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Geology of main exploited commodities in the Democratic Republic of Congo
1. Cu-Co-Pb-Zn
(Dewaele, S., Muchez, Ph., El Desouky, H., Haest, M., Heijlen, W. 2008. Multiphase
origin of the base metal deposits in the Lufilian fold-and-thrust belt, Katanga
(Democratic Republic of Congo. http://edit.africamuseum.be/geco_website/)
1. Introduction
The Katanga province is located in the southeast of Democratic Republic of Congo (DRC)
and hosts part of the Central African Copper belt that is straddling the border between Congo
and Zambia. This belt is the largest and highest grade sediment-hosted stratiform copper
province known on earth. Combined production and reserves total approximately 190 Mt of
Cu of which 102 Mt are contained in the Congolese part of the belt (i.e. the Lufilian arc), as
stratiform or vein-type deposits. The stratiform mineralisation stretches from Kolwezi up to
Kimpe in the DRC (Figure 1). The stratiform copper deposits have been thoroughly
investigated since their recognition in the early 1900s. Most stratiform copper deposits are
located in the Lufilian arc (e.g.: Luiswishi, Kamoto, etc.), except for some smaller
mineralisation in the foreland (e.g.: Lufukwe, Kibodia, Mwitapile, etc., Dewaele et al. 2006,
El Desouky et al. in press). In the Lufilian fold-and-thrust belt, all stratiform deposits are preto syn-orogenic Cu-Co mineralisations. The stratiform mineralisation has historically been
mined by the Union Minière du Haute-Katanga (UMHK), later by the Gécamines.
Figure 1. Simplified geological map of the southern part of the Katanga province (modified after François,
1974). Area of interest of this study is indicated in yellow color.
1
Although the stratiform mineralisation form the largest part of the total production and
reserves, the syn- to post tectonic vein-type Zn-Cu mineralisation has also played a major role
in the mining history of the region. For example, the Kipushi deposit (Intiomale and
Oosterbosch, 1974; Intiomale, 1983; de Magnée and François, 1987) was one of Africa's
largest producers of Zn and Cu during the previous century. It is located some 30 km to the
WSW of Lubumbashi.
Since the majority of the mineralisation present in the Lufilian fold-and-thrust belt belongs to
the stratiform type (see later), this type of mineralisation forms the main topic of interest for
this report. This study mainly focused on the origin and genesis of the stratiform
mineralisation situated in the Congolese part of the Copperbelt, between roughly Kolwezi and
Lubumbashi. The Congolese part of the belt extends itself up to Kimpe. This area has
historically been subdivided in a western (area of Kolwezi), central (area of Kambove) and
eastern part (area of Lubumbashi).
Although numerous metallogenic studies have been carried out to deduce the origin of these
deposits, their formation still remains a matter of intense debate. The models proposed
include syn-sedimentary, early diagenetic, late burial diagenetic or syn-orogenic origins.
Figure 2. Schematic representation of the syn-sedimentary/syn-genetic model (after Garlick, 1972)
The syn-sedimentary or syn-genetic theory links the precipitation of sulphides to the
deposition of the host-sediments. According to Fleisher et al. (1976) and Garlick (1989), the
copper came from streams and reacted with hydrogen sulphide in anoxic standing water to
form the mineralisation (Figure 2). The model was based on the presence of sulphidic bedding
planes eroded by scour channels, slump folded ore horizons (Fleisher et al., 1976; Garlick
1962; 1989) and a zonal sequence of bornite-chalcopyrite-pyrite that follows the direction of
2
the sub-marine currents (Garlick, 1962). However, this model has been invalidated based on
the lack of systematic correlation between transgressive/regressive events and sulphide
zonation and based on the discontinuity of the mineralisation within a single lithostratigraphic
unit in Zambia (Annels, 1974; Sweeney & Binda, 1994). A syn-sedimentary to very early
diagenetic origin is still favoured by Okitaudji (1989; 1992; 2001) for the Cu-Co deposits of
Katanga in the DRC.
Bartholomé et al. (1971; 1972) and Bartholomé (1974) proposed a diagenetic, predeformation origin for the Cu-Co mineralisation at Kamoto at the western end of the Lufilian
fold-and-thrust belt. In this model an early sulphide generation formed during deposition and
early diagenesis of the host-rock, followed by a second sulphide generation due to the
interaction of the host-sediment and its pore water with a metal-bearing brine. The unknown
origin of the fluid, metal and the exact timing of the mineralisation, led to numerous
variations on the diagenetic model (e.g. Annels, 1989; Figure 3, Cailteux, 1974; Dejonghe and
Ngoyi, 1995; Lefebvre, 1989; Unrug, 1988).
Figure 3. Simplified model showing the incursion of metal-rich brine from a sabkha into the underlying rocks
belonging to the Series des Mines (modified after Cailteux, 1983)
McGowan et al. (Figure 4, 2003) presented field and isotopic data for the Nchanga deposit in
the Zambian sub-province that indicate an epithermal origin of this deposit, possibly during
deformation of the host sequence. Wendorff (2000a) suggested that part of the stratiform
mineralisation formed by the precipitation of metals in the foreland of advancing thrust sheets
during the Lufilian orogeny.
3
Figure 4. Model of McGowan et al (2003) presenting a syn-orogenic origin of the mineralisation at Nchanga.
The aim of this report is to demonstrate that several successive mineralisation/remobilisation
phases played an important role in the formation of the economic Cu-Co ore deposits in the
Copperbelt in Katanga, and not a single one. It is based on a compilation of available data
from unpublished archives, combined with an interpretation of satellite imagery, the
reconstruction of the paragenesis of different deposits, geochemical data and a
microthermometric study of fluid inclusions in authigenic quartz, associated with the main
mineralising phase.
2. Stratigraphy of the Kundelungu Supergroup
2.1 Stratigraphy
The sediments in the Lufilian belt and its foreland were deposited during the Neoproterozoic,
on a Palaeo- to Mesoproterozoic basement. The Katangan sediments started to be deposited in
an intra-cratonic rift (Porada and Berhorst, 2000; Unrug, 1988) or in an epicontinental marine
embayment (Jackson et al., 2003). The underlying pre-Katangan basement is poorly studied in
Katanga and what is known in northern Zambia has been documented by Key et al. (2001)
and Rainaud et al. (2002). These sediments were deformed during the Lufilian orogeny (ca
560 – 550 Ma; Cahen et al., 1984; Kampunzu and Cailteux, 1999; Porada and Berhorst,
2000). The Lufilian fold-and-thrust belt and its foreland are bordered to the west by the
Mesoproterozoic Kibaran belt and to the east by the Paleoproterozoic Bangweulu block.
The Katanga Supergroup consists of a 5 to 10 km-thick sequence that can be subdivided into
three groups based on two regionally extensive diamictites (Figure 5). From the bottom to the
top, the Katanga Supergroup is divided into the Roan, the Nguba and the Kundelungu Groups
(Cailteux et al., 2005). Sedimentation of the Katanga system started in a continental Roan rift
basin after ~880Ma (Armstrong et al., 2005), with a basal conglomerate (Cailteux, 1994). The
Roan is divided into four subgroups, i.e. the R1 to R4 Subgroups. The R1 Subgroup, known
as the “roches argilo-talqueuses (R.A.T.)”, consists essentially of massive or irregularly
4
stratified detrital formations with hematite present as authigenic plates and red pigment,
attesting to the primary oxidising conditions (Cailteux, 1994).
Figure 5. Stratigraphy of the Katanga Supergroup in Democratic Republic of Congo (modified after Cailteux et
al., 2005).
Towards the contact with the R2 (Mines Subgroup), there are indications that sedimentation
took place in an evaporitic environment. The sedimentary transition to the Mines subgroup is
at certain localities continuous, whereas at other localities a tectonic breccia developed at the
contact. The tectonic breccia formed during detachment of the Mines Subgroup, which was
aided by fluidisation of evaporitic material, probably present near the top of the R.A.T.
subgroup (Cailteux and Kampunzu, 1995). The importance of salt tectonics to explain the
large observed breccia bodies in the Lufilian belt is further stressed by Jackson et al. (2003).
The Mines Subgroup (R2) is a carbonate unit that contains the richest stratiform copper-cobalt
mineralisation, which occur at two different stratigraphic levels. The overlying R3 (Dipeta
Subgroup) is subdivided in four formations, each characterised by predominantly argillaceous
and siliciclastic beds at the base and by predominantly carbonate beds at the top (Cailteux,
1994). The transition to the overlying Mwashya Subgroup is again marked by a tectonic
breccia which developed at the contact. The Mwashya was deposited between 760 and 735Ma
(Master et al., 2005). The continuous stratigraphic sequence for the Roan group, as proposed
by François (1974) and Cailteux (1994), is contested by some authors. Porada and Berhorst
(2000) agree that the R.A.T. was deposited on the pre-Katangan basement, but they believe
that the overlying Mines, Dipeta and Mwashya subgroups form a platform facies association,
5
which became a Copperbelt-type tectonostratigraphical succession through the development
of foreland propagating thrust faults. Wendorff (2000a+b, 2005) does not interpret the
brecciated contacts as of tectonic origin. He proposed they should be called conglomerates
that were derived from erosion of advancing thrust sheets during the Lufilian orogeny. The
R.A.T. and the Dipeta Groups are olistostromes, deposited at the border of the developing
Lufilian orogen (Wendorff, 2002a+b, 2005).
In contrast to the disagreement about the stratigraphy of the Roan, all authors agree that
sedimentation of the Nguba group started with the deposition of a diamictite (the ‘Grand
Conglomérat’) that likely formed part of the Sturtian glacial deposits (Kampunzu et al., 2005)
(Table 1). The ‘Grand Conglomérat’ thickens towards the north (François, 1974) and is at
least observed as far north as Pweto, which is a town to the north of Dikulushi (Cahen, 1954).
The Likasi Subgroup, with at its base the ‘Grand Conglomérat’, contains a mixture of shale
and dolomite in the south and a lateral facies change towards pure shale in the north of the
Kundelungu basin (François, 1974; Batumiké et al., 2006). The Kakontwe limestone, in the
middle of the Likasi Subgroup, is only observed in the south, towards the Lufilian belt. This
limestone formation could be a cap carbonate, confirming the interpretation of the ‘Grand
Conglomérat’ as a glacial tillite (Porada and Berhorst, 2000). The Monwezi Subgroup was
deposited towards the end of the Nguba and consists of more detrital lithologies, with
relatively thin arkose layers in the north and thick, slightly carbonatised pelites and fine sands
in the south (François, 1974; table 1). Transition to the overlying Kundelungu Group is again
marked by a diamictite (the ‘Petit Conglomérat’) that forms part of the Kalule Subgroup. This
conglomerate layer could have been deposited during the Marinoan-Varanger ice age. The
Kalule Subgroup is similar to the Likasi Subgroup, since it also contains a thin cap carbonate
(the ‘Calcaire Rose’) overlying the ‘Petit Conglomérat’. The Kalule Subgroup becomes more
detrital towards its top, with the deposition of dolomitic siltstones, sandy shales and pink
oolitic limestone. The ‘calcaire rose’ is, unlike the Kakontwe limestone from the Likasi
Subgroup, continuous from the south to the north, with a layer thickness of around 5m
(François, 1974). The Kiubo Subgroup overlies the Kalule Subgroup and consists of
sandstones and shales (Cailteux et al., 2005). The top of the Kundelungu group is formed by
the Plateau Subgroup that consists of shales and arkoses.
6
Figure 6. Simplified geological map of the Lufilian belt, shown in grey (modified after Kampunzu and Cailteux,
1999; François, 1987). Roan lithologies are shown in black. These rocks host the majority of the stratiform CuCo mineralisation. Different hatched areas are older Archean to Mesoproterozoic rocks, granites or granitoids are
filled with crosses. The location of the Kipushi mineralisation is indicated with the white star and arrow. MSW:
Mwembeshi Shear Zone, L: Lubumbashi, LT: Lake Tanganyika, LM: Lake Mweru, LB: Lake Bangwuelu, LK:
Lake Kariba.
Historically, the mineralized sections of the R.A.T. and the Mines Subgroup have been
subdivided in different sections based on their appearance (e.g. François, 1974). The R1 Subgroup forms the so-called R.A.T. rouge. The Mines Subgroup (R2) has been subdivided into
three formations that are subdivided into different niveaus. Formation R2.1 is subdivided into
niveau R2.1.1 or the so-called R.A.T.gris, in niveau R2.1.2 that consists of subniveau
R2.1.2.1 or DStrat and subniveau R2.1.2.2 or R.S.F. and niveau R2.1.3 or the R.S.C. The
formations R2.2 and R2.3 are also called S.D. and C.M.N, respectively.
