 M.a Brinckmann et al., 1994
Granite tardif Muscovite 976+/-10 Ma Brinckmann et al., 1994
Pegmatite de Ruhembe Colombite 965 +/- 5 M.a Romer et Lehmann, 1995
Pegmatite de Kabarore Colombite 962 +/-2 M.a Romer et Lehmann, 1995
4.4. Les gisements de terres rares Génétiquement, il existe deux types de gisements de terres rares au Burundi: (1) le gisement
magmatique associé aux carbonatites, qui résultent de la cristallisation de magmas alcalins à forte
teneur en carbonates (Demaiffe, 2008), et (2) le gisement hydrothermal associé aux veines
métasomatiques, qui sont issus de la réaction de mêmes types de magmas avec des eaux
souterraines ou d’autres fluides, tels que des fluides métamorphiques (Aderca et Van Tassel, 1971).
4.4.1. Les carbonatites à terres rares
Les carbonatites sont des roches magmatiques rares, essentiellement constituées de minéraux de
carbonates. Les massifs carbonatitiques se mettent en place dans des régions cratoniques stables des
continents, le plus souvent le long des zones de rift ou sur les dômes lithosphériques (Demaiffe et
al., 1986). La majorité (90 %) des occurrences de massifs alcalins est localisée dans des zones de
suture, d’âge protérozoïque supérieur, qui pourraient correspondre à des zones de fermeture des
domaines océaniques (Burke et al., 1977). Les carbonatites du Burundi qui sont bien connues dans
la Commune de Matongo (région de la Haute-Ruvubu) sont localisées le long de la branche
occidentale du rift est-africain (Figure 30).
4.4.1.1. Carbonatites de Matongo
Au Burundi, un seul massif de carbonatites a été identifié dans le complexe de la Haute Ruvubu: il
s’agit du massif de Matongo (Figure 32), d’âge fini-protérozoïque (U-Pb sur zircon : 739±7 Ma,
Rb-Sr sur roches totales : 699 ±13 Ma) (Demaiffe, 2008). Dans le complexe alcalin de la Haute-
Ruvubu, Tack et al. (1984) ont reconnu deux unités principales : (1) une unité externe constituée de
granite et de syénite quartzique, avec des quantités subordonnées de gabbro à olivine et de diorite,
et (2) une unité centrale constituée de syénite agpaïtique à néphéline, aegyrine et arfvedsonite,
d’ijolite et de pyroxénite. Les carbonatites n’affleurent pas à la surface, mais ont été reconnues en
profondeur par sondages (Demaiffe, 2008).
58
Figure 30 : Schéma illustrant l’allure du rift Est-Africain (Chorowicz, 1983).
59
Figure 31 : Carte illustrant le complexe alcalin de la Haute-Ruvubu.
60
4.4.1.2. Types de carbonatites de Matongo
L’étude pétrographique, minéralogique et géochimique des carbonatites de Matongo a fait l’objet de
la thèse de doctorat de Midende (1984). Il distingue quatre types de carbonatites : (1) une
calciocarbonatite grossièrement grenue (sövite) avec des cristaux de calcite (0,5 à 2 cm) et de rares
apatites en grains arrondis; (2) une calciocarbonatite moyennement grenue (0,1 à 0,4 cm) qui
contient de la calcite bien cristallisée, de l’apatite automorphe, de l’aegyrine localement transformée
en arfvedsonite, de la pyrite et de petits grains de pyrochlore; (3) une ferrocarbonatite sous forme de
petits dykes étroits et veinules qui comprennent de petits grains(<0,1 cm) d’ankérite, de la
magnétite automorphe et un peu d’apatite; (4) une calcio-carbonatite tardive à grains très fins,
imprégnée de limonite qui présente localement un aspect bréchique. Localement, les carbonatites
principales (un et deux) renferment des cumulats à apatite (Midende, 1984). Outre les terres rares,
de nombreux zircons en cristaux bien formés, atteignant jusqu’à 4 cm et l’ilménite, en cristaux rares
et souvent tabulaires, accompagnés de ses produits d’altération, ont été aussi trouvés dans les
syénites de Matongo (Fransolet et Tack, 1992).
4.4.1.3. Forme et roches encaissantes des carbonatites de Matongo
Une quarantaine de sondages effectuée à Mvumvu (Demaiffe, 2008) a permis de délimiter la forme
et l’extension du corps carbonatitique: il se présente comme un ellipsoïde de 2 500 x 500 m et a été
recoupé entre 50 et 100 m de profondeur. Les carbonatites de la Haute-Ruvubu recoupent à la fois
l’encaissant métamorphique constitué de phyllites et de micaschistes (Formation de Ngozi et de
Rukago), ainsi que les métaquartzites de la Formation de Ruganza et les syénites néphéliniques
(Figure 32 et 33a). Ces carbonatites ont induit un développement métasomatique de fénites
potassiques de plus de 1 km de rayon (Figure 32).
61
Figure 32 : a) Syénite néphélinique avec amas de sodalite (Colline Kabuye, Commune Matongo); b) Auréole de
fénitisation au-dessus du corps carbonatitique (Colline Mvumvu, Commune Matongo).
4.4.1.4. Zonalité de l’encaissant altéré
Au voisinage de l’intrusion, l’intensité de la fénitisation est maximale et la roche encaissante est
complètement désilicifiée à la faveur des minéraux alcalins. En s’éloignant de la source, le
phénomène diminue. Dans le cas d’un encaissant granitique (Heinrich, 1966), ce qui est aussi le cas
dans la région de la Haute-Ruvubu, la séquence générale est approximativement la suivante, du
cœur vers la périphérie : Une zone de syénite à néphéline, une zone de syénite alcaline, une zone de
syénite quartzique, et enfin une zone bréchique qui contient des veines métasomatiques.
4.4.2. Les veines métasomatiques de la région de Gakara
Les gisements de terres rares associés aux veines métasomatiques sont bien connus dans la région
de Gakara (Commune Mutambu). Ces gisements sont situés sur le flanc abrupt du graben du rift. La
première découverte de terres rares dans cette région a été faite par le prospecteur Doyen, en mai
1936. La minéralisation en terres rares apparaît dans des veines et veinules qui forment souvent un
réseau dense en stockwerks dans plusieurs endroits de la région (Van Wambeke, 1977).
L’emplacement de ces dépôts est tectoniquement contrôlé et plusieurs corps minéralisés sont
associés à une zone de failles normales, orientées NE-SO, qui forment des linéaments structuraux à
l’échelle régionale (Figure 33).
4.4.2.1. Roches encaissantes de la minéralisation
Les roches qui encaissent la minéralisation (Figure 34) sont principalement des métaquartzites avec
intercalations de micaschistes de la Formation de Karinzi et des gneiss granitiques et migmatitiques
à biotite et hornblende constituant le Complexe de la Mugere. Les roches métasédimentaires et les
gneiss sont recoupées par des roches intrusives (en masses ou filons), composées de métadolérites
Sodalite
a b
62
et de granites/pegmatites âgées d’environ 969 Ma (datation Rb/Sr sur muscovite) (Aderca et Van
Tassel, 1971). La minéralisation en terres rares forme des veines de quartz-barite qui recoupent
toutes les roches encaissantes (minéralisation épigénétique). Les principaux gisements sont connus
dans les collines de Gomvi, Kasagwe, Kivungwe, Murambi, Nyamikole et Rusutama (Tableau 8,
Figure 33).
Tableau 8 : Localisation des gisements de terres rares de la région de Gakara
Gisement Latitude (° décimal) Longitude (°décimal) Altitude (m)
Gomvi I -3,55017 29,41327 1752
Gomvi II -3,54225 29,41187 1851
Kasagwe -3,51733 29,42292 1734
Kivungwe I -3,54879 29,40164 1767
Kivungwe II -3,55629 29,39325 1495
Murambi I -3,53511 29,43584 1857
Murambi II -3,53212 29,43532 1769
Nyamikole -3,53213 29,42286 1887
Rusutama -3,55438 29,45225 1852
63
Figure 33 : Carte illustrant les roches encaissantes des gisements de terres rares, région de Gakara.
64
4.4.2.2. Forme de la minéralisation
La minéralisation est sous forme de filons discontinus de plusieurs dizaines de mètres de long et
d’épaisseur centimétrique, parfois décimétrique (Figure 34). Les filons individuels sont
fréquemment orientés NE-SW avec pendage au NW. Par endroits, on observe des orientations
perpendiculaires à celles-ci, c’est-à-dire NW-SE avec pendage au SW. La bastnaésite peut occuper
seule les veines, ou bien s’accoler à un filonnet de quartz. Les parties riches des veines sont
bréchiques (Van Wambeke, 1977).
Figure 34 : Veines métasomatiques minéralisées en terre rares, a) gîte de Nyamikole; b) gîte de Murambi I.
4.4.2.3. Composition de la minéralisation
Un échantillon représentatif des terres rares de la région de Gakara a été analysé dans le laboratoire
de microanalyse de l’Université Laval. Trois méthodes ont été utilisées (la diffraction des rayons X
(DRX), la microscopie électronique à balayage (MEB), et la microsonde électronique). Le but de
ces analyses était de pouvoir observer la microstructure de l’échantillon analysé et de déterminer sa
composition minéralogique et chimique.
La DRX a permis d’identifier différentes phases minérales telles que la bastnaésite-(Ce), la
monazite-Nd, la monazite-(Ce), la cérianite-(Ce) et la rhabdophane (La, Ce). La bastnaésite est le
minéral le plus abondant dans l’échantillon, puis la monazite et la cérianite. La MEB a permis
d’observer une structure bréchique avec plusieurs fractures remplies d’oxydes de fer (Annexe C).
Des remplacements secondaires ont été aussi observés le long des fractures et des plans de clivage:
la bastnaésite qui est le minéral primaire est remplacé par la monazite, ensuite la monazite est
remplacée par la cérianite (Figure 35).
a b
65
Figure 35 : Microphotographie d’un échantillon (GK-01) de terres rares de Gakara: Ba=Bastnaésite;
Mn=Monazite; Cr=Cérianite
Les résultats de l’analyse à la microsonde prouvent que les oxydes de cérium (33%), de lanthane
(20%) et de néodyme (10%) sont les plus abondants dans la bastnaésite (TR) CO3F. Les oxydes de
praséodyme (3%) et de samarium (1%) sont les moins abondants. L’oxyde de phosphore représente
environ 15% et le fluor 3%, tandis que les oxydes des terres rares lourdes et des éléments
radioactifs (U, Th) sont en traces (< 1%). Ces résultats permettent de conclure que la bastnaésite de
la région de Gakara est riche en terres rares légères Ce, La, Nd (± Pr) (Figure 36).
Ba
Ba
Ba
Ba
Mn Cr
Mn
Ba
Cr
Ba
Mn
Cr
66
Figure 36 : Diagramme illustrant la composition moyenne en oxydes de terres rares, d’un échantillon de Gakara.
4.5. Les gisements de Fe-Ti et de Ni-Cu (±EGP)
4.5.1. Introduction
Les levés géochimiques, motivés par des rapports antérieurs de minéralisation en Ni dans l’est du
Burundi, ont conduit à la découverte d’un alignement orienté NE-SO, de neuf massifs mafiques et
ultramafiques stratifiés (Figure 37 et 38). Ces massifs se répartissent en deux Grands groupes: (1)
les massifs constitués de roches ultramafiques tels que Musongati, Waga, Nyabikere et Muremera;
et (2) les massifs constitués de roches mafiques, tels que Buhoro-Mukanda, Nyange-Songa, Rutovu,
Kanyinya et Mugina (Deblond et Tack, 1999). L’alignement de ces massifs s’étend au sein de la
ceinture orogénique Kibarienne sur environ 400 km de long et 50 km de large, depuis la rive
orientale du lac Tanganyika jusqu’au lac Victoria, à la frontière Tanzanie /Ouganda (Deblond et
Tack, 1999).
Les massifs de Musongati (gisements de Ni) et de Mukanda-Buhoro (gisement de Fe-Ti-V) sont les
principaux exemples qui associent les deux types d’intrusions (mafiques et ultramafiques), et qui
ont été l’objet de nombreuses études (Deblond, 1990; Deblond, 1993; Tack et al., 1994; Deblond et
Tack, 1999). Une étude pétrographique de Kabanga-Musongati (Deblond et Tack, 1999) a permis
de définir des unités stratigraphiques comparables à celles qui ont été identifiées dans d’autres
intrusions stratiformes, comme le (« Great Dyke ») du Zimbabwe et le complexe du Bushveld en
Afrique du Sud (Figure 38).
0,000
5,000
10,000
15,000
20,000
25,000
30,000
35,000
40,000
Pro
po
rtio
n e
n %
Oxydes de terres rares
Composition moyenne de l'échantillon représentatif des terres rares de Gakara
67
Figure 37: Carte illustrant l’alignement de massifs mafiques et ultramafiques associés aux gisements de Fe-Ti-V et
d Ni-Cu-EGP.
68
Figure 38 : Section stratigraphique illustrant la position des minéralisations identifiées au sein du complexe
mafique-ultramafique de Mukanda-Buhoro-Musongati, situé à l’est du Burundi (modifiée de Deblond et Tack,
1999).
69
4.5.2. Gisements de Fe-Ti
Le principal gisement de Fe-Ti du Burundi est celui de Mukanda, localisé dans la partie nord de
l’intrusion mafique de Buhoro. Les anorthosites et leucogabbros de ce massif contiennent des
lentilles de magnétite vanadifère, titano-magnétite et d'ilménite (Deblond, 1990). D’autres corps
minéralisés en oxydes de Fe-Ti-V, moins importants ont été découverts dans d’autres localités :
Makebuko (Rwesera), Rutegama, Itaba, Funyangeso, Kabago, Ruvumu, dans le massif de Buhoro;
le gisement de Rutovu et le gisement de Kivoga dans le massif de Musongati, et plusieurs dépôts
de Fe (Cu-Co) dans les massifs de Nyange-Songa (Figure 38).
4.5.2.1. Roches encaissantes de la minéralisation
Les gisements de Fe-Ti-V constituent des corps tabulaires, d’une puissance de l’ordre de quelques
dizaines de mètres et d’un diamètre de l’ordre du kilomètre. Ils sont encaissés par les unités
anorthositiques de Mukanda-Macu, unité gabbronoritique de Buhoro, et l’unité d’amphibolite
noritique de Mutanga. Les intrusions de roches mafiques se sont mises en place au Protérozoïque
Moyen, entre 1800 et 900 Ma (Pohl, 1994). Ces roches intrusives recoupent les roches
métasédimentaires du Burundien inférieur. Malgré leur importance économique, les gîtes de fer-
titane et vanadium du Burundi sont très peu étudiés.
4.5.2.2. Composition minéralogique des gîtes de Fe-Ti
La minéralogie des gîtes à magnétite titanifère correspond en général à la composition de
l’encaissant (gabbronorites et anorthosites). Elle est en relation avec les minéraux : ilménite,
plagioclase, olivine, pyroxène et une légère quantité de sphène, de rutile, d’ulvöspinelle et de
biotite. Il est également fréquent d’y trouver de faibles quantités de pyrite, de chalcopyrite et de
pyrrhotite (Gross, 1996).