2.2 Tectonic history Copperbelt
Folding and overthrusting, related to the Lufilian orogeny, developed a mountain chain in the
south of Katanga and some smooth anticlines (i.e.: Lufukwe-, Kiaka-, Kabangu-anticlines) in
its foreland (Haest et al. 2007). Unrug (1983) divided the Lufilian belt in 5 structural domains
(Figure 6), i.e. the external fold-and-thrust belt (I), the "Domes area" (II), the "Synclinorial
belt" (III), the "Katangan High" (IV), and the "Katangan Aulacogen" (V). The latter forms a
triangular-shaped, largely tabular succession of sedimentary rocks, and can be regarded as the
orogenic foreland. Areas I and II in Figure 6 make up the Lufilian Arc sensu strictu
(Kampunzu and Cailteux, 1999). The areas are considered to be composed of a stack of thinskinned thrust sheets transported on a detachment plane that cuts the basal part of the Roan.
Upright or outward verging tight folds with axes traceable for distances of 50 to 175 km are
typical within the thrust sheets. The thrust sheets occur together with large megabreccia that
may have a tectonic origin (Lefebvre, 1980; François, 1974; Cailteux, 1990; Cailteux and
7
Kampunzu, 1995; Jackson et al., 2003) or a sedimentary origin for at least some of the breccia
(Wendorff, 2000a; 2005).
The Katangan basin was closed and deformed during the Lufilian orogeny, leading to
development of predominantly north-verging folds, thrusts and nappes. In a revision of the
tectonic evolution of the Lufilian Arc, Kampunzu and Cailteux (1999) recognized three
distinct phases of deformation. A first phase (D1, or "Kolwezian phase") produced regional
folding, thrusting and northward directed nappe transport. Kampunzu and Cailteux (1999)
suggested that this phase peaked around 790 to 750 Ma, but recent U-Pb zircon dating on
volcanic rocks interstratified with the "Grand Conglomérat" indicates that these lithologies,
which are deformed during the D1 event, are on average ~735 Ma (Key et al., 2001). As a
consequence, the D1 event must be placed significantly later. The second phase (D2, or
"Monwezian phase") was dominated by strike-slip deformation associated with sinistral
movement along the ~EW-oriented Monwezi fault zone, and ultimately along the regional
WSW-ENE trending Mwembeshi fault zone, an intraplate shear-zone (Figure 6). It was
suggested that this caused left-lateral mass extrusion of the Katangan cover rocks. It resulted
in renewed folding and faulting with production of faults that often cut parallel across D1 fold
hinges ("failles d'extrusion" of François, 1974, 1987). D2 strike-slip deformation gave rise to
the general convex geometry of the Lufilian Arc. Syntectonic igneous rocks along the
Mwembeshi Fault Zone (Hook Granite massif) were dated by Hanson et al. (1993) at ~ 550
Ma. A third deformation phase (D3, or "Chilatembo phase") finally caused late, transverse
folding and NS or EW trending faults. Many authors have stressed the importance of
regional-scale salt tectonics, involving partly presumed salt-bearing Roan lithologies, in the
kinematics of the Lufilian fold-and-thrust belt (e.g. François, 1974, 1987; Cailteux and
Kampunzu, 1995; Kampunzu and Cailteux, 1999; Jackson et al., 2003).
2.3 Metamorphism and magmatic/volcanic rocks
The Domes area in Zambia obtained an eclogite facies metamorphism and high-pressure talckyanite whiteschist metamorphism (zone II on Figure 6). This metamorphism has been dated
at ~590 Ma and ~530 Ma (Rainaud et al., 2005). A later regional metamorphic phase was
recognised at ~512 Ma (Richards et al., 1988; Torrealday et al., 2000; Rainaud et al., 2005).
The latter phase could be related to hydrothermal activity. In the Lufilian fold-and-thrust belt
(zone I on Figure 6), regional metamorphism grades from prehnite-pumpellyite facies in the
outer zones to lower greenschist facies towards the Domes area (Lefebre and Patterson, 1982;
Cluzel, 1986). However, the metamorphism can be locally disturbed due to hydrothermal
activity. Studies of the metamorphism of Roan lithologies showed indications for a sodic
(paragonite + albite), potassic (muscovite + phlogopite), magnesian (clinochlore + dolomite +
magnesite), and chlorine (scapolite) alteration (Cluzel, 1986; Vaes, 1962).
Numerous dolerite sills have been identified in the Dipeta Sub-group. Also spillitic lavas and
interstratified tuffs are found in this stratigraphic horizon (Lefebvre, 1973). They have been
submitted to a retrograde metamorphism and hydrothermal alteration. Some of the sills are
associated with a Cu-Co mineralisation. However, no direct relationship is supposed/observed
with the mineralisation present in the Series des Mines.
- Mwadingusha: In the upper part of the Roan/Dipeta, there occur green-coloured
crystalline rocks. They occur in the axe of the anticlinal structure. Microscopic
investigation indicates the presence of amphibole and plagioclase. Ilmenite, pyrite and
small grains of chalcopyrite are found. Lefebvre (1956) identified these rocks as
8
gabbros. Spectrometric analysis indicates the presence of copper and titanium and a
little cobalt and silver.
-Kakonge is situated at the western side of the route that connects Luambo and
Bunkeya. It hosts two spots with a Cu-Co mineralisation. It is situated in the central
part of an anticlinal structure interpreted to consist of Roan rocks. The deposit of
Kakonge-Pindi is the most important mineralisation. The igneous rocks, themselves
can contain local enrichments of malachite and cobalt sulphates. The highest grades
are found at Kakonge-Pindi in sedimentary rocks in contact with the mafic rocks. The
sedimentary rocks belong to the Dipeta, on which the intrusion of mafic rocks only
resulted in a very weak contact aureole. The mafic rocks are very similar to those
observed at Mwadingusha. They consist of plagioclases, biotites and amphiboles. The
ilmenite shows exsolution laminae from hematite and rutile. If pyrite is absent,
chalcopyrite and bornite are present throughout the entire rocks (maximum size of
10µm). These latter minerals are cemented by chalcocite, digenite and covellite.
-Sambwa: The mineralisation at Sambwa occurs in an anticlinal structure that consists
of Upper Mwashya rocks surrounded by Grand conglomerate. The extrusions are
filled with a breccia and a large part of Dipeta rocks that consist of violet sandstones
and pelites with hematite and some dolomite lenses. An oxidised mineralisation with
high grades but low extension has been found. The original magmatic rocks are rarely
found, since they have been brecciated. The original rocks have been obliterated by
later hydrothermal activity. It is south of Sambwa toward Ruashi, that the first
appearance of biotite occurs.
- In the central part of the Roan extrusion at Shinkolobwe, igneous rocks have been
identified (signal Lalumbi). They seem to be related to CMN/Dipeta rocks, but there is
a brecciated horizon obliterating the direct lithostratigraphic contact. It is interpreted
that there is an intrusion of mafic rocks in the upper part of the CMN (similar as at
Tenke and Fungurume). The contact between the mafic rocks and the host-rock is nontransgressive. The mafic rocks are crosscut by numerous quartz veinlets that contain
chalcopyrite mineralisation.
- The hills of Makawe belong to the last anticlinal structure that is still visible in the
Katanga Copperbelt. There is a copper mineralisation in the yellow dolomites of the
lower Mwashya. The mineralisation consists of chalcocite and malachite that occurs
along joints. The core of the anticlinal structure contains brecciated rocks. Mafic rocks
are found in the northern part of the anticlinal structure and in the axial breccia. The
rocks are dolerites. There is a low Cu grade, mostly in spots.
- Kipushi: at level 240, there is an intersection of the Kakontwe limestone and schistodolomitic breccia that crosscut mafic rocks. No contact metamorphism is present
between the mafic rocks and the breccia. The mafic rocks are classified as a dolerite. It
seems that the mafic rock was originally emplaced in Dipeta rocks.
- Diorite in the Kolwezi nappe. At Dikuluwe, a brecciated dioritic rock has been
observed. The rock is hosted in brecciated rocks of the R.A.T. The dioritic rock is
strongly altered and partly brecciated. No contact metamorphism is observed at the
contact of the dioritic fragments. According to one hypothesis, it is a fragment
9
detached from the basement. According to another model, it is an intrusion in the
R.A.T. rocks. If the latter case, it would be an exception for the whole Katanga.
Other locations where possible mafic intrusions have been described: Kipese, Kampesimpesi,
Muombe, Luishia, Midiashi, Kavundi west
2.4 Temporal evolution of the Lufilian belt
Fundamental to understand the relationship between the geodynamics of a basin and ore
deposits is the absolute dating of the mineralising periods (see also Muchez et al. 2007). The
formation occurred definitely after ~880 Ma (877 ± 11 Ma, Armstrong et al. 2005), since this
is the crystallization age of the Nchanga granite, on which the sedimentation of the Katanga
system started. Although it is often difficult to date ore deposits in sedimentary rocks, few
mineralisation in the Central African Copperbelt have been well-dated. Numerous U-Pb and
K-Ar age of uraninite mineralisation in the Congolese Copperbelt are available in the older
literature (Cahen et al., 1961; Cahen et al., 1971; Cahen et al, 1984). But these systems are
susceptible for resetting. Therefore, these ages should be carefully interpreted. Only recently,
techniques that are more resistant to resetting have been used for the dating of mineralisation
in the Copperbelt. Preliminary Re-Os isotope dating on the Konkola stratiform Cu deposit
suggests a mineralisation at 816 ± 62 Ma (in Selley et al. 2005). This age confirms an episode
of diagenetic mineralisation in the Copperbelt. A five point Re-Os isochron with analyses of
sulphides from the Nkanka, Chibuluma and Nchanga ore deposits yields an age of 583 ± 24
Ma. This age overlaps with the oldest biotite (~586 Ma) and monazite (~592 Ma) ages and
with the synorogenic magmatic rocks (~560 Ma). Also a younger Re-Os molybdenite age of
525.7 ± 3.4 Ma has been reported from Nkana (Barra et al., 2004). This age is comparable to
the 531 Ma of the high-pressure talc-kyanite whiteschist metamorphism (Rainaud et al.,
2005).
Late hydrothermal alteration and veining at the Musoshi stratiform copper deposit in the
Democratic Republic of Congo has been dated by U-Pb rutile and uraninite geochronology
(Richards et al., 1988a, b). Six rutile samples gave a U-Pb concordia upper intercept of 514 ±
2 Ma, which was confirmed by nine analyses of five uraninite vein samples that showed an
age of 514 ± 3 Ma. The fluid inclusions in the vein quartz from the hydrothermal zones
consist of a halite-saturated liquid at ~400°C with approximately 39 wt% NaCl and 15 wt%
KCl and a minor amount of CO2 and other components (Richards et al., 1988a). This
hydrothermal activity is interpreted to be related to the compressional deformation and
metamorphism associated with the Lufilian orogeny.
U/Pb dating of two uraninite generations at Luiswishi by Loris et al. (1997) provided an age
of 625 ± 5 Ma and 530 ± 0.9 Ma. The former age is situated at the transition between the
Nguba and the Kundelungu and the latter lies in the range of the Lufilian orogeny in the DRC.
The Kansanshi copper deposit in northern Zambia consists of high-angle, sheeted quartzcarbonate-sulphide veins with envelopes of disseminated sulphides (Torrealday et al. (2000).
The veins cut and replace metamorphosed Katangan sedimentary rocks of Neoproterozoic
age. Based on crosscutting relationships, three stages of subparallel veins were identified. The
first two vein sets are rich in chalcopyrite and contain minor molybdenite. The third vein set
is characterised by relatively abundant molybdenite with significant monazite and brannerite
and minor chalcopyrite. Re-Os dating of the latter molybdenite-monazite vein set indicates an
age of 502.4 ± 1.2 Ma, 10 million years younger than the dominant chalcopyrite veins (512.4
± 1.2 Ma; Torrealday et al. 2000). SHRIMP U-Pb analyses of monazite from the third vein set
yield a U-Pb age of 511 ± 11 Ma, within error similar to the Re-Os age. The ages of the
10
mineralisation at Kansanshi are broadly similar to those determined for other post-tectonic
vein systems in the Central African Copperbelt. A major mineralisation event occurred during
and after peak metamorphism and mineralising fluids responsible for the formation of many
of these deposits may have been metamorphic in origin (Greyling et al. 2005).