4.5.3. Gisements de nickel latéritique
Suite à une météorisation très poussée de la roche mère ultramafique, les gisements de nickel
sulfuré sont moins importants au Burundi ; ce sont les gisements de nickel latéritique qui sont les
plus importants (Deblond et Tack, 1999). Le grand gisement de nickel latéritique est celui de
Musongati et les autres gisements moins importants sont ceux de Nyabikere, Waga et Muremera
(Figure 38). Le complexe de Musongati est constitué de trois unités : une unité dunitique
comprenant le plateau de Buhinda (environ 6 km²); une unité péridotitique couvrant les plateaux de
Rubara et de Geyuka (environ 23 km²), et une unité mafique comprenant les sous-ensembles de
Macu, Mwiriba, Mutanga, Makakwe et Kivoga (Figure 40).
Les intrusions de roches mafiques et ultramafiques de Musongati ont été étudiées pour leur potentiel
en nickel dans les années 1970 et 1980 par le gouvernement du Burundi, assisté par les programmes
70
de développement des Nations Unies (PNUD, 1977), et la Banque mondiale. Le gisement latéritique
de Musongati atteint environ 82 mètres d’épaisseur et couvre une superficie d’environ 30 km2. Le
dépôt de Musongati présente un intérêt économique: environ 220 Mt de minerai à une teneur
moyenne voisine de 1.5 % de nickel ont été mises à jour. Ce minerai comporte en outre du cuivre et
du cobalt à des teneurs pouvant présenter aussi un intérêt économique (Waleffe, 1979 ). La présence
du chrome et des éléments du groupe de platine (EGP) a été aussi signalée (Deblond et Tack, 1999).
Figure 39 : Schéma illustrant les principales unités lithologiques du complexe mafique/ultramafique de Musongati,
modifié de Deblond (1993).
71
4.5.3.1. Classification des gisements latéritiques de nickel
Selon le climat (sec, sec à humide, humide), on distingue actuellement trois types de profils
latéritiques à nickel, générant trois types de gisements: (1) les gisements oxydés ou limonitiques, (2)
les gisements silicatés, et (3) les gisements argileux (Gleeson et al., 2003).
Les gisements oxydés se forment en climat tropical humide. Ils sont développés sur la harzburgite et
associent Ni, Co et Mn (les gisements de Moa Bay au Cuba et de Goro en Nouvelle-Calédonie).
Ces faciès se développent également sur des dunites avec, dans ce cas, beaucoup de silice et peu
d’argiles (gîte de Cawse en Australie). Le nickel est piégé précocement dans la structure de la
goethite qui se développe aux dépens de l’olivine, mais également dans les oxydes de manganèse
(absolanes) qui précipitent par oxydoréduction dans des fissures (Jébrak et Marcoux, 2008).
Les gisements silicatés, à silicates hydratés de magnésium et de nickel, sont les plus riches en nickel
(1,8 à 2,5 % Ni dans la saprolite). La minéralogie de ces gisements est complexe : des silicates et
des aluminates forment des solutions solides entre Mg et Ni. La nouméite en constitue une variété
particulièrement riche en nickel. Le cobalt se présente sous forme d’absolane, un oxyde amorphe
(Jébrak et Marcoux, 2008).
Les gisements argileux (latérites sèches) montrent un lessivage partiel de la silice par météorisation
de surface. La saprolite contient alors des smectites (nontronites sodiques) qui fixent le nickel. Les
gisements se développent sur des péridotites serpentinisées, dans un climat moins agressif et en
sites de petites collines (Jébrak et Marcoux, 2008). Les gisements de Murrin Murrin (Australie), de
Buruktal (Oural) et de Sao Joao do Piaui (Brésil) sont des exemples de tels gisements (Tableau 9).
Au Burundi, les types de gisements oxydés et silicatés sont présents en proportions à peu près
égales, tandis que les gisements argileux sont mineurs. Le nickel dans le type oxydé est lié à la
goethite tandis que dans le type silicaté, il est lié à des minéraux du groupe de serpentine
(chrysotile, antigorite) et les minéraux argileux (pimelite et nontronite) (Yager, 2003).
72
Tableau 9: Gisements de nickel latéritique sur péridotites serpentinisées, modifié de Jébrak et Marcoux (2008).
Nom Localisation Tonnage
(Mt)
Teneur
(%) Ni
Âge du substrat Type de minerai
Koniambo Nouvelle-Calédonie 150 2.57 Oligocène Silicaté
Cerro Matoso Colombie 40 2.5 Crétacé moyen Silicaté
Thio Nouvelle-Calédonie 125-208 2.4 Oligocène Silicaté
Tiébaghi Nouvelle-Calédonie 39 2.35 Oligocène Oxydé
Exmibal Guatemala 68 1.83 Crétacé inférieur Silicaté
Pomalaa Indonésie 109-164 1.83 Oligocène-Miocène Silicaté
Falcondo République
Dominicaine
32.5 1.72 Crétacé supérieur Silicaté > oxydé
Goro Nouvelle-Calédonie 200 1.57 Oligocène Oxydé
Greenvale Australie 40.1 1.57 Protérozoïque Silicaté > oxydé
Sao Joao do Piaui Brésil 19.7 1.57 Protérozoïque
Supérieur-Cambrien
Argileux > silicaté
Sipilou-Touba-
Biankouba
Côte d’Ivoire 259 1.48 Archéen Silicaté > oxydé
Niqueletia Brésil 49 1.45 Archéen Silicaté > oxydé
Prony Nouvelle-Calédonie 143-214 1.4 Oligocène Silicaté
Musongati Burundi 220 1.5 Protérozoïque
moyen
Oxydé et silicaté,
argileux mineur
Evvooia Cuba 185 1.3 Jurassique Oxydé
Moa Bay Cuba 60 1.27 Crétacé-Tertiaire Oxydé > Silicaté
Rio Tuba-Palawan Philippines 15.9 1.26 Crétacé Oxydé
Vermelho Brésil 411 1.23 Protérozoïque Oxydé et silicaté
Barro Alto Brésil 120 1.2 Archéen Silicaté > argileux
Buruktal Russie 108 1.2 Silurien-Dévonien Oxydé, argileux
Moramanga/Ambatovy Madagascar 210 1.1 Crétacé Oxydé > silicaté
Marlborough/Brolga Australie (Queenslet) 209 1,02 Cambrien Silicaté > oxydé,
argileux mineur
Murrin-Murrin Australie occidentale 125 1.02 Archéen Argileux
Ramu River Papouasie-Nouvelle-
Guinée
144 1.01 Miocène Moyen Oxydé, silicaté
Wingellina Hills Australie occidentale 227 1 Archéen Oxydé
Pinares Cuba 200 1 Crétacé-Tertiaire Oxydé
Sakharin Russie 240 0.91 Silurien-Dévonien Oxydé, argileux
Serov Russie 770 0.82 Silurien-Dévonien Oxydé
Sukinda Inde 240 0.7 Protérozoïque Oxydé
Cawse Australie occidentale 217 0.7 Archéen Oxydé
Ravensthorpe Australie occidentale 263 0.65 Archéen Oxydé >> silicaté
73
4.5.3.2. Profil latéritique et composition
La latéritisation est une altération météorique qui affecte les roches exposées aux agents
atmosphériques, et qu’il convient de distinguer de la serpentinisation (altération hydrothermale), qui
affecte les roches avant leur mise en affleurement (Pelletier et Lavé, 1976). Les roches latéritisées
de Musongati forment un profil qui fait ressortir le développement progressif d’horizons latéritiques
emboîtés les uns dans les autres (Bandyayera, 1997). Un profil latéritique complet comprend de la
base au sommet: (1) une roche-mère ultramafique serpentinisée, (2) une couche irrégulière de
saprolite grossière très riche en nickel (composée de garniérite), (3) une zone de transition ou
saprolite fine, (4) une couche de latérite jaune (limonite), (5) une couche de latérite rouge (goethite),
(6) une couche de grenaille de fer, et (7) une couche de cuirasse latéritique couverte par le sol
végétal (Figure 40).