An age of ~800 Ma for the stratiform Cu mineralisation in the Central African Copperbelt
clearly indicates a Roan age for the mineralisation (the error on the age determination of
~60Ma could still indicate a Nguba age). Petrographic arguments clearly indicate
mineralisation started shortly after sedimentation and continued during shallow burial
(Muchez & Dewaele, 2006).
An important period of magmatic activity, characterised by volcanic and pyroclastic rocks,
occurred during the Dipeta (Cailteux et al., 2007). Differential subsidence took place during
this period (François, 1973), possibly initiated along syn-sedimentary faults (cfr. Porada &
Berhorst, 2000). Such extensional tectonic regime with high heat fluxes is an ideal setting for
sediment-hosted Zn-Pb and Cu deposits, including sedimentary exhalative, diagenetic and
epigenetic type deposits (Muchez et al., 2005). The available radiogenic data from both the
magmatic activity and the Cu mineralisation indicate that the first main phase of
mineralisation largely pre-dated this magmatic activity (760 Ma). However, important
thickness variations in the Lower Roan rocks are present (François, 1974), reflecting
differential subsidence started earlier during the Roan. In addition, the second mineralisation
phase characterised by the occurrence of coarse-grained dolomite and sulphide minerals in
veins and their surrounding host-rock could have taken place during this period of magmatic
activity.
Unrug (1988) proposed mineral emplacement during the Nguba by convective circulation of
basinal brines forced by a thermal gradient created by a wedge-shaped lithosome of Nguba
pelitic rocks with low thermal conductivity. Igneous intrusions and volcanic rocks were
interpreted as the source of metals. The latter view is largely questioned by Cailteux et al.
(2005) who stressed that mafic rocks are much less abundant than the 50% stated by Unrug
(1988).
Petrographic and structural evidence and radiometric dating all clearly indicate that a main
stage of ore deposition between 580 and 510 Ma (Cu-Zn-Pb-Ag-U) occurred during
metamorphism and tectonic activity related to the Lufilian orogeny. Recent studies in the
Lufilian foreland also indicate that mineralisation continued after this orogeny (Dewaele et
al., 2006; El Desouky et al., 2006; Haest et al., 2006).
3. Metallogenic model for stratiform mineralisation in the Copperbelt
3.1 Cu-Co mineralisation and satellite imagery
A systematic study of the occurrence of the Cu-Co mineralisation in the Katanga Copperbelt,
combined with satellite imagery, shows that the mineral occurrences are mainly stratiform
and limited to the R-2 group (142 of 169 stratiform deposits). The stratigraphic control on the
mineralisation has already been widely described in literature (e.g. Cailteux et al., 1994;
Demesmaecker et al., 1962; François, 1973; Oosterbosch, 1962; Unrug, 1988), i.e.
mineralisation occurs mainly in the Kamoto Dolomite and the Dolomitic Shales. These
formations can often be easily identified by satellite imagery as they occur as ridges due to
their resistance to weathering. These ridges, consisting of R-2 rocks, occur along the margins
of thrust sheets and along fault zones in these thrust sheets. The interpretation of satellite
11
images and data on the mineralisation indicates that mineralisation outside the R-2 formed
dominantly by enrichment.
The majority of the described economic ore deposits are related to the presence of a
lineament (Table 2). This is not only the case for the enrichment mineralisation, but also for
the economic stratiform ore deposits belonging to the R-2 sub-group. Economic stratiform
Cu-Co mineralisation are situated at the intersection of the Roan strata and a crosscutting
lineament. The latter could reflect a fracture zone or even faults that formed the migration
pathway for descending waters that caused the supergene enrichment and possibly for
ascending mineralising fluids that formed the primary mineralisation. Raybould (1978)
stressed that the stratiform copper mineralisation of the southern part of the Copperbelt are
located along a northwest-southeast-trending lineament along which fluids migrated upwards
from the basement to form the copper mineralisation.
3.2 Early diagenetic origin
The first sulphides precipitated in the stratiform mineralisation are framboidal and euhedral
pyrite (and idiomorphic chalcopyrite) (Figure 7), which pre-date the cobalt and the main
copper mineralisation (e.g. Oosterbosch, 1951; Bartholomé, 1974; Bartholomé et al., 1971;
1972; Cailteux, 1994). Framboidal pyrite is characteristic for an early diagenetic precipitation.
This sulphide –and possibly the chalcopyrite– precipitated at temperatures between 20 and
60°C and at near-neutral pH due to bacteriogenic processes (cf. Bartholomé, 1974; Fleisher et
al., 1976; Sweeney et al., 1986; 1991; Okitaudji, 1992; 2001). This first mineralisation forms
a minor part, never exceeding 1%.
Figure 7. Schematic reconstruction of precipitation of early diagenetic pyrite in the sediments of the Series des
Mines. Early diagenetic mineralisation is indicated by brown spots.
A purely syn-sedimentary origin of the stratiform mineralisation is abandoned based on the
lack of systematic correlation between transgressive/regressive events and sulphide zonation
and based on the discontinuity of the mineralisation within a single lithostratigraphic unit
(Annels, 1974; Sweeney & Binda, 1994; Cailteux et al., 2007).
3.3 Diagenetic origin
The second, main generation of sulphides replaces or includes the sulphides of the first
generation (Bartholomé, 1974). The association of the cobalt mineralisation and a major part
of the copper mineralisation with diagenetic minerals indicate that they precipitated during
further diagenesis (Figure 8; cf. Bartholomé, 1974; Bartholomé et al., 1971; 1972; Cailteux, in
press; Dimanche, 1974; Unrug, 1988). This generation formed parallel to the bedding, occurs
in lenses or nodules. The sulphide mineralisation consists of carrolite, bornite, chalcopyrite,
digenite and chalcocite. Typically is the association of the sulphides with authigenic quartz,
either disseminated in the host-rock or associated with pseudomorphs after anhydrite nodules.
The pseudomorphs have been found in samples of all the studied deposits, from Kamoto over
Kambove to Luiswishi. The authigenic quartz is followed by the precipitation of coarser
grained dolomite cements, which can also contain mineralisation. Depending on the specific
mineral deposit, digenite, chalcocite, chalcopyrite and carrolite have been found in this
dolomite cement.
12
Petrographic arguments for the exact timing of the main mineralisation within the burial
history are lacking. However, Sweeney et al. (1986) and Sweeney & Binda (1989; 1994)
proposed that the bulk of the sulphides formed before appreciable burial of the sediments. A
diagenetic origin is supported by the Re-Os dating of chalcopyrite in the Konkola deposit
(Zambia) at 816 ± 62 Ma (in Selley et al. 2005). This mineralisation phase could be related to
the early Katangan rifting of the basin during the Roan, leading to the formation of a passive
continental margin (Muchez et al. 2007).
Figure 8. Schematic reconstruction of precipitation of main mineralsiation during early diagenesis, associated
with the peudomorphose of the anhydrite nodules. Mineralisation formed by diagenetic processes are indicated
by the purple spots.
Microthermometric results of fluid inclusions in the authigenic quartz indicate the presence of
a fluid with a minimum temperature between 80° and 195°C and salinity between 8.4 and
18.4 eq. wt% NaCl. These data demonstrate that during the main mineralisation, relatively hot
saline fluids migrated though the Roan. Ore precipitation was caused by the upward migration
of relatively hot fluids from the deeper subsurface into the Roan strata.
A similar temperature and salinity range (9-16 eq. wt% NaCl) is reported by Annels (1989)
for fluid inclusions in early quartz associated with pyrite, chalcopyrite, pyrrhotite and bornite
from the Chambishi deposit (Zambian subprovince). Annels (1989) proposed a model that
includes the upward migration of the mineralising fluid along faults from the basement and a
lateral flow in permeable arenites and below impermeable horizons such as the Ore Shale.
A mentioned above, the presence of pseudomorphs after anhydrite are widespread throughout
the Copperbelt. It seems that these are associated with the main part of the mineralisation. A
model is proposed by Muchez et al. (2008) that explains the origin of the pseudomorphs after
anhydrite, taking several observations into account:
1) the replacement of the anhydrite by dolomite and the subsequent replacement of the
dolomite by sulphides and quartz, preferentially along the rim of the nodule;
2) the typical association of the sulphides with large amounts of authigenic quartz;
3) the dissolution of the detrital quartz in the siltstones;
4) the negative δ34S values of the metal sulphides in the pseudomorphs;
5) the depletion in the oxygen and carbon isotopic composition of the dolomites
compared to marine Neoproterozoic dolomites;
6) the high salinity of the mineralising fluid;
7) the variation in the amount of the minerals (dolomite, AQ and sulphides) present in
the pseudomorphs;
8) the preferential occurrence of carrolite in layers with pseudomorphs.
If an average δ34S value of 17.5‰ V-CDT is taken for the Late Neoproterozoic seawater
(Claypool et al. 1980), the calculated ∆SO4-H2S values for the copper-cobalt sulphides in the
evaporite pseudomorphs would suggest bacterial sulphate reduction (BSR) process for the
13
origin for the sulphide (Ohmoto 1986, Machel et al. 1995). The net mass balance reaction for
the sulphate reduction can be described by the following general equation (Machel 1987):
organic matter + SO42- => altered organic matter + H2S (HS-) + HCO3- (CO2) + H2O (1)
The reductant is provided by organic matter in the siltstones (Cailteux 1994) or by
cyanobacterial mats in the laminated carbonates (Bartholomé et al. 1972). As a by-product of
this BSR, calcite most often replaces calcium sulphate (Machel 2001). This is supported by
the widespread occurrence of calcite cements in environments affected by BSR (Sassen et al.
1988). In addition to calcite, dolomite may form when the host carbonate rock is a dolostone
(Machel et al. 1995, Machel 2001). The earliest mineral that replaced anhydrite in the
dolomitic siltstones and dolomites of the Roan group was indeed dolomite:
Ca2+ + Mg2+ + 2CO2 + H2O <=> CaMg(CO3)2 + 4H+
(2)
The saline, metal-bearing external fluids migrated through the sediments and in the
neighbourhood of the pseudomorphs, the Cu, Fe and Co cations in solution reacted with the
H2S formed during BSR, resulting in the precipitation of the sulphides:
Me2+ + H2S => MeS + 2H+
(3)
An important observation for the interpretation is the close association of sulphides with large
amounts of authigenic quartz in the pseudomorphs. Firstly, quartz is a typical replacement
product of the silicification of evaporites or precipitates from a sulphate-rich fluid. Secondly,
precipitation of large amounts of authigenic quartz is only possible if the ambient fluid was
rich in silica and sufficient amounts of such a fluid migrated through the siltstones and
dolomites. Si-rich fluids are characterised by an elevated pH (Hesse 1989). Bartholomé et al.
(1972) already noticed that the origin of the large amount of silica is an important
geochemical problem, which is perhaps directly related to the genesis of the orebodies. The
significant amount of copper-cobalt sulphides in the pseudomorphs implies an open to semiopen system for the mineralising fluids, allowing the mass transfer of the metals (Garven
1995). The saline, metal-bearing fluids migrated through the sediments and in the
neighbourhood of the pseudomorphs, reacted with the H2S formed during BSR, which
resulted in the precipitation of the sulphides. Precipitation firstly occurred around the rim of
the pseudomorphs and continued towards the core. Sometimes the core still consists of
anhydrite. During precipitation of dolomite and sulphides, hydrogen ions are released
(reactions 2 and 3), which are interpreted to have caused a decrease in pH and precipitation of
authigenic quartz from an alkaline solution (Williams and Crerar 1985, Hesse 1988). Brown
(2005) already suggested that the mineralising fluid in sediment-hosted stratiform copper
deposits could be buffered by silicate constituents of the basin fill. The solubility of quartz
increases significantly with pH (Williams and Crerar 1985). The decrease in pH may also
cause the dissolution of earlier formed dolomite in the pseudomorphs and of the more finegrained dolomite in the host-rock. Due to the fine-grained nature of the host-rock dolomite,
this could not be observed. However, dissolution cavities in the dolomite filled with AQ and
sulphides are observed. The dissolved dolomite forms an additional source for the dolomite
cement that later replaces the anhydrite in the more central parts of the anhydrite nodule.