Figure 40 : Exemple de profil montrant la succession des horizons latéritiques (Pelletier et Lavé, 1976).
74
Au Burundi, les concentrations exploitables de nickel sont réparties dans la zone ferralitique (ou
latérite jaune) et les plus fortes concentrations sont généralement limitées à la partie inférieure dans
la zone saprolitique (Figure 41). Les principales phases minérales porteuses du nickel sont la
serpentine primaire résiduelle et la limonite néoformée par altération supergène de l’olivine. Les
concentrations élevées en EGP se trouvent dans la cuirasse (Pt) et dans la ferralite (Pd) (Figure 42).
Figure 41 : Graphique illustrant la distribution du Ni, Cr, Cu, Co dans le profil latéritique de Musongati. SL= Sol
latéritique; CU= Cuirasse latéritique; FE= Ferralite; SA=Saprolite (données tirées de Bandyayera, 1997).
Figure 42: Graphique illustrant la distribution des éléments du groupe de platine (EGP) dans le profil
latéritique de Musongati. SL= Sol latéritique; CU= Cuirasse latéritique; FE= Ferralite; SA=Saprolite (données
tirées de Bandyayera, 1997).
0
10000
20000
30000
40000
SL CU FE SA
Ten
eu
r e
n p
pm
Horizons du profil latéritique
Distribution du Ni, Cr, Cu, Co dans le profil latéritique de Musongati
Cr
Ni
Co
Cu
0
200
400
600
800
1000
1200
1400
Os Ir Ru Rh Pt Pd
Ten
eu
r e
n p
pb
EGP
Distribution des EGP dans le profil latéritique de Musongati
SL
CU
FE
SA
75
4.6. Les placers fluviatiles Les placers fluviatiles sont des sources importantes de métaux précieux tels que : l’or et le platine,
de métaux de base tels que l’étain, le titane et le chrome. On y retrouve aussi des pierres précieuses
comme le diamant. Les placers fluviaux représentent l’accumulation économique de minéraux et
métaux à l’intérieur d’alluvions transportés par un cours d’eau. Historiquement, les placers ont été
les premières et principales sources d’approvisionnement en or par le fait que l’extraction des
minéraux ou métaux est facile.
Au Burundi, les placers fluviatiles sont principalement exploités pour l’or dans la région de
Mabayi-Butahana (nord-ouest), dans la vallée de la rivière Nyamagana et de ses affluents (Tableau
10, Figure 43). Ensuite, les placers à Sn, Nb-Ta sont exploités dans la vallée de la rivière Mwogere
dans la région de Kabarore.
Tableau 10 : Localisation des gisements aurifères exploités dans les placers fluviatiles
Latitude Longitude Altitude Nom du gîte Commune Province Type de gîte
-2,75129 29,22237 1388 Mayuki-Tebero Mabayi Cibitoke Placer à or
-2,76364 29,22992 1448 Nyarusebeyi Mabayi Cibitoke Placer à or
-2,76201 29,22968 1431 Nyamisumo Mabayi Cibitoke Placer à or
-2,75914 29,22824 1414 Nyaruseseka Mabayi Cibitoke Placer à or
-2,75728 29,22702 1414 Nyarusebeyi-Ruseseka Mabayi Cibitoke Placer à or
-2,7493 29,22063 1369 Mayuki Mabayi Cibitoke Placer à or
-2,73283 29,23163 1369 Rushiha-Nyamagana Mabayi Cibitoke Placer à or
-2,72671 29,23439 1378 Kabere-Cuzi Mabayi Cibitoke Placer à or
-2,74161 29,25564 1539 Rutorero-Perse Mabayi Cibitoke Placer à or
-2,74445 29,26514 1590 Rutorero-Perse II Mabayi Cibitoke Placer à or
-2,7466 29,27074 1576 Rutorero Mabayi Cibitoke Placer à or
-2,74632 29,27693 1619 Perse-Gafumbegeti Mabayi Cibitoke Placer à or
-2,63721 29,22163 1731 Kamenge Mabayi Cibitoke Placer à or
-2,62959 29,21771 1711 Ruhwa Mabayi Cibitoke Placer à or
-2,69242 29,25207 1515 Gitukura Mabayi Cibitoke Placer à or
-2,74247 29,12062 1291 Rusagara Mugina Cibitoke Placer à or
-2,82252 29,56594 2049 Kivuvu Kabarore Kayanza Placer à Sn, Nb-Ta
76
Figure 43 : Exploitation de l’or dans les placers fluviatiles de la région de Mabayi-Butahana, site Rutorero-Perse
4.6.1. Modèle génétique
Les placers fluviatiles sont des dépôts secondaires dont la formation est hydrodynamique. Le
premier facteur nécessaire à la formation des placers est la présence d’une source où les minéraux et
les métaux présentent une concentration anormale. Cette source doit subir une altération, avant de
se retrouver transportée par l’eau. C’est à l’étape du transport que l’hydrodynamisme permet la
séparation des minéraux et métaux. L’opposition entre l’écoulement du fluide et la gravité permet
d’accumuler les métaux ou les minéraux dans des pièges ou des horizons tabulaires. La séparation
est contrôlée par la densité du matériel, sa granulométrie ainsi que la forme de ses grains. Tous les
minéraux et métaux accumulées dans des placers fluviatiles présentent une densité supérieure à
celle des alluvions.
77
CHAPITRE 5. SYNTHÈSE MÉTALLOGÉNIQUE DU BURUNDI
5.1. Introduction Le potentiel en ressources minérales du Burundi est intimement lié à l’évolution de la ceinture
orogénique Kibarienne et à l’ouverture du rift Est-Africain. Ainsi, les gisements associés à
l’orogenèse Kibarienne sont principalement les brèches à oxydes de fer et or, les filons de quartz
aurifères, les pegmatites à éléments rares (Nb-Ta, Sn, W), et les gisements de Fe-Ti-V. En
revanche, les gisements de terres rares sont associés au rift Est-Africain, tandis que les latérites
nickélifères résultent des conditions climatiques tropicales du Protérozoïque supérieur.
5.2. Les filons de quartz aurifères Les filons de quartz aurifères bien connus dans la région de Muyinga résultent de la déformation
Kibarienne. Plusieurs failles inverses trouvées dans cette région ont généralement trois directions :
N-S, NE-SO et NO-SE (Mutima et Wei Li, 2010). La genèse des gisements aurifères est liée à des
circulations des fluides métamorphiques de grande profondeur, issus du processus d’accrétion, qui
ont transporté l’or, en empruntant les zones de failles (Figure 44). Les quartzites compétents sont
favorables à la fracturation, par conséquent, ils ont favorisé la circulation des fluides minéralisateurs
contrairement aux autres roches métasédimentaires du Burundi (Chartry, 1988). Les schistes
graphiteux adjacents aux quartzites constituent le niveau réactionnel qui aurait favorisé le piégeage
de l’or. Les filons de quartz aurifères du Burundi sont caractérisés par des fluides initiaux de haute
température (environ 450°C) et de moyenne salinité, riches en CO2 (Brinckmann et al., 2001).