Changing physico-chemical conditions (Eh-pH, aS2) and varying contributions of mineralising
fluids (temperature, amount of metals available) cause variations in sulphide, AQ and
dolomite precipitation. Although in general AQ and sulphides replace dolomite, different
14
successive phases may be recognised and the amount of the three minerals may vary
significantly within the nodules between different layers. However, within one layer the
composition of the pseudomorphs is rather constant. The replacement of anhydrite nodules
from the rim towards the centre is typical for these pseudomorphs and implies that transport
from and towards the centre remains possible (Ulmer-Scholle et al. 1993; Alonso-Zara et al.
2002).
A question which still has to be answered is the source of silica in solution. The dissolution of
detrital quartz has been observed in the dolomitic siltstones, resulting in the absence of
detrital quartz in layers characterised by clusters of authigenic quartz and by the formation of
massive authigenic quartz with randomly oriented phyllosilicates enclosed. This dissolved
silica may have formed the source of the authigenic quartz, however, other sources should not
be excluded.
Characteristic is the high amount of carrolite in rocks rich in pseudomorphs after anhydrite.
This can be explained by the high sulphur activity in the host-rock due to BSR. Craig et al.
(1979) demonstrated that the mineral that precipitates in the Cu-Co-S system is mainly
dependant of the temperature and the sulphur activity. Carrolite especially forms at very high
sulphur activities, which is in agreement with the large availability of sulphur in the anhydrite
nodules.
The source of high-salinity base metal mineralising brines has been investigated in numerous
studies. Mostly, the brines were generated by evaporation of sea water in a restricted
environment. The high salinity fluids migrated in the subsurface and often into the underlying
basement (Selley et al. 2005), where they obtained a high temperature. The downward, often
deep circulation of saline fluids results in a widespread dolomitisation (e.g. Jones et al. 2003).
Also in the Copperbelt, evaporitic conditions existed during the sedimentation of the Mines
and Dipeta Group and evaporative brines formed as evidenced by the abundance of
pseudomorphs after anhydrite and early diagenetic magnesite (Cailteux et al. 2005).
The carbon and oxygen isotopic composition of the host rock dolomites partly falls within the
range of Neoproterozoic marine dolomites (Veizer and Hoefs 1976; Lindsay et al. 2005).
Such a marine origin is in agreement with the dolomitising models proposed by Bartholomé et
al. (1972) and Cailteux (1977, 1994). Bartholomé et al. (1972) envisaged dolomitisation by
the reflux of hypersaline fluids that formed in the lagoonal sedimentary environment.
Dolomite precipitation in an intertidal to supratidal environment was proposed for the finegrained dolomites by Cailteux (1974, 1994). Dolomites that form in a marine environment
during sedimentation and early diagenesis are often partly or completely recrystallised (Land
1980; Nielsen et al. 1994; Smith and Dorobek 1993). The carbon and oxygen isotopic values
of the dolomites that are below the marine isotope values are explained by recrystallisation,
possibly under the influence of the mineralising fluids that migrated through the rocks.
The isotopic composition of the dolomites replacing the anhydrite nodules is also lower than
the isotopic composition of marine dolomites. The lowest δ18O value of -11.5‰ V-PDB can
be explained by dolomite precipitation from seawater at a maximum temperature between 55
and 70°C (cfr O’Neil et al. 1969), and thus within the temperature range of bacterial sulphate
reduction. Dolomites with higher δ18O values precipitated at lower temperatures. The low
δ13C values are the result of preferential incorporation of 12C, generated during the oxidation
of organic matter (Irwin et al. 1977; Sweeney and Binda 1989). This oxidation can
immediately be related to reaction (1).
15
3.4 Late diagenetic and syn- to post-orogenic mineralisation
The mineralised sediments are commonly cut by fissures, which are attributed to tectonic
deformation (Figure 9). In Congo, the orebodies were tectonically dismembered during the
Lufilian orogeny and form part of thrust sheets (e.g. Demesmaecker, 1962; François, 1974)
related to the Lufilian orogeny.
Figure 9. Schematic reconstruction of the remobilisation of existing minrealsiation and pecipiation of
mineralsiation in veins during late-burial syn-orogenic conditions. The mineralisation formed during late
diagenesis, syn-to-late orogeny are indicated by the yellow colour.
In Musonoi and Kamoto, the fractures are filled with the dolomite generations III and IV and
chalcocite-digenite-hematite. The deposits in the central and eastern part of the Copperbelt
show numerous veins crosscutting the mineralised beds. Numerous authors (e.g. Bartholomé
et al., 1972; Bartholomé, 1974; Lefebvre, 1976; Cailteux et al., 1994; Dejonghe, 1997;
Garlick, 1962; Hoy and Ohmoto, 1989; Maree, 1963; Winfield and Robinson, 1963)
identified mineralising phases associated with fractures and fissures.
Sulphur isotope analysis have been carried out on Cu-Co sulphides from recrystallized lenses,
nodules, veins and breccia cement at Luiswishi (El Desoucky et al in press). As mentioned
above, the reported δ34S values are similar as for the sulphides associated with the original
type I nodules and lenses. The explanation of this similarity is speculative. Possible
interpretations include an in-situ remobilization of the first phase Cu-Co sulfides during the
second fluid migration phase (cf Lerouge et al., 2005) or mixing between sulfur from
thermochemical sulfate reduction (TSR) of evaporite relicts and sulfur from the first phase
Cu-Co sulfides (El Desoucky et al in press).
Fluid inclusions have been investigated in type II nodules, veins and breccia at Luiswishi (El
Desoucky et al. 207). These have been interpreted to have likely a late diagenetic (e.g.
pseudomorphs of type II nodules) to syn-orogenic (tectonic breccia) origin. The similarity in
Th and salinity of the fluid inclusions favours a similar fluid. The very high temperature of
this fluid points to a deep basinal origin, eventually migrating upwards from the basement, or
could be a hydrothermal fluid heated by the pre- or syn-orogenic magmatic activity. It is
possible that this fluid was carrying new metals and/or remobilised the disseminated
mineralization of the earlier phase and re-precipitated them in economic ore deposits. The
major vein-type Cu-Zn deposit of Kipushi, which has been dated to be post-orogenic
Schneidder & Melcher (2007), represents another major mineralization phase in the Lufilian
arc. The fluid inclusion characteristics (Th and salinity) are slightly lower than those of the
16
syn-orogenic fluids. Late mineralization at Kipushi occurred at much lower temperatures and
thus well after the Lufilian orogeny.
Temperatures up to 400°C are recorded from fluid inclusions in post-ore vein quartz from
Musoshi (Richards et al., 1988) and Chambishi (Annels, 1989). These high temperatures have
been interpreted as the maximum burial and metamorphic temperatures reached in the area
(Richards, et al., 1988) or a possible magmatic event (Annels, 1989). Richards et al. (1988)
obtained a U/Pb rutile age of 514 Ma for this late hydrothermal activity, which they related to
compressional deformation and metamorphism associated with the Lufilian orogeny.
The Kipushi deposit is located near the southern border of the Democratic Republic of Congo,
with Zambia. The mineralisation is situated in the northern limb of a northwest-trending
anticline, with an axial plane slightly inclined to the south (see Kampunzu et al., 2009 and
references therein). The Kipushi mineralisation is located along the Kipushi Fault, at the
contact between the Kipushi and Katete Formations and in pipes that crosscut the Kakontwe
and Kipushi Formations (Heijlen et al., 2008; Kampunzu et al., 2009). The Kipushi Fault and
the contact between the Kipushi and Katete Formations formed the two major structural
features that controlled the position of the mineralisation, with the highest Cu and Zn grades
at the intersection of both (Heijlen et al., 2008). The position of the Kipushi deposit along a
fault that crosscuts a WNW– ESE-oriented anticline indicates that the mineralisation
developed during or after the Lufilian Orogeny. Recently obtained concordant Rb-Sr and ReOs ages of 451 Ma on sphalerite-bornite and bornite-renierite assemblages from the main
sulphide mineralisation indicate it formed ca. 50 Ma after the Lufilian Orogeny (Schneider et
al., 2007). The main sulphide mineralisation at Kipushi overgrew three generations of
hydrothermal dolomite and a generation of coarse-crystalline quartz. It is followed by a minor
generation of sphalerite. The main sulphide mineralisation replaced the dolomite host-rock
and its cements (Intiomale & Oosterbosch, 1974), which commonly resulted in banded ore
(Heijlen et al., 2008). The main-stage mineralising fluid was sourced from a vast area of deep
seated basement rocks and channelized along the Kipushi Fault, with the Grand Lambeau as
an impermeable roof.
The Dikulushi deposit is situated in the Kundelungu Plateau region in the southeast of the
Democratic Republic of Congo, close to the border with Zambia. Mineralisation at Dikulushi
is hosted in a dolomite-sandstone sequence from the base of the Kundelungu Group (Haest et
al., 2007).Two kinds of mineralisation can be distinguished at Dikulushi: a Cu-Pb-Zn-Fe
mineralisation that is dominantly observed along E-W-oriented faults in the west of the mine
and as remnants along NE-SW-oriented faults in the east, and a Cu-Ag mineralisation that
remobilised the earlier Cu-Pb-Zn-Fe mineralisation along NE-SW-oriented faults in the east
of the mine (Haest et al., 2007). The Cu-Pb-Zn-Fe mineralisation precipitated during the
waning stage of the Lufilian Orogeny at around 520 Ma ago and was remobilised afterwards
into the Cu- Ag mineralisation (Haest, 2009). Cu-Pb-Zn-Fe mineralisation at Dikulushi is
dominated by galena, sphalerite, chalcopyrite, bornite and chalcocite, with associated quartz,
dolomite and calcite gangue that precipitated in a reducing environment from a moderate
temperature (Th = 90-140 °C), saline (20-25 eq. wt% CaCl2) H2O-NaCl-CaCl2 fluid. The
Cu-Ag mineralisation consists almost entirely of an orthorhombic chalcocite, with a dense
cleavage, post-dating barite, calcite and quartz gangue that precipitated in more oxidizing
conditions from a low temperature (Th ~ 65 °C), low to moderately saline (<3 to >19 eq. wt%
NaCl) H2O-NaCl- KCl fluid (Dewaele et al., 2006b; Haest et al., 2009, 2010a). A large
number of smaller vein-type deposits occur in the Central African Copperbelt. Most of them
are of the Pb- Zn type, including the deposits of Kengere and Lombe in the DRC.
17
Tectonic deformation and metamorphism during the Lufilian orogeny, although resulting in a
set of cross-cutting (high-temperature) mineralised veins, seems -in general- not to have
resulted in significant remobilisation or redistribution of the sulphides (Hoy and Ohmoto,
1989; Sweeney et al., 1991; Sweeney and Binda, 1994; Winfield and Robinson, 1963). Minor
remobilisation of stratiform ores is shown by few crosscutting mineralised veins surrounded
by centimetre wide zones within which stratiform sulphides have been depleted (Cailteux et
al. 2007). However, the observation that economic grades of mineralisation in Roan rocks
occur along lineaments, suggests the importance of the fractures as pathways to control the
circulation of mineralising fluids.
3.5 Supergene enrichment
The ore deposits became weathered during their exposure, which resulted in the formation of
supergene enriched ore bodies (Figure 10). These deposits dominantly formed in Roan rocks,
but are also identified in Nguba and Kundelungu rocks. The intense meteoric alteration not
only formed numerous minerals, but the process also resulted in a major increase of the
copper content (from a few percent up to 25% Cu), which is of great economic importance
(e.g. Demesmaeker et al., 1962; Garlick, 1962; Horscroft, 1963; Lefebvre, 1974; Oosterbosch,
1962; Ralston, 1963).
Figure 10. Schematic reconstruction of the supergene enrichment of the existing primary sulphide mineralisation
at the surface. The deposits formed by supergene enrichment are indicated by the green spots.
This discussion indicates that, although the main phase of the mineralisation in the Katangan
Copperbelt in particular and more generally in the Central African Copperbelt occurred
during diagenesis in a general sense, sulphide mineralisation/remobilisation appears more
specifically to have extended over a long period of diagenesis beginning with early diagenesis
and continuing during burial and tectonic deformation. Supergene enrichment followed in the
near-surface environment. The relation between the occurrence of mineralisation and the
lineaments indicates that these lineaments exerted an important control on the migration of
the fluids. A multiphase origin of the stratiform Cu-Co mineralisation is also proposed by
Cailteux et al. (2007). These authors conclude that a first group of sulphides grew at
temperatures less than 100°C, while a second group of mineralisation formed during the
Lufilian orogenesis from metamorphic fluids, due to the reworking of syn-genetic to
diagenetic mineralisation. Uranium mineral occurrences in the Lufilian fold-and-thrust belt
occur along strike slip faults and are interpreted to represent hydrothermal remobilisation of
previously existing diagenetic uranium mineralisation (Cailteux, 1997; Loris, 1996;
Meneghel, 1981).
18
4. Conclusion
A multiphase origin of the stratiform ores in the Lufilian fold-and-thrust belt in the
Democratic Republic of Congo is proposed based on literature and based on new data from an
archive compilation, satellite imagery interpretation, petrography and fluid inclusion research.
230 mineral occurrences from the Katanga Copperbelt in the Democratic Republic of Congo
(DRC) are reviewed. The majority of the Cu-Co occurrences is stratiform and occurs in R-2
sediments. On satellite images, these mineral occurrences can be located on ridges, which
occur near faults or along the margins of thrust sheets. Mineral occurrences outside the R-2
have mainly formed by enrichment due to remobilisation in the supergene environment.
The combination of satellite imagery and data on the mineralisation shows that economic
mineralisation –stratiform and enrichment– can be related to lineaments. Economic stratiform
occurrences have been identified at the intersection of the R-2 and a crosscutting lineament.
The latter could reflect a fracture zone or even a fault that formed the migration pathway for
descending waters that caused the supergene enrichment or possibly for ascending
mineralising fluids to form primary stratiform mineralisation.
The stratiform Cu-Co occurrences have often been attributed to a strictly syn-sedimentary,
early diagenetic, burial diagenetic or syn-orogenic origin. During this research, it is postulated
that mineralisation formed during numerous successive mineralising stages. The main phase
of the mineralisation in the Central African Copperbelt occurred during diagenesis, well
before the Lufilian orogeny. However, mineralisation started already during early diagenesis
and continued long-time after the orogeny in the near-surface environment. After deposition
of framboidal pyrite during early diagenesis, Cu and Co–rich fluids circulated through the
subsurface and formed the main mineralisation during diagenesis before folding and faulting
of the rocks. The microthermometric data of the authigenic quartz demonstrates that ore
precipitation was caused by the upward migration of relatively hot fluids from the deeper
subsurface into the Roan strata (DRC) or it formed at depth during burial from basinal brines
that could have originated from the Roan or even basement strata (Zambia). The Lufilian
orogeny caused numerous fractures and faults cutting the mineralised beds. Circulation of
fluids along these faults resulted in additional remobilisation phases and important supergene
enrichment.
The host rock of the stratiform Cu-Co ore deposits in the Mines Subgroup of the Roan Group
has been recrystallized and dolomitised by the infiltration of hypersaline fluids that formed
during the lagoonal evaporitic conditions during the sedimentation of the Mines and Dipeta
Group, as is indicated by the oxygen isotopes that partly fall within the range of
Neoproterozoic marine dolomites. This hypersaline fluid is interpreted to have migrated
further downwards into the basement to get likley charged with metals.
Pseudomorphs of anhydrite nodules and lenses are abundant in the Mines Subgroup. These
pseudomorphs consist of dolomite that has been replaced by sulphides and authigenic quartz.
The replacement of the nodules and lenses is interpreted to be related to the bacterial
reduction of the sulphate (BSR) of the original anhydrite, based on the negative δ34S values
(δ34S = -10.3 – 3.1‰ V-CDT) of the sulphides in the evaporite pseudomorphs. The generation
of CO2 during this reaction caused firstly the precipitation of dolomite. The distinct negative
carbon isotopic composition of the dolomite in these pseudomorphs (-7.10 and -9.93‰ VPDB) are due to the incorporation of light carbon, interpreted to be generated by the oxidation
of organic matter during the BSR.
19
When the metal-bearing fluid reached the site of the BSR, it reacted with the BSR-derived
H2S at the site of the pseudomorphoses and precipitated the Cu-Co sulphides. The H2S
reacted with e.g. Cu, Co and Fe to form sulphides such as carrolite, bornite, chalcopyrite and
chalcocite. During dolomite formation, BSR and sulphide precipitation, hydrogen ions are
released, causing a decrease in pH and the precipitation of quartz, post-dating dolomitisation
and often also the sulphides. The mineralising fluid had an intermediate salinity (8 to 18 eq.
wt% NaCl) and is thought to represent evaporated seawater of Roan age.
A second mineralisation and/or remobilisation phase is characterised by the occurrence of Cu
and Co sulphides in dolomite and quartz veins that crosscut the nodules and lenses of the first
main mineralisation phase. A remobilisation is suggested by the identical mineralogy of the
sulphides of the first phase and in the veins and geochemical simililarities between both
phases. Higher salinity and higher temperature fluids are responsible for this phase. Different
periods can tentatively be suggested for formation of these mineralised veins. The veins could
have formed during late diagenesis (cfr Selley et al. 2005). Secondly during the Late Roan,
when volcanic and magmatic rocks were emplaced in the continental rift setting and when an
elevated heat flow was present.
Thirdly, mineralisation occurred during the Lufilian orogeny between 592 and 512 Ma
(Rainaud et al. 2005) that caused the deformation of the Katangan sediments. Radiometric
dating of sulphides at Nkana, Chibuluma and Nchanga (Zambia) revealed mineralisation ages
around 583 and 526 Ma (Barra et al. 2004). Vein-type polymetallic mineralisation also occurs
in the Copperbelt (e.g. Kipushi, DRC). Structural and radiometric evidence indicates these
deposits formed during and after the Lufilian orogen. Recently obtained concordant Rb-Sr
and Re-Os ages of 451 Ma on sphalerite-bornite and bornite-renierite assemblages from the
main sulphide mineralisation indicate it formed ca. 50 Ma after the Lufilian Orogeny
(Schneider et al., 2007)
The ore deposits became weathered during their exposure, which resulted in the formation of
secondary supergene enriched ore bodies, which can be followed until a depth of several
hundreds of meters.
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29
2. Gold - Gisements aurifères au Congo
(Lavreau, J. 1979. Musée royale de l’Afrique centrale Tervuren (Belg.), Département
Géologie et Minéralogie. Rapp. ann. 1978, 71/95 (1979)
On trouve de l’or dans presque tout le Congo, toutefois c’est dans le NE du territoire qu’il est
le plus abondant. Plus de trois quarts de la production proviennent de la seule province
orientale. La reste provient de mines situées dans l’est du Congo et au Katanga. Des
exploitations plus petits existent ou ont existé au Kasai et au Mayumbe. On a même signalé
un peu d’or dans des alluvions de la partie orientale de la cuvette congolaise
1. Les gisements aurifères du province oriental.
Some 330 T of gold, half of which coming from alluvial deposits, have been mined in the
Province Oriental (DRC), north of 1st parallel North. In addition to the placers and lodes,
important impregnation deposits have also been exploited. Primary and secondary deposits
are confined to greenstone belts of Archaean age, but most concentrations of economic grade
are located within more recent structural features.
1.1 Introduction
La région du Province Orientale) recèle un important patrimoine minier dont l'exploitation
n'est qu'ébauchée. On y trouve en effet d'importantes réserves de minerai de fer (itabirites),
d'hydrocarbures (schistes bitumineux), de calcaires cimentiers, outre des gisements d'asbeste,
de matériaux réfractaires, de diatomite, etc. dont l'importance n'est pas connue, Seul l'or, et
l'argent qui lui est associé ont toutefois fait l'objet d'exploitations à ce jour; la production
cumulée de la région atteint 330 T de métal. Ce chiffre comprend la production du Bas- et du
Haut-Uélé, ainsi que celle du bassin de l'Ituri-Aruwimi et des zones avoisinantes, mais exclut
celle qui provient des contrées situées au Sud du 1er parallèle nord, géographiquement liées
au Kivu. Les zones de Kilo et de Moto représentent à elles seules près de 90% de cette
production.
Nous nous limitons, dans cette note, a des généralités relatives aux productions, cadre général
des gisements exploites et opinions sur leur genèse; on trouvera dans une étude plus détaillée,
en cours d'élaboration, la description des caractéristiques propres de chaque gisement.
1.2. Cadre Géologique Général.
L'ensemble de la production aurifère provient de formations épimétamorphiques baptisées
Ganguen dans le Bas-Uélé (Cahen et Lepersonne, 1967), Groupe du Kibali (Commission de
Géologie, 1933), Kibalien (Duhoux, 1950), Complexe métasédimentaire et volcanique du
Kibali-Ituri (Lavreau et Ledent, 1975) dans les autres parties du Province Oriental et du Kivu
septentrional (Figure 1). Ces formations reposent sur des séries gneissiques de haut grade
(Bas-Uélé) ou constituent des plages plus ou moins étendues et envahies de masses
granitoides qui les enveloppent de toute part (Haut-Uélé) en association de type granite-etroches vertes; cet ensemble fait partie d’une structure plus importante s’étendant du Bas-Uélé
à la Tanzanie (Uélé Nyanza granite-greenstone belt, Cahen et al., 1976). Les
épimétamorphiques appartiennent à plusieurs cycles : certaines sont intrudées par des roches
quartz-dioritiques ou tonalitiques vieilles de ~ 2.9 b.a., d'autres sont affectées par des masses
granodioritiques a granitiques vieilles de ~ 2.5 b.a., d'autres, enfin, pourraient dater du laps
2.5-2.0 b.a.; la génération de 2.5 b.a. constitue, en volume, la majeure partie de ce que nous
avons appelé Massif granitoide du Haut-Zaire (Lavreau et Ledent, 1975). Les conclusions de
30
cette dernière note, limitée aux zones de Kilo et de Moto, peuvent être étendues aux zones de
l'Ituri-Aruwimi.
Figure 1. Esquisse géologique du Congo septentrional (simplifiée d'
après
LEPERSONNE, 1974) et localisation des régions aurifères.
1.3. Historique des prospections et des exploitations
1.3.1. Zone KILO-MOTO.
Le Département de 1' Intérieur de l'Etat Indépendant du Congo constitua en 1898 un Service
des prospections. Celui-ci envoya en 1903 en mission les prospecteurs australiens Hannam et
O'Brien (1) qui confirmèrent la valeur des indices d'or découverts par J. Henry en 1895, au
cours d'une campagne de caractère militaire (Léonard, 1939), dans un affluent de la rivière
Agola, situé à quelques kilomètres au Sud du poste de Vieux-Kilo. L'exploitation de ces
alluvions commença à la fin de l'année suivante, de même que la prospection de l'ensemble du
secteur. En 1906, Hannam découvrit les alluvions aurifères de la région de Moto, au pied du
mont Stick (près de Moku, au SO de Watsa), mises en exploitation en 1911 (Moulaert, 1950).
Mines domaniales de 1905 à 1908, remises à la Fondation de la Couronne en 1906 et; au
Patrimoine de la Colonie en 1908 après dissolution de la Fondation, exploitées sous un statut
étatique obscur pendant les dix années qui suivirent, sous la forme d'une régie industrielle à
partir de 1919, d'une société mixte de 1926 à 1964 (Société des Mines d'Or de Kilo-Moto), les
mines dépendent actuellement de l'Office des Mines d' Or de Kilo-Moto, organisme placé
sous contrôle de l'Etat zaïrois.
La Société, jouissant d'un Service des Prospections très actif (et dont les techniques ont par la
suite été utilisées dans de nombreux pays d'Afrique), vit sa production d 'or alluvionnaire
augmenter de manière continue et culminer pendant les années 1940-45, puis décliner suite à
l'épuisement des gisements de ce type. Le relais de la production alluvionnaire par la
production filonienne fut pris en 1920 a Kilo et 1925 à Moto, mais ne commença son essor
qu'après la mise en service de la Centrale hydroélectrique de Soleniama (rivière Shari) en
1924, pour culminer pendant les années '50 et décroître ensuite, suite au non-renouvellement
des réserves filoniennes au rythme des exploitations. La production des 20 dernières années a
31
été assurée par des gites d'imprégnation, situes dans la zone de Moto, dont la production est
aujourd’hui sur son déclin (fig. 2).
Fig. 2. -Production aurifère des zones de Kilo et de Moto.