5.3. Brèches à oxydes de fer et or Les brèches ferrugineuses aurifères du Burundi constituent des gisements importants connus depuis
les années 1930. Les minéraux économiques retrouvés dans ces gisements sont principalement des
oxydes de fer (magnétite, hématite), du cuivre et de l’or. Ces gisements présentent des
caractéristiques comparables à celles des IOCG (oxydes de Fe-cuivre-or). La caractérisation des
IOCG s’est développée à la suite de la découverte, en 1975, de l’important gisement d’Olympic
Dam (Australie). Ensuite, une définition empirique aux IOCG furent donnée (Williams et al., 2005)
qui se résuma en un gîte hydrothermal contrôlé structuralement, et qui possède une grande
concentration en oxydes de fer (magnétite/hématite) avec des concentrations économiques de Cu et
Au, ainsi qu’un rapport Fe/Ti supérieur à la lithosphère continentale. Cette définition a été révisée
par Groves et al. (2010) et six critères ont été établis: (1) des concentrations économiques de Cu-
Au; (2) des propriétés hydrothermales caractéristiques contrôlées par des structures (habituellement
des brèches); (3) des oxydes de fer (magnétite, hématite) déficiente en Ti, et/ou silicates de fer; (4)
78
un enrichissement en terres rares légères et en sulfures pauvres en soufre, incluant chalcopyrite-
bornite-chalcocite et pyrrhotite; (5) un manque abondant de sulfures (pyrite) associés aux veines de
quartz et une altération qui indique une décroissance du contenu de SiO2 de murs encaissants; et (6)
une relation temporelle avec le magmatisme, il n’y a pas de lien spatial direct avec les intrusions
granitiques comme c’est le cas pour les porphyres Cu-Au et les skarns. Une autre caractéristique des
gisements IOCG est que leur profondeur de formation doit être supérieure à 10 km (Groves et al.,
2010).
L’étude effectuée par Brinckmann et les autres (2001), sur les brèches ferrugineuses du NO du
Burundi, indique que ces gisements se seraient formés à faible profondeur (< 10 km). En effet, ces
brèches contiennent des solutions aqueuses de basse salinité, des températures de formation
beaucoup plus basses variant entre 140 et 190°C, et des pressions très basses d’environ 200 bars
(Brinckmann et al., 2001). Ces caractéristiques les différencient des IOCG au sens strict de la
définition donnée par Groves et al. (2010). Au cours de la tectonique de redressement Kibarien et
de rift Est-Africain, le vieux système de fractures a été réactivé, favorisant ainsi l’accessibilité au
système épithermal panafricain. La minéralisation aurifère dans les brèches constitue donc une
phase remobilisée à partir de l’ancienne génération des gisements orogéniques (Brinckmann et al.,
2001).
5.4. Les pegmatites à éléments rares La genèse des gisements pegmatitiques du Burundi reste un problème de discussion. Deux modèles
ont été proposés (De waele et al., 2010): premièrement, les fluides minéralisateurs étaient à
l’origine des fluides métamorphiques qui étaient en équilibre avec les roches métasédimentaires et
magmatiques à une température inférieure à 500°C. Dans ce modèle, la mise en place des granites
tardifs G4 aurait déclenché la circulation des fluides métamorphiques dans la zone de contact entre
l’intrusion et la roche encaissante (Figure 44). La circulation des fluides pourrait avoir remobilisé
les éléments lithophiles comme Sn, Nb-Ta, Li, W à partir des granites tardifs et dans une moindre
mesure à partir des skarns et des roches métasédimentaires. Le second modèle suppose une origine
magmatique originale (granites G4) pour les fluides minéralisateurs (Mutima et Wei Li, 2010).
5.5. Les carbonatites à terres rares La genèse des carbonatites du Burundi est encore débattue. Elles se formeraient dans un contexte
d’extension lors de l’ouverture du rift Est-Africain (Figure 44). Cependant, les études effectuées au
Burundi (Demaiffe, 2008) prouvent que l’âge des carbonatites (fini-protérozoïque) est largement
différent de l’âge très jeune du rift Est-Africain. Une hypothèse qui pourrait justifier cet écart d’âge
79
est que la mise en place des roches alcalines (carbonatites, syénites) du Burundi serait associée à un
rift ancien et que le rift actuel résulterait de la réactivation de ce dernier.
Deux hypothèses (Palmer et William-Jones, 1996), expliquent aussi la genèse des carbonatites : (1)
la cristallisation fractionnée de magmas alcalins riches en CO2, (2) la séparation d’un magma à
composition néphélinique en deux magmas, carbonaté et silicaté, lorsque la température s’abaisse.
Au cours de la remontée, la baisse de la pression provoquerait une séparation de fluides riches en
volatils, en particulier du CO2. L’enrichissement en éléments économiques se produit au cours de
processus d’altération hydrothermale post-magmatique. Cependant, dans les milieux tropicaux plus
particulièrement au Burundi, les carbonatites se dégradent suffisamment pour former un
enrichissement résiduel de P, Nb, Ti, et des ÉTR, suite à des périodes prolongées de météorisation
(Tack et al., 1994).
5.6. Les minéralisations de Fe-Ti Les intrusions mafiques formant les complexes anorthositiques de Mukanda-Buhoro sont dues à
l’épisode orogénique Kibarienne. Le mode de formation viendrait de la formation d’un magma
parent résultant de la fusion du manteau supérieur (Zhou et al., 2005). Suite à cette fusion, le
magma effectue une remontée sous forme de diapirs dans la croûte pour finalement se mettre en
place à des profondeurs variant entre 10 et 20 km (Figure 44). Ces remontées, contrôlées par un
processus magmatique, sont aussi liées à la facturation de la croûte surtout à l’époque Protérozoïque
(1400-900 Ma), durant laquelle l’orogène Kibarien a été formé (Pohl, 1994).
5.7. Le nickel latéritique Les interprétations pétrogénétiques du complexe de Musongati ont beaucoup varié dans le temps
depuis sa découverte en 1970 (Klerkx et al., 1984). Aujourd’hui, l’interprétation de ce complexe et
d’autres complexes qui jalonnent le couloir de déformation NE-SO souvent appelé accident du
30ème
méridien, s’inscrit dans l’interprétation de l’évolution de la chaîne Kibarienne (Caron et al.,
1986). Pour certains chercheurs, ces complexes représentent des intrusions litées, mises en place
lors d’un épisode tardi-kibarien auquel s’associent des granitoïdes alcalins (Klerkx et al. 1984; Tack
et al. 1992; Deblond 1993). Pour d’autres, il s’agit des écailles ophiolitiques, mises en place dans un
régime de subduction-collision avec formation d’une zone de suture (Chorowicz et al. 1988;
Rumvegeri, 1991).
Suite à la circulation de l’eau de pluie et de l'eau souterraine à travers les roches ultramafiques
fracturées, des éléments mobiles tels le magnésium et la silice ont été graduellement lessivés,
laissant les éléments moins mobiles (Ni, Co) en concentrations résiduelles. Les éléments lessivés
80
ont formé, en profondeur, des minéraux secondaires stables (oxydes de fer, minéraux argileux,
serpentines, etc.), qui pourraient avoir piégé le nickel (Golightly, 1979). Sur une très longue période
de temps, une stratification par phase minérale et chimique s’est produit à l'intérieur du profil
latéritique en formation (Bandyayera, 1997).
Figure 44 : Modèle génétique des minéralisations du Burundi, modifié de Pohl (1994).
81
CHAPITRE 6. DISCUSSION SUR LE POTENTIEL MINÉRAL DE LA
CEINTURE OROGÉNIQUE KIBARIENNE
6.1. Introduction Le potentiel en ressources minérales du Burundi est en grande partie lié à l’évolution de la ceinture
orogénique Kibarienne (Figure 45), une ceinture intracontinentale qui résulte de l’interaction entre
le craton du Congo et le craton de la Tanzanie (Klerkx et al., 1984). La formation de cette ceinture
orogénique a été précédée par l’activité orogénique Éburnéenne, suivie des mouvements
panafricains répétés de type anorogénique entre 950 à 450 Ma (kröner, 1984). Cependant, des
observations opposées ont été publiées concernant la mise en place tardi-kibarienne (1000-950 Ma),
des granites tardifs communément appelés « granites à étain ou granites G4 » (Pohl et Hadoto,
1990).
Figure 45 : Schéma illustrant la position de la ceinture orogénique Kibarienne en Afrique Centrale, modifié de
Cahen et al. (1984).