1.3.2. Zone FORMINIERE.
Fondée en 1906, la Société Internationale Forestière et Minière du Congo obtint le droit
exclusif de recherche minière au Nord du 5e parallèle sud pendant 12 ans (terme prolongé par
la suite pour compenser les années de guerre perdues) et d’y obtenir des concessions
rninières. La Mission Forminière de 1907, dirigée par R. Mohun et comprenant les géologues
S. H. Ball, M. K. Shaler et les prospecteurs C.A. Reid et A.E.H. Reid explora Le Kasai et la
Maniéma jusqu'en 1909. Les frères Reid, prolongeant leur "terme", gagnent l'Uélé en
découvrent en 1909 les gisements alluvionnaires de Kanwa (haute Télé), et l'année suivante,
ceux de Babeyru (bassin de la Ngayu). Diverses missions se succèdent de 1910 à 1914 dans le
secteur, puis de 1920 à 1926, dirigées notamment par W. V. Butler et J. Henry, de sorte qu'on
peut estimer que des 1925 la majorité des zones à potentialités aurifères étaient découvertes et
délimitées. L'exploitation des zones concédées a la Forminière et a la Société minière de
l’'Aruwimi-Ituri (S.M.A.I., subsidiaire de la Forminière) fut confiée à la Société minière de la
Télé, filiale de la Forminière, fondée en 1912.
L'exploitation des ruisseaux Kanwa commença en fait dès 1911, année où il fut produit 22,8
Kg d'or fondu. De 1911 à 1914, 1 'exploitation produisit 159 Kg d'or et 73 diamants. En 1914,
les effectifs furent déplacés à Babeyru où les teneurs étaient plus élevées. Depuis la reprise
des exploitations en 1925 jusqu'en 1944, 892,8 Kg furent extraits des nombreux affluents de
32
la Télé et de l 'Aruwimi. Abandonnée par la Forminière, l'exploitation se poursuit de nos jours
grâce à l'activité d'orpailleurs.
Le secteur de Babeyru fournit, quant à lui, de 1913 à 1918, 749,8 Kg d'or provenant de divers
chantiers (rivières Babeyru, Nebuna, Mokefi, Imva, Ossessi, etc.), et de 1927 à 1950, 2.142,4
Kg. L'ensemble des chantiers situés dans la partie occidentale de la plage kibalienne de la
Ngayu et dans celle de l'Asoa (Yambenda) atteint 10.485 Kg d'or.
La partie orientale de la plage de la Ngayu n'a pas atteint ce niveau de production
alluvionnaire : 3.972 Kg y ont été produits dans les secteurs de M'Boro (M'Boro, Amuango,
Kitenge, Maipunji) et de Yindi (Yindi, Angukuluku) . Cette partie orientale recélait cependant
des gîtes filoniens importants. Ceux-ci permirent une production de plus de 9 T d'or,
provenant de Kitenge (2.249 Kg), Adumbi (ca. 4. 500 Kg (4), Bagbai (814 Kg), pour les
mines du Nord, et Yindi (1.407 Kg), Angukuluku (256 Kg), pour celles du Sud. Notons que
l'exploitation rationnelle de ces champs filoniens a toujours été entravée par le défaut de force
motrice suffisante pour l'extraction, l’exhaure et le broyage, de sorte que seules les zones a
teneur relativement forte ont pu être exploitées et ce, uniquement au-dessus du niveau
hydrostatique.
La longue chaine à noyaux d'itabirites qui s'étend d'Isiro à l'Uélé a été découverte par Butler et
ses adjoints, puis réprospectée 10 ans plus tard par B. Sekirsky. Elle n’a montré que des
gisements de faible importance, et n'a produit que 349 Kg d'or, dont 7 provenant du broyage
de quartz filonien à Godima. (Nord de l'Uélé). De même, la plage d'Andudu n'a-t-elle donne
que 40 Kg d'or alluvionnaire.
La grande plage de Mambasa a été concédée pour la plus grande partie à la C.F.L. (voir ciaprès). Au Nord de l'Ituri, la Société minière de la Télé a toutefois exploité pour le compte de
la S.M.A.I., les alluvions de Senguli, découvertes par de Mathelin en 1914 (riv. Belue, Pede),
qui ont livré 1.181 Kg d'or. La petite plage kibalienne de Penge, située entre les plages de la
Ngaya et de Mambasa, n' a donné qu' un Kg d ' or.
1.3.3. Zone M.G.L.
Troisième des « grandes sociétés » du début du siècle, la Compagnie du Chemin de fer des
Grands lacs au Congo supérieur (C.F.L.) exploita, dans la région' qui nous intéresse, par
l'intermédiaire de ses filiales M.G.L. (Compagnie minière des Grands Lacs) et Cominor
(Compagnie minière du Nord), les gisements aurifères de la plage kibalienne de Mambasa.
L'existence de ces gisements était connue par la présence de nombreux indices d'or dans
l'Ituri, révélés par J. Henry, et dont la prospection systématique fut effectuée par e.a. A.
Petitjean et A. Lhoest pendant les années ' 30.
Faute de documents précis donnant les productions chantier par chantier, nous avons dû nous
contenter d'une estimation globale de la production du bassin méridional de 1'Ituri, soit ~ 6 T
d'or (comprenant 947 Kg d'or produit par Cominor de 1937 à 1954) provenant uniquement
d'alluvions. La Mineko (Société minière du Nepoko), dépendant également de la C.F.L. a en
outre exploité 53 Kg d'or dans la partie nord-occidentale de la plage de la Ngayu-Asoa, en
aval des chantiers de la Forminière.
1.3.4. Zone SURONGO.
La Société minière de Surongo a exploite de nombreux petits chantiers situées pour la plupart
dans la plage kibalienne de Panga (La Société avait également des chantiers dans la plage de
33
la haute Télé et dans la boucle de l’Uélé, secteur des Amadis). La production cumulée des
chantiers de la plage de Panga a ete de 1.929 Kg d'or (dont 374 proviennent de la rivière
Libunga, concédée a la S.M.A.I.). Le caractère aurifère de ce secteur avait également été mis
en évidence par J. Henry et ses adjoints.
1.3.5. BAS-UÉLÉ.
Manqués par les prospecteurs de la Forminière au début des années '20, les gisements
aurifères liés aux plages ganguennes de Matundu et de la Bili furent découverts par les
prospecteurs de la Colomines (Société Coloniale et Minière) et exploités par la filiale
Mincobel (Société Minière du Congo belge) de cette société.
B. Aderca et V. Baty s’illustrèrent parmi d 'autres par ces découvertes. Les plages ganguennes
situées plus au Sud furent exploitées par la Société Minière de la Bili et la Société Minière du
Congo septentrional (Sominor).
Entre 1924 et 1954, ces sociétés produisirent :
-Mincobel 4.200 Kg
-Sominor 1.100 Kg
-Min. Bili 700 Kg
soit une production cumulée de 6 T d'or.
La production a décliné à partir de 1950, mais s'est poursuivie jusqu' en 1954 grâce à l'activité
d'orpailleurs. Quoique des recherches filoniennes aient été poursuivies par la Mincobel,
notamment dans le secteur de Matundu (eg. filons Kokosho), la quasi-totalité de la production
provient d'alluvions.
1.4. Nature des Gisements.
1.4.1. Gîtes alluvionnaires.
La nature et les techniques d'exploitation ou d'évaluation des gisements alluvionnaires ont été
décrites à plusieurs reprises, en particulier en ce qui concerne Kilo-Moto (e.a. Anthoine,
1941).
L'extension des gisements alluvionnaires ne dépasse en général pas celle des plages
kibaliennes; l'or n'a donc subi qu'un transport limite. De manière générale, les prospecteurs
ont pu retrouver le gîte primaire responsable de la formation des dépôts secondaires à
quelques centaines de mètres en amont de ces derniers. Les rivières drainant par exemple le
champ filonien de M'Boro-Adumbi tiennent des teneurs supérieures à 1 g/Ton jusqu' à 1-1.5
Km de ces filons; au-delà, les teneurs tombent pour ne pas dépasser les "traces." et autres
"couleurs" qu’on trouve généralement dans tous les cours d’eau traversant les terrains
kibaliens.
1.4.2. Gîtes eluvionnaires.
L'épaisseur exceptionnelle du manteau altéré en zones équatoriale et tropicale a permis
d'appliquer des techniques d'abattage en masse a la partie superficielle de nombreux gites
filoniens ou d'imprégnation. La majeure partie de la production filonienne a été réalisée dans
des roches rendues tendres par l'altération atmosphérique dans la zone du bassin de la Ngayu.
Des roches altérées, faiblement minéralisées à l'origine et enrichies superficiellement par un
processus d'élutriation, sises sur des "gneiss" et des "micaschistes" (voir plus loin), ont été
exploitées avec profit dans le secteur de Subani-Azimogu-Bumva (Kibali) malgré les travaux
hydrauliques importants qui ont dû être effectués. Près de Kilo, le mont Tsi a été décapité lors
34
de 1'exploitation de l'épais manteau altéré. Sis en roche saine, ces gisements n'auraient en
général pas pu être exploites, les teneurs en métal précieux ne payant pas le broyage.
Génétiquement, ces gisements sont à rapporter aux sites filoniens et d'imprégnation décrits-ciaprès.
1.4.3. Gîtes filoniens.
Plus de la moitié de l'or primaire (c'est-à-dire ne provenant pas d'alluvions) produit provient
de filons de quartz.
Dans la zone de Kilo, les gisements de ce type se répartissent au long de 4 alignements, dont
trois sont subparallèles (Duhoux : op cit) : les alignements de direction générale ENE
comprennent les gisements (d' Ouest en Est, et du Nord au Sud):
1. Yedi, Galaya, Agaye, Yemoliani, Pokwe, correspondant grosse modo à l'axe de la
rivière Lodjo,
2. Alosi, Dunda, Vieux-Kilo, Camp III, Sindani, au long duquel des alluvions très
riches ont été exploitées,
3. Labo, Tsele, Luma, Montjeri, Nizi, Tsi.
Le 4e alignement est transverse aux précédents, et possède une direction grosso modo
méridienne; y correspondent les gisements :
4. Issuru, Nzebi, Kanga, Senzere.
Actue1lement, ou jusqu'il y a peu, seuls les gisements de Yedi et de Nzebi étaient encore
exploités (sans grand profit d'ailleurs).
Les filons de quartz appartenant aux alignements ENE atteignent rarement 2 mètres; ils sont
sub-verticaux ou montrent une pente forte et sont en général conformes à la foliation des
épimétamorphites qui les encaissent. Ils s'épaississent parfois à la faveur de décrochements
transverses (Yedi). Dans les régions où cette foliation a été reprise dans une nouvelle
tectonique, le quartz aurifère se loge fréquemment dans les têtes de plis sous forme de saddlereefs (Senzere) (Legraye, 1940).
Les épontes sont de nature variable. A Yedi, il s'agit d'amphibolites massives a grain fin dans
lesquelles la schistosité n'apparait pratiquement pas en roche saine. A Senzere, il s'agit de
chlorito-talcschistes ou d’actinolitoschistes ; à Kanga et à Camp III, de diorite quartzitique ou
de tonalite; à Itende, de séricitochlorito-schistes albitiques d'origine andésitique.
Plus au Sud, à Tsele, Luna et Tsi, on observe des métadolerites, et à Nizi, des diorites
quartzitiques intrusives dans des roches vertes. Les teneurs varient considérablement : à Tsele,
le filon de quartz avait un mètre de puissance et montrait des teneurs variant entre 2 et 25
gr/Ton, la teneur moyenne de l'exploitation se soldant a 10 gr/Ton. A Luma, un réseau
subparallèle de filons de quartz tenant plus de 20 gr/Ton était exploité avec ses épontes, la
teneur de l'ensemble étant de 5 à 6 gr/ Ton. A Camp III, le filon, épais de 50 à 200 cm, tenait
20 gr/ Ton. D’une manière générale les teneurs oscillaient entre 6 et 14 gr/ Ton, avec une
moyenne approchant 10 gr/ Ton.