82
6.2. Origine des métaux et des fluides Compte tenu de leur importance métallogénique, l’origine des granites tardifs de la région des
« Grands Lacs » africains nécessite une clarification. Ces granites spécialisés sont semblables à
beaucoup d’autres granites post-orogéniques dérivés de la croûte (Guenther et al., 1989). Il est
proposé que l’événement géologique responsable de la fusion de la croûte au sein de la ceinture
orogénique Kibarienne soit une déformation compressive (Pohl, 1992). Les pegmatites à minéraux
rares et la majorité des veines de quartz métallifères sont clairement associées à ces granites tardifs.
Les fluides impliqués dans la minéralisation (Sn-W-Au) kibarienne ont été étudiés (Pohl et
Guenther, 1991). En plus, la composition minéralogique des gisements et l’altération hydrothermale
associée ont été utilisées pour caractériser l’environnement métallogénique. Généralement, les
fluorures sont assez rares dans tous les types de minéralisations kibariennes alors que les phosphates
sont très fréquents (Bertossa, 1968), ce qui suggère que le P est l’un des principaux volatiles avec
H2O, B, Cl et CO2. Des teneurs élevées en Na dans les fluides magmatiques récents sont indiquées
par une albitisation fréquente des granites et des pegmatites. Les fluides minéralisateurs piégés dans
les veines à Sn-W ont des teneurs modérées en NaCl.
L’origine des métaux dans la ceinture Kibarienne comme ailleurs reste une question de discussion.
En raison des teneurs relativement élevées en W dans les métasédiments kibariens au sud-ouest de
l’Ouganda, une minéralisation synsédimentaire de tungstène a été proposée par certains auteurs
(Reedman, 1967) comme étant une préconcentration due au métamorphisme de contact. Les
anomalies géochimiques et l’environnement géologique indiquent que les granites à étain sont la
source immédiate des métaux. En plus, les roches qui sont affectées par la fusion partielle de la
croûte sont probablement la source originale des métaux (Jeffery, 1959).
Plusieurs gisements d’or de la ceinture orogénique Kibarienne possèdent des caractéristiques
géologiques différentes de celles des veines de quartz à Sn-W. Ils apparaissent dans des zones de
cisaillement, près des failles inverses. La plupart de ces gisements se rencontrent à des distances
considérables des plutons de granites, par conséquent, leur origine peut être difficilement envisagée
dans les volatiles et les fluides séparés des magmas granitiques. Plus encore, les études des
inclusions fluides (Pohl, 1994) révèlent que ces veines de quartz aurifères se sont formées à haute
température et à pression élevée. Selon ce dernier, un modèle métallogénique pouvant réconcilier
les observations contradictoires que les gisements d’or peuvent être associés avec les intrusions de
granites et en même temps, se mettre en place loin de ces intrusions, doit tenir compte des processus
qui se sont déroulés dans la croûte lors de la déformation kibarienne. L’anatexie pourrait conduire à
la fusion de la croûte inférieure, produisant ainsi les magmas granitiques. En plus, la
83
dévolatilisation des roches de la croûte inférieure pourraient avoir produit des fluides qui ont été
canalisés dans des structures perméables le long des zones de failles. La source de l’or peut être
alors recherchée, soit dans les ceintures de roches vertes archéennes, soit dans les roches mafiques
du protérozoïque inférieur profondément enfouies sous la pile de roches métasédimentaires
kibariennes, tous les deux contenant plusieurs gisements d’or à l’est et au sud de la ceinture
Kibarienne (au Burundi et en R.D.C.).
Enfin, la ceinture de roches mafiques/ultramafiques du Burundi et de la Tanzanie, avec leurs
minéralisations typiques (Ni, Cu, Cr, Co, Fe, Ti, V), représentent une fracture majeure de la croûte
subséquente à la déformation principale des roches kibariennes (Pohl, 1994).
6.3. Quelques suggestion pour l’exploration Au Burundi, la plupart des gîtes minéraux sont connus dans le Supergroupe Burundien (Tableau
11). Il existe cependant, dans le Supergroupe Malagarasien (dépression du Kumoso) et dans la zone
du rift, un bon potentiel pour des gîtes synsédimentaires (SEDEX, MVT).
6.3.1. Gisements Pb-Zn de type SEDEX Les gisements de type SEDEX se forment généralement dans des bassins sédimentaires,
intracratoniques ou épicratoniques sur une marge continentale résultat de l’extension ou de
l’ouverture avortée d’une marge continentale. Le bassin se caractérise par une épaisse séquence de
roches clastiques et/ou carbonatées déposées durant une longue période dans un environnement
tectonique en subsidence (Leach et al., 2005). Les gisements en faciès métamorphique profond sont
encaissés à l’échelle régionale par des paragneiss avec des niveaux fins d’amphibolites et
d’orthogneiss felsiques (Lydon, 2004). Dans la vallée du rift située à l’ouest du Burundi, de telles
roches encaissantes se trouvent dans les complexes de Buganda, Zina-Randa, Ruhanga et Mugere
(Figure 46). Les horizons marqueurs sont constitués par des niveaux lenticulaires silicifiés
(quartzites).
6.3.2. Gisements Pb-Zn de type MVT Les gisements de type MVT sont connus depuis le Protérozoïque jusqu’au Tertiaire, mais
ils apparaissent souvent au Paléozoïque inférieur (Leach et al., 2001). Les minéralisations
se placent dans un contexte de bassin intracratonique, voire de rift, en bordure des zones de
plate-forme stable ou épi-orogénique (Wadjinny, 1998). Ils correspondent à des gisements
épigénétiques encaissés dans des calcaires et des dolomies, dont l’extension est parfois
limitée à celle des corps minéralisés. Les corps minéralisés sont très irréguliers avec une
84
taille qui varie de quelques dizaines de mètres quand ils sont perpendiculaires au litage, et à
quelques centaines de mètres quand ils sont subparallèles. Ils sont souvent associés aux
zones karstiques des séries sédimentaires carbonatées (Mouguina et Daoudi, 2008).
Au Burundi, ce type de gisement peut être recherché dans la dépression de Kumoso
(Supergroupe Malagarasien), et plus particulièrement dans les formations de Musasa,
Bugongo, Kibago, et Kabuye (Figure 46). Les calcaires dolomitiques et les calcaires
silicifiés composant ces formations peuvent indiquer la présence de ce type de gisement.
Tableau 11: Environnements géologiques du Burundi et types de gîtes associés, connus ou potentiels.
Environnements
géologiques
Types de gîtes associés Connus ou potentiels
Zone de rift Granites anorogéniques à Sn, Nb, Ta, W, U, F Connu
Complexes ignés lités à Cu-Ni-(EGP) Connu
Syénites néphéliniques à U-Zr-Nb, Ta, Y, Be, ÉTR Connu
Carbonatites à Nb-Ta et ÉTR Connu
SEDEX (SEDimentary EXhalative) Potentiel
Ceinture orogénique
(Supergroupe Burundien)
Granites peralumineux à U-Sn-W-Li Connu
Pegmatites à Sn, Nb, Ta, W, Be, Li Connu
Or orogénique Connu
Brèches à oxydes de Fe, Cu et Au Connu
Fer-titane Connu
Bassin sédimentaire
(Supergroupe
Malagarasien)
MVT (Mississipi Valley Type)
Potentiel
85
Figure 46: Carte illustrant la localisation des formations susceptibles d’encaisser les minéralisations syn-
sédimentaires.