La structure NS d’Isuru-Senzere (alignement 4) se distingue des précédentes, outre par sa
direction, d 'une part par sa pente faible (0 à 30°), et de 1’autre part par son épaisseur. Cette
zone, localement aurifère, possède toutes les caractéristiques d’une shear-zone complexe
35
(Duhoux, op. cit., Woodtli, 1956; Lavreau, 1973), comprenant plusieurs zones de mylonites
(phyllonites ankéritiques) superposées, distantes de plusieurs dizaines de mètres, et séparées
par des zones ou les roches encaissantes sont cataclasées à des degrés divers. Des lentilles de
quartz, parfois aurifère, s’échelonnent au Long des passes mylonitiques .
Cette structure a été reconnue sur une longue distance et une profondeur de plus de 300 m.
Elle affecte aussi bien des roches vertes que les tonalites qui y sont intrusives, sans que le
caractère ou la richesse de la mineralisation s'en trouvent affectes (il en était d 'ailleurs de
même pour les filons sub-verticaux des alignements ENE). Ainsi, les gisements actuellement
exploités près de Nzebi sont sis l’un dans des chlorito-talcschistes, l’autre dans les tonalites (il
n’est pas établi s'il s'agit de la même faille cisaillante, rompue en deux panneaux par une faille
verticale, ou de deux failles cisaillantes superposées, qui sont responsables de la formation de
ces deux gisements). Les gisements de Guelley, Creek, Isuru se trouvent également dans des
tonalites, tandis que ceux de Kanga-Senzere se trouvent dans des roches vertes. II est
d’ailleurs probable que le site de Kanga-Senzere se trouve à la rencontre de 1’alignement NS
et d’un d' alignement EO intermédiaire entre les alignements 1 et 2 cités plus haut, comme
pourrait en témoigner la complexité des structures observées dans ce secteur.
Les teneurs des veines de quartz associées aux shear-zones sont du même ordre de grandeur
que celles observées dans les filons sub-verticaux. Le dernier gisement explore par sondage
dans le secteur de Nzebi a été estimé à 6 T d'or tenant 10 gr/Ton; ce chiffre ne tient pas
compte des teneurs faibles ou disparates montrées pan la roche tonalitique cataclasée de
1’éponte (Lavreau, 1973).
Les gisements précités sont drainés par la rivière Mongbwalu et ses affluents (Kanga, etc.),
dont les riches alluvions ont été exploitées sans soin puis ré-exploitées pendant près de 30 ans.
On ré-exploitait récemment (à très petite échelle) des concentrations d'or apparues dans les
tailings de l'usine de Kanga; de même à Yedi, 800 Kg d’or (réfractaire, a des teneurs de 25
g/Ton) ont été reconnus dans les tailings de la mine dont l'exploitation ne date que de
quelques dizaines d'année.
A Moto (Legraye, Op. cit.), les filons productifs sont très dispersés, et in n’a pas pu, jusqu’à
présent, mettre en évidence une clé de répartition. Les filons sont généralement orientés N
60°E et montrent un pendage moyen à fort. Le filon Le plus important qui ait été exploité se
trouve à Moku (filon Owe). II s'agit d'une veine de quartz noir, encaissée dans des roches
vertes amphibolitiques, reconnue en surface sur une distance de 800 m et en profondeur sur
60 m. Epaisse d'environ 1m, sa teneur variait entre 10 et 70 gr/Ton; son exploitation a été
abandonnée suite à des difficultés d'exhaure, après qu’on en ait extrait 491 Kg d'or.
Plus à 1 'Est, de Beverendi à Dubele, on a exploité un stockwerk de filons de quartz parfois
très minces, emplacé dans des métadolerites massives (Beverendi) ou schistoides (Dubele,
Arebi); les roches encaissantes y sont pratiquement stériles, tandis que les veinules de quartz
atteignent parfois des teneurs fabuleuses. L’exploitation est cependant limitée aux facies les
plus altérés et consiste essentiellement en un debourbage, les boulders de quartz sont traites à
l’usine de Durba. A l’ONO de Watsa, au long de l'Arebi, les sites de Zambula-Kosekia et de
Dila montrent des filons de quartz sub-verticaux de quelques décimètres, échelonnés au sein
de roches vertes foliacées ou bréchoides. Les filons montrent également des teneurs fortes,
mais leur tonnage est très faible, les épontes étant pratiquement stériles.
36
Dans la région de l'Ituri-Aruwimi, les productions filoniennes proviennent de deux secteurs :
Yindi-Angukuluku et: Kitenge-Adumbi.
A Yindi, situé dans la partie méridionale de la plage kibalienne de la Ngayu, à quelques
kilomètres de la couverture lindienne, 1 'exploitation d'un champ filonien a donné (de 1931 à
1952) quelque 1.407 Kg d’or brut. Découverts lors d’une prospection par tranchées continues,
un nombre considérable de filons et de filonnets (plus de 1400 ont été repérés) avaient
auparavant été ignorés au cours de prospections linéaires rapides; la ténacité des prospecteurs,
à la recherche du gisement primaire responsable de la présence de 612 Kg d’or dans les
alluvions de la Yindi (et affluents), est à 1’origine de leur découverte. L’exploitation a été
Limitée aux 20 filons principaux, et a été réalisée pour la plus grande partie en zone altérée.
L’épaisseur des filons dépassait rarement le mètre, et leur teneur variait entre 1 et 344 gr/Ton,
pour une moyenne générale de 3,6 gr/Ton au bilan (cette teneur tenait; d'ailleurs plus du type
d'exploitation qu' à la richesse de la veine de quartz et au caractère réfractaire de l'or).
Le champ filonien de Yindi se trouve inclus dans des métavolcanites comprenant des
talcschistes, des chloritoschistes et des sericitoschistes feldspathoquartzeux. Des roches
ferrugineuses (exploitées) ont parfois été décrites comme itabirites. Les filons et filonnets sont
parallèles à la foliation et à la «stratigraphie» (mise en évidence par les niveaux ferrugineux.
Aucun affleurement de roche granitoide n'est connu dans le secteur. Le quartz est
généralement pyriteux. La longueur des filons peut être considérable (l’un d'entre eux a été
suivi sur 1300 m) , leur épaisseur va de 0 à 200 cm. La mineralisation des épontes est
sporadique et n'intéresse que 5 à 20 cm du toit et du mur; la teneur y est du même ordre de
grandeur que dans le filon lui-même.
Les filons sont orientés N 130 à 140°E et pendent de 50 à 70° au SO, mis à part l'un d'entre
eux, transverse et lie à un décrochement de faible pente. Le champ filonien s'étend sur 400 x
1200 rn; dans l’ensemble il affecte l'allure d'un méga-schlieren.
A Angukuluku., la production filonienne n'a été que de 177,4 Kg d'or, pour une production
alluvionnaire de 670,8 Kg. Sept filons ont été exploités, outre deux zones éluvionnaires. La
puissance des filons allait de 5 à 30 cm, les teneurs de 10 à 20 gr/Ton (largement diluées à
l'extraction par des épontes pratiquement stériles).
Comme à Yindi, les filons sont subparallèles à la foliation; ils recoupent la "stratigraphie''
dans les têtes de plis (ou plutôt dans les chiffonnements). La dureté exceptionnelle des roches
vertes encaissantes a empêché l’exploitation des zones minéralisées situées sous le niveau
hydrostatique.
La prospection des secteurs voisins a révélé l'existence d'autres champs filoniens et
d’itabirites minéralisées. Les tonnages escomptés ont toutefois été jugés trop faibles pour
justifier leur mise en exploitation.
Les anciennes mines filoniennes de M'Boro, rebaptisées Bagbaie-Adumbi, puis Adumbi au
cours de l'évolution des découvertes et des exploitations, sont situées dans la partie
septentrionale de la plage kibalienne de la Ngayu, non loin de la zone d'affleurement du
Massif granitoide du Haut-Zaire dont certains éléments sont intrusifs dans les métavolcanites
kibaliennes du secteur.
Le groupe des mines de M'Boro, Adumbi, Kitenge et Maipunji se trouve au long d'un
alignement de reliefs allongés dans une direction ESE, modelant de manière caractéristique le
37
paysage entre la région de Yambenda (monts Asonga, entre les rivières Asoa et Gada) au NO
et le bassin de la Nduye, au SE.
Un essaim de filons de quartz parallèles a cet alignement devient particulièrement dense dans
la région d'Adumbi et de Kitenge. Les filons de M' Boro-Adumbi ont produit, de 1952 à 1959,
plus de 5 T d'or brut, pour une production alluvionnaire réalisée dans les bassins M'Boro et
Amuango, entre 1927 et 1951, de 2180 Kg. La mine d'Adumbi constitue dès lors le plus gros
producteur de la région.
Une vingtaine de filons ont été exploités, mais deux d'entre eux sont responsables de 88% de
la production. Ces filons, centimétriques à décimétriques, lardaient la colline d'Adumbi en un
faisceau subparallèle légèrement transverse au grand axe de la colline, au long de laquelle ils
se relayaient en échelons. Les teneurs (calculées sur le tout-venant) étaient remarquablement
constantes et oscillaient autour de 10 gr/Ton.
Une partie considérable du tonnage extrait correspondait à des éluvions couvrant le flanc
méridional de la colline. Le graphique des productions indique tout d'abord une augmentation
rapide de la production et du tonnage traite, para1lèlement à une diminution des teneurs, puis,
à partir de 1955, une chute rapide du tonnage extrait et; de la production d'or correspondant à
une exploitation limitée à deux filons (Les éluvions étant épuisées) et à une difficulté accrue
du traitement du minerai (abondance d'or réfractaire à l’amalgamation en roche moins
minéralisée); reflétée par l'augmentation de la teneur en or des tailings (de 1954 à 1957, la
teneur-de ceux-ci passe de 2,3 gr/Ton à 5,7 gr/Ton). Le coût prohibitif de l'extraction, telle
qu'elle était pratiquée, a amené à l'arrêt définitif des exploitations le 31-12-59.
La mine de Kitenge-Maipunji constitue le groupement le plus occidental du bassin de la
Ngayu; elle est située dans le même alignement morphologique que celles de M’BoroAdumbi. Ces mines ont produit, de 1938 à 1955, 2.030 Kg d'or brut, pour une production
alluvionnaire de 401 Kg. Plus de 57 filons ou tronçons de filons, répartis en deux groupes, ont
participé à la production, mais seuls 7 d'entre eux peuvent être considérés comme
relativement importants.
A première vue indépendants, le groupe des filons exploités à proximité de Kitenge et ceux
exploités plus à L'Est, vers Maipunji, appartiennent en fait à une structure filonienne unique,
se prolongeant d'ailleurs jusqu’à Adumbi, découpée par des failles transverses en tronçons de
gisement géographiquement distincts. Cet aspect général du champ filonien, suggéré par
l’examen de la répartition "en escalier" des filons, est confirmé par l'étude photogéologique
(décalage des reliefs au long d'un plan correspondant à une partie du cours de la rivière Imbo).
A l'échelle mésoscopique, les filons constituent des schlieren de quartz dans des épontes
schisteuses (schistes verts). L'épaisseur des veines de quartz est généralement faible (quelques
décimètres, le plus souvent quelques cm). Ces filons sont subparallèles à la structure régionale
et à la foliation des schistes, et subverticaux.
Les exploitations du secteur de Subani-Azimogu-Bumva, situées dans la zone de Moto, au
NO de Watsa, présentent certains caractères particuliers. La roche exploitée. (à l’état altéré),
décrite comme composes de "gneiss et de micaschistes", ce qui justifie son incorporation dans
le Complexe gneissique ouest-nilien (Lepersonne, 1974) consiste en fait en une association de
termes granitoides ("granites gneissiques"de Legraye, Op cit) et de termes métavolcaniques et
sédimentaires ("sericitoschistes d'origine indéterminée", "biotitoschiste" du même auteur)
lardés de veines et lentilles de quartz plates, couchées dans la foliation. C'est donc la partie
38
superficielle d'une shear-zone cornplexe, plus ou moins enrichie par un processus supergène,
qui a été exploitée dans ce secteur. Tout comme la shearzone d ' Isuru-Senzere (Kilo), celle de
Subani-Azimogu-Bumva ne montre pas partout des teneurs en or, mais seulement dans
certaines parties, en rapport vraisemblablement avec la nature des épontes.
La complexité structurale de la shear-zone provient en grande partie du fait que le secteur se
trouve situe à l'intersection de deux domaines tectoniques, correspondant l'un au domaine de
la Dungu, de direction générale ENE, l'autre à celui de Niangara, de direction NO (Lavreau,
1975).
Le gisement de Zani-Kodo, situé dans une plage kibalienne proche de la frontière
Ougandaise, montre une situation tectonique analogue. II est constituée d'un train filonien de
direction méridienne, long de 4 à 5 km, épais de 15 -20 m, et se trouve sis dans un ensemble
épi- à mésométamorphique comprenant des biotitochloritoschistes albitiques fins, des schistes
graphiteux et des itabirites (association assez semblable à celle qui est connue à Durba). Il se
distingue des autres gisements de Kilo-Moto par l’abondance des sulfures, autre point
commun avec Durba. (À tel point que sa rentabilité avait été liée à la production concomitante
d'acide sulfurique par un expert en "feasibility", les teneurs y étant assez basses) et le
caractère réfractaire de l’or à l’amalgamation. L'exploitation, à peine ébauchée, du gisement a
été arrêtée en 1962 suite à l’inondation des puits due à une crue du Kibali, et n'a plus été
reprise depuis.
1.4.4. Gîtes d’imprégnation.
Les gisements les plus importants de ce type sont situés dans la zone de Moto, secteur de
Durba (au Nord de Watsa). On y exploite les gisements de Gorumbwa, Agbarabo, Durba et on
y a reconnu des gisements analogues, plus modestes (e.a. Bakangwe, Pakaka, Megi) dont la
caractéristique commune est 1'absence de quartz filonien.
Ces gisements ont évidemment posé à leurs inventeurs des problèmes de prospection inédits,
puisque jusqu'à leur découverte la seule loi de prospection pour gîte primaire était la
recherche de quartz filonien dont la présence, dans les alluvions, annonçait la proximité du
filon-mère. Le ruisseau Gorumbwa recélait de sa source à son embouchure dans le Kibali, des
alluvions dont la richesse était sans rapport avec l'importance du bassin drainé, sans que ses
exploitants aient rencontré les caractéristiques "blocs de quartz"; ceux-ci en vinrent ainsi à
foncer des puits dans la roche schisteuse avoisinante et à mettre au jour la tête altérée du gite
d'imprégnation de Gorumbwa.
Les gisements de Gorumbwa et d'Agbarabo ont été décrits par Woodtli (1961); leur
exploitation a confirmé les grands traits de cette description, en partie basée sur les données
des sondages : le corps mineralisé tabulaire -large de 120 m (surface) a 55 m (à -300 m), long
de plus de 600 m, haut de ~ 15 m de Gorumbwa incline de 24° vers Le NNE et a été exploite
en surface et jusqu' à une profondeur de 300 m. II est partiellement situe sous un niveau
"stratigraphique »-repère. Au-delà de 200 m, il se subdivise et se partage de part et d'autre de
ce repère, tout en perdant de sa largeur, mais en suivant toujours la foliation des schistes
encaissants. L'examen microscopique a montré que cette foliation correspond à une 2e
schistosité, moins inclinée que la première, mais de direction sensiblement identique. La
prospection en surface, et en profondeur, du niveau repère n 'a pas permis de trouver un
nouveau gisement.
39
Le corps minéralisé d 'Agbarabo montre 1'allure d'un cylindre de ~ 20 m de diamètre, exploité
à ce jour sur une longueur de ~ 300 m. Il incline vers Le NNE, parallèlement à la foliation
des schistes encaissants. Des "boudins" plus riches s’échelonnent à l’intérieur du corps
cylindrique, et leur exploitation s'effectue en conséquence. Plusieurs de ces boudins, a faible
tonnage mais montrant des teneurs exceptionnelles (plusieurs Kg/Ton) existent à l’extérieur
du corps principal, et constituent des petits gisements satellites.
Le gisement de Gorumbwa a produit la plus grande partie des 40 T d'or qui constituaient ses
réserves; il en est de même à Agbarabo pour 20 T. Les autres gisements d’imprégnation du
secteur tiennent (ou ont tenu) entre 1 et 10 T de métal.
Le minerai de Gorumbwa et d’Agbarabo (ce dernier ne servant actuellement qu’ à enrichir les
passes maigres du premier) est traité à L'usine de Durba, par amalgamation suivie de
cyanuration, à la cadence de 600 Ton/jour. II se caractérise par sa pauvreté en sulfures.
Les schistes encaissants ne montrent aucune caractéristique particulière à proximité des zones
aurifères, et aucun repère lithologique n'a, jusqu'à présent, été trouvé qui puisse aider à la
découverte de nouveaux gisements de ce type. D’une manière très générale, ils sont situés à
proximité d’un niveau itabiritique de plusieurs dizaines de mètres de puissance, sis à quelques
dizaines ou centaines de mètres de stampe, au-dessus ou en dessous des gisements. connus, et
font partie d'une séquence de nature volcano-sédimentaire de grande extension, mais dont la
puissance est inconnue (faute d'étude structurale). II s’agit de séricito-chlorito-schistes
quartzo-albitiques +/- largement ankéritises dont l’origine doit être recherché dans un
sédiment mixte - a éléments volcanogènes et terrigènes - plus ou moins modifiés par plusieurs
phases de métamorphisme et une activité téléthermale (?), probablement syn-sédimentaire.
Cette série surmonte des niveaux d’agglomérats volcaniques, mais des niveaux terrigènes
quartzitique ou ankéritisés sont également connus. Le niveau répère de Gorumbwa semble
être une coulée volcanique de type basaltique, métamorphisée en chloritoschistes et calcifié.
La série est intrudée, à bonne distance des gisements, par une roche granitoide. On y connaît
également des niveaux métabasaltiques à pillow-lavas conservés.
Dans la zone de la Ngayu, divers gisements d’imprégnation ont fait l’objet d’exploitation.
A Yindi, des quartzites ferrugineux, de nature itabiritique possible, ont été exploités en masse,
en carrière et en souterrain. Quelque 190 Kg d’or en ont été extraits, à la teneur moyenne de
1,93 g/T. Les descriptions de la roche ne permettent pas d’affirmer si l'or était sis dans
d’éventuelles veinules de quartz ou si l’or était réellement syngénétique-sédimentaire.
A Adumbi, des "schistes" distincts de niveaux de quartzites ferrugineux affleurant a quelques
mètres, ont été exploités sur le flanc SO de la colline principale d'Adumbi, sur une épaisseur
de 2 à 3 m (dans une zone altérée à enrichissement supergene probable), et ont produit 161 Kg
d'or à la teneur de 2,87 g/Ton. De même, à Angukuluku, 80,15 Kg d'or ont été extraits d'une
couche superficielle (ca 1 m) d'éluvions schisteuses (sans quartz filonien), tenant ~2 g/Ton.
1.5. Opinions sur la métallogénie de l’or du Haut-Zaire
L'association de la mineralisation aurifère a des manifestations magmatiques et en particulier
granitiques n'a pas manqué de lier les thèses métallogénétiques aux problèmes de la
granitologie et au débat qui y était associé, d'autant plus que ces études ont vu le jour entre
1939 et 1954, alors que la querelle relative à la genèse des granites atteignait un point
culminant, et que rentraient en Europe les géologues qui avaient oeuvré isolement en Afrique
durant la décade 1937-1947 (eg Symposium sur les Minéralisations de l'Est du Congo belge
40
dans leurs relations avec les roches magmatiques et la tectonique, Liège, 1950; Congres
scientifique organise par le C.S.K., Elisabethville, 1950).
Les exploitants des gisements des zones de Kilo et de Moto s'étaient assez peu préoccupés de
métallogénie pendant les premières décades, la majeure partie de l'or produit était
alluvionnaire. R. Anthoine écrivait en 1933 que "Les gites aurifères primaires.... sont à classer
parmi les types syngénétiques ou épigénétiques. Les premiers se trouvent dans ... des diorites
quartzifères ... ne constituent pas des gisements exploitables. On peut se demander si les
itabirites aurifères et les schistes du Mont Tsi sont également des gîtes syngénétiques. Les
filons sont du deuxième type".
E. Polinard eut 1 'heur de pouvoir comparer les gisements de Kilo et de Moto, qu'il visita en
1932, avec ceux du bassin de la Ngayu qu'il connaissait relativement bien en tant que chef du
service géologique de la Forminière. Sa note de 1935 témoigné, de même que celle de J.
Thoreau, du combat qu'il a dû livrer pour concilier les faits (entre autre 1'absence de granite et
de termes intermédiaires entre celui-ci et les filons de quartz, la présence d' or dans certains
schistes métamorphiques et roches basiques) avec la théorie de la différenciation magmatique
qui voulait que seuls les différenciats hydrothermaux ou pneumolithiques pouvaient tenir des
concentrations notables d' or (Polinard, 1935; Thoreau, 1935).
Dans le Bas-Uélé, B. Aderca attribua de même au granite de Bondo, situé à 25 Km,
l'existence de veines de quartz aurifère traversant le Ganguen (Aderca, 1952).
M. Legraye et A. Moureau visitèrent les gisements de Kilo et de Moto en 1938 et 1939 et
rapportèrent, conformément à l’orthodoxie académique, l'origine des filons de quartz à des
différenciations de batholites granitiques (Legraye, Op cit.; Moureau, 1939). Se référant à
E.W. Emmons (1937), M. Legraye suggère que "les zones les plus favorables à l'existence de
gisements aurifères se localisent de préférence en bordure des petits massifs granitiques ou
granodioritiques, de part et d'autre de leur contact avec les roches envahies, sur une distance
d'un à trois kilomètres, parfois plus, parfois moins, de ce contact".
Appliqués a des gisements aurifères liés à des ceintures de granite-et -roches-vertes, ces
prédictions ne pouvaient que se révéler exactes, les roches granitoides y truffant les roches
vertes de petits massifs rarement distants de plus de 1 ou 3 km, de sorte que les tenants de la
théorie magmatique péribatholitique pouvaient trouver dans chaque nouvelle découverte de
filons un soutien à leur thèse. De même, le fait que les grandes étendues granitiques séparant
les ceintures de roches vertes se révélaient stériles soutenait le caractère métallogénétique
exclusif des petits massifs. Quant aux roches vertes elles-mêmes, leur liaison avec les zones
aurifères ne pouvait être qu'accidentelle, ou constituait tout au plus un élément nécessaire
mais passif dans la genèse des gisements (Moureau, op. cit.).
Certains éléments chronologiques relatifs n'avaient toutefois pas échappé à ces auteurs: A.
Moureau notait en effet que, si : "Le quartz est intrusif dans toutes les roches antérieures aux
diabases récentes (ainsi qu'au Lualaba) ... certains filons sont antérieurs à la fin des efforts
tectoniques .... L'auteur aurait eu à cette époque connaissance des âges relatifs des intrusions
et des déformations, que sa vision magmatique stricte s' en serait trouvée profondément
modifiée, les intrusions et les déformations en question étant vraisemblablement séparées par
un laps de temps de près de 2 milliards d'années (Lavreau et Ledent, op. cit.; Lavreau, travaux
en cours).
41
Le manifeste d'opposition a l'orthodoxie magmatiste parut en 1950, dans un mémoire signé
par P. V. Duhoux, dans lequel celui-ci se faisait le défenseur d'une origine métasomatique
pour la plupart des roches rencontrées dans les zones de Kilo et de Moto, et en particulier les
roches granitoides, dans lesquelles il voyait « le résultat d’une modification métasomatique
des sédiments recristallisés (schistes et roches carbonatées) (Duhoux, Op. cit.). Cette théorie,
sur laquelle nous ne nous étendrons pas, était basée sur des observations pétrographiques de
C. Sorotchinsky (entre autre. Sorotchinsky, 1953), et était en outre appuyée par nombre
d'analyses chimiques par lesquelles on rendait compte de la transformation d'un calcaire en,
par exemple, un granite, suite à l’enrichissement de la roche en certains éléments et a son
appauvrissement en d'autres, toutes ces transformations se déroulant en milieu superficiel, la
présence de carbone dans les schistes graphiteux étant par exemple attribuée à la proximité de
marais surincombants (Woodtli, 1961). A la décharge des tenants de cette thèse il faut noter
que la plupart des gisements connus à cette époque se trouvaient dans l'épaisse zone
d'altération atmosphérique.
P.V. Duhoux adopta cependant une opinion plus nuancée au sujet de la métallogenèse
aurifère, dans laquelle l'origine première des granites ne jouait qu'un rôle accessoire. Sa
théorie était basée sur deux concepts : primo, la présence de l'or a l'état de traces dispersées
dans les roches vertes, secundo, le rôle concentrateur joue par les granites, ces derniers n'étant