87
CHAPITRE 7 : CONCLUSION
Le Burundi est un petit pays situé au cœur de l’Afrique, dans la région tropicale. Outre les
dépôts meubles du quaternaire, le Burundi comprend trois grands ensembles géologiques :
le Supergroupe Anté-Burundien, le Supergroupe Burundien et le Supergroupe
Malagarasien. Le Supergroupe Burundien est le plus important; il fait partie de la Province
métallogénique Kibarienne. Il est limité à l’ouest par la vallée de la branche occidentale du
rift est-africain et à l’est par le Malagarasien. Le Supergroupe Burundien regorge d’une
grande variété de minéralisations qui peuvent se classer en neuf groupes principaux
(Tableau 11): (1) granites anorogéniques à Sn, Nb, Ta, W, U, F; (2) complexe igné lité à
Ni, Cu, EGP; (3) syénites néphéliniques à U-Zr-Nb, Ta, Y, Be, ÉTR; (4) carbonatites à Nb-
Ta et ÉTR; (5) granites peralumineux à U-Sn-W-Li; (6) pegmatites à Sn, Nb, Ta, W, Be,
Li; (7) filons de quartz aurifères; (8) brèches à oxydes de fer et or; (9) gîte de Fe-Ti-V
associé aux roches mafiques.
La mise en place de la plupart des gîtes magmatiques, associés aux roches intrusives, est
liée à l’orogenèse Kibarienne. Les gisements aurifères ne sont pas génétiquement associés
aux roches intrusives, mais ils sont associés aux zones d’accrétion avec grandes zones de
failles. Les gisements de terres rares associés aux intrusions de carbonatites seraient liés à
l’ouverture de la branche ouest du rift est-africain. Des magmas carbonatitiques et fluides
hydrothermaux ont profité les zones de failles normales associées au rift pour former des
gisements hydrothermaux de terres rares. Les latérites nickélifères se forment dans des
conditions de surface, et elles sont principalement contrôlées par le climat.
Bien que les gisements syn-sédimentaires de type SEDEX et MVT ne soient pas bien
connus au Burundi, il en existe un potentiel dans le Supergroupe Malagarasien et dans la
zone du rift. Sans doute, plus de dépôts de Nb-Ta, Sn, W, Au, et ÉTR peuvent aussi se
retrouver dans d’autres régions où l’environnement géologique et la lithologie encaissante
sont semblables à ceux des gisements connus. Dans cette optique, des travaux d’exploration
sont recommandés pour la découverte de nouveaux gisements.
89
PLANCHES PHOTOS
a) Cristaux xénomorphes de chromite disseminés dans une péridotite serpentinisée (LNX5) ; b) Cristaux automorphes d’olivine
partiellement serpentinisée (LPAX5) (gîte Musongati).
c) Syénite néphélinique composée de feldspaths (microcline, Albite), biotite, pyroxènes et amphiboles sodiques. Les minéraux
opaques sont des sulfures (pyrite) et zircon; d) Kaolinisation des feldspaths (gîte Matongo).
e) Brèche ferrugineuse à fragments de quartz avec chlorite et muscovite; f) Cristaux aciculaires de bismuthine engagés dans
les fragments de quartz (gîte Gitovu).
e f
c d
b a
91
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95
ANNEXES
Annexe A : Listes des localités qui ont été visitées sur le terrain
Latitude Longitude Altitude Nom du gîte Commune Province Type de gîte
-2,75129 29,22237 1388 Mayuki-Tebero Mabayi Cibitoke Placer à or
-2,76364 29,22992 1448 Nyarusebeyi Mabayi Cibitoke Placer à or
-2,76201 29,22968 1431 Nyamisumo Mabayi Cibitoke Placer à or
-2,75914 29,22824 1414 Nyaruseseka Mabayi Cibitoke Placer à or
-2,75728 29,22702 1414 Nyarusebeyi-Ruseseka Mabayi Cibitoke Placer à or
-2,7493 29,22063 1369 Mayuki Mabayi Cibitoke Placer à or
-2,73283 29,23163 1369 Rushiha-Nyamagana Mabayi Cibitoke Placer à or
-2,72671 29,23439 1378 Kabere-Cuzi Mabayi Cibitoke Placer à or
-2,71693 29,24257 1727 Gitovu Mabayi Cibitoke Diatrème à or
-2,76363 29,245 1580 Gakerekwa Mabayi Cibitoke Diatrème à or
-2,74161 29,25564 1539 Rutorero-Perse Mabayi Cibitoke Placer à or
-2,74445 29,26514 1590 Rutorero-Perse II Mabayi Cibitoke Placer à or
-2,7466 29,27074 1576 Rutorero Mabayi Cibitoke Placer à or
-2,74632 29,27693 1619 Perse-Gafumbegeti Mabayi Cibitoke Placer à or
-2,74823 29,24056 1685 Gasarabuye Mabayi Cibitoke Diatrème à or
-2,64663 29,22426 1756 Ruhororo Mabayi Cibitoke Diatrème à or
-2,63721 29,22163 1731 Kamenge Mabayi Cibitoke Placer à or
-2,62959 29,21771 1711 Ruhwa Mabayi Cibitoke Placer à or
-2,69242 29,25207 1515 Gitukura Mabayi Cibitoke Placer à or
-2,74247 29,12062 1291 Rusagara Mugina Cibitoke Placer à or
-3,04062 29,61196 1805 Mvumvu Matongo Kayanza Carbonatite
-3,03416 29,608 1885 Kabuye Matongo Kayanza Syénite néphélinique
-2,82252 29,56594 2049 Kivuvu Kabarore Kayanza Pegmatite à Nb-Ta, SnO2
-2,37854 30,25105 1396 Gatete Busoni Kirundo
Pegmatite à Nb-Ta,
SnO2
-2,38122 30,23318 1542 Murehe Busoni Kirundo Pegmatite à Nb-Ta, SnO2
-2,53706 30,34201 1429 Kabuyenge Bwambarangwe Kirundo
Filons de quartz
aurifères
-2,6982 30,33189 1745 Kamaramagambo Butihinda Muyinga Filons de quartz aurifères
-2,70813 30,2584 1820 Kamaramagambo Butihinda Muyinga
Filons de quartz
aurifères
-2,71466 30,32348 1848 Bukurira Butihinda Muyinga Filons de quartz aurifères
-2,81354 30,38141 1592 Gatovu I Muyinga Muyinga
Filons de quartz
aurifères
-2,81697 30,37853 1629 Gatovu II Muyinga Muyinga Filons de quartz aurifères
-2,70227 30,32937 1789 Murehe Butihinda Muyinga
Filons de quartz
aurifères
-2,705 30,32383 1766 Kizebe Butihinda Muyinga Filons de quartz aurifères
96
-2,70478 30,32405 1755 Kizebe Butihinda Muyinga
Filons de quartz
aurifères
-2,71611 30,32349 1841 Bukurira Butihinda Muyinga
Filons de quartz
aurifères
-2,72277 30,31298 1777 Kamaramagambo Butihinda Muyinga Filons de quartz aurifères
-2,71933 30,31453 1808 Kamaramagambo Butihinda Muyinga
Filons de quartz
aurifères
-2,69963 30,31772 1738 Nyarubuye Butihinda Muyinga Filons de quartz aurifères
-2,75644 30,28671 1660 Masaka I Butihinda Muyinga
Filons de quartz
aurifères
-2,76446 30,27806 1698 Masaka II Butihinda Muyinga Filons de quartz aurifères
-2,78297 30,27013 1741 Nyungu Gasogwe Muyinga
Filons de quartz
aurifères
-3,53511 29,43584 1857 Murambi Mutambu Buja Rural Veines métasomatiques à REE
-3,55438 29,45225 1852 Rusutama Mutambu Buja Rural
Veines
métasomatiques à REE
-3,55656 29,4522 1961 Kivungwe Mutambu Buja Rural Veines métasomatiques à REE
-3,55669 29,39272 1516 Kivungwe Mutambu Buja Rural
Veines
métasomatiques à REE
-3,55629 29,39325 1495 Kivungwe Mutambu Buja Rural Veines métasomatiques à REE
-3,54879 29,40164 1767 Kivungwe Mutambu Buja Rural
Veines
métasomatiques à REE
-3,55017 29,41327 1752 Gomvi Mutambu Buja Rural Veines métasomatiques à REE
-3,55008 2941344 1739 Gomvi Mutambu Buja Rural
Veines
métasomatiques à REE
-3,53213 29,42286 1887 Nyamikole Mutambu Buja Rural Veines métasomatiques à REE
-3,53212 29,43532 1769 Murambi Mutambu Buja Rural
Veines
métasomatiques à REE
-3,51733 29,42292 1734 Gasagwe Mutambu Buja Rural Veines métasomatiques à REE
-3,69361 30,09949 1626 Musongati Musongati Rutana Latérites nickélifères
-3,69975 30,13294 1507 Musongati Musongati Rutana Latérites nickélifères
-3,70058 30,13619 1569 Musongati Musongati Rutana Latérites nickélifères
-3,70294 30,10905 1723 Musongati Musongati Rutana Latérites nickélifères
97
Annexe B : Analyse par diffraction des rayons X de l’échantillon (GK-01)
de terres rares provenant de la région de Gakara.
Les phases minérales dominantes sont : bastnaésite-(Ce), monazite-(Ce, Nd), Cérianite
thorifère, cérianite (Ce), et rhabdophane (Ce, La).
98
Annexe C : Analyse au MEB d’un échantillon de bastanaésite provenant
de la région de Gakara.
Structure bréchique avec gros cristaux de bastnaésite, des fractures forment un réseau dense
Bastnaésite
99
Monazite (ÉTR) PO4, cérianite CeO2
Bastnaésite (ÉTR) CO3 F
100
Oxyde de fer
Quartz (SiO2)
101
Annexe D : Résultats d’analyse à la microsonde électronique, d’une bastnaésite provenant de la région de
Gakara.
Les conditions d’analyse sont : voltage = 15 kv, courant = 20 nA, temps de comptage = 20 s
Note : Le total est différent de 100% parce qu’il y a des éléments qui n’ont pas été analysés.
Oxydes TR La2O3 Ce2O3 EuO Gd2O3 Dy2O3 Ho2O3 Pr2O3 Nd2O3 SmO Er2O3 Tb2O3 Tm2O3 Yb2O3 Y2O3 CaO F P2O5 U2O3 ThO2 Tot
#1 20,398 33,296 0,431 0,000 0,057 0,060 3,230 10,536 0,964 0,000 0,000 0,025 0,000 0,146 0,111 7,865 0,000 0,000 0,000 74,010
#2 20,357 34,182 0,708 0,524 0,040 0,000 3,133 10,570 0,757 0,096 0,023 0,081 0,000 0,086 0,106 7,922 0,007 0,000 0,042 75,521
#3 19,820 33,437 0,600 0,750 0,000 0,000 2,955 10,705 1,072 0,000 0,000 0,010 0,000 0,105 0,143 7,801 0,009 0,000 0,042 74,518
#4 25,203 22,391 0,900 0,134 0,000 0,000 3,744 12,736 0,982 0,000 0,000 0,162 0,022 0,165 2,934 0,358 27,686 0,000 0,000 98,087
#5 26,947 17,699 0,789 0,492 0,000 0,000 3,634 13,371 1,150 0,038 0,000 0,088 0,000 0,188 2,699 0,245 28,408 0,000 0,024 96,530
#6 14,497 52,547 0,000 0,129 0,000 0,000 1,816 4,628 0,588 0,000 0,026 0,172 0,000 0,063 1,735 0,922 12,263 0,000 0,000 90,328
#7 0,257 86,078 0,000 0,114 0,000 0,409 0,177 0,721 0,093 0,000 0,058 0,053 0,013 0,014 0,488 1,126 2,635 0,000 0,065 94,020
#8 20,671 32,171 0,498 0,175 0,000 0,000 3,015 10,573 1,056 0,000 0,000 0,130 0,000 0,074 0,148 7,633 0,005 0,000 0,041 73,306
#9 0,433 84,534 0,000 0,093 0,000 0,000 0,256 0,759 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,032 0,555 1,040 2,970 0,000 0,000 92,129
#10 25,003 19,838 0,756 0,033 0,000 0,000 4,104 13,770 1,172 0,000 0,013 0,151 0,000 0,099 2,197 0,637 27,860 0,000 0,000 98,065
#11 33,162 6,139 1,006 0,618 0,006 0,000 4,527 15,549 1,301 0,000 0,000 0,094 0,000 0,257 2,738 0,226 30,587 0,000 0,001 96,566
#12 35,467 4,581 0,843 0,326 0,000 0,000 4,465 15,382 1,296 0,000 0,077 0,097 0,081 0,216 3,116 0,339 30,649 0,015 0,008 97,429
#13 25,557 19,474 0,787 0,460 0,000 0,000 3,807 12,676 1,063 0,000 0,059 0,059 0,000 0,161 3,519 0,622 29,411 0,000 0,033 98,335
#14 19,551 33,511 0,785 0,267 0,000 0,180 3,070 10,515 1,044 0,000 0,000 0,078 0,000 0,183 0,027 7,573 0,014 0,000 0,000 74,160
#15 23,204 22,116 0,660 0,458 0,000 0,119 4,018 14,243 1,323 0,073 0,000 0,161 0,056 0,108 2,667 0,556 28,903 0,000 0,091 99,574
#16 21,387 34,125 0,545 0,000 0,000 0,000 3,015 10,552 0,935 0,015 0,107 0,103 0,000 0,118 0,000 8,064 0,027 0,000 0,038 76,260
#17 20,692 24,763 0,812 0,380 0,000 0,000 4,014 13,546 1,081 0,000 0,000 0,094 0,000 0,117 2,449 0,541 29,524 0,000 0,000 99,140
#18 25,761 16,579 0,993 0,256 0,000 0,092 4,785 16,271 1,479 0,000 0,000 0,151 0,000 0,113 2,229 0,601 28,990 0,000 0,083 99,296
#19 0,000 83,527 0,000 0,000 0,000 0,037 0,054 0,679 0,008 0,000 0,000 0,022 0,051 0,025 0,533 1,192 3,004 0,000 0,000 90,974
Moyenne % 19,914 34,789 0,585 0,274 0,005 0,047 3,043 10,410 0,914 0,012 0,019 0,091 0,012 0,119 1,494 2,909 14,892 0,001 0,025 89,381
102
Annexe E : Analyse au MEB d’une péridotite serpentinisée provenant de
la région de Musongati.
Chromite (FeCr2O4)
Cr
103
Annexe F : Analyse au MEB d’un échantillon de syénite néphélinique
provenant de la région de Matongo.
Zircon (ZrSiO4)
Zr
Zr
104
Annexe G: Climatologie du Burundi (Institut Géographique du Burundi :
IGEBU, 2012).
Station de mesure Pluie Annuelle
Moyenne (mm)
Jour de Pluie par
an (jour)
Température Annuelle
Moyenne (°C)
Bujumbura 830.1 139.7 24.0
Cankuzo 1215.1 139.8 19.8
Gitega 1208.1 178.0 19.5
Gisozi 1473.9 178.3 16.6
Imbo 794.5 140.4 24.1
Karuzi 1158.8 136.3 19.6
Kirundo 1071.1 123.1 20.7
Kinyinya 1190.2 126.3 21.9
Makamba 1269.9 134.5
Mparambo 925.6 141.8 24.2
Mpota (Tora) 1518.8 184.6 15.4
Muyaga 1180.1 102.2
Muyinga 1099.7 136.1 19.8
Muriza 1156.5 148.1 18.6
Musasa 1160.0 158.3 21.6
Nyamuswaga 1361.9 159.9 18.9
Nyanza Lac 1271.2 120.0 23.4
Ruvyironza 1317.4 166.2 17.1
Rwegura 1678.2 190.2 14.9
Teza 1618.8 190.9 16.0
Annexe H : Carte géologique des gîtes métallifères du Burundi (PDF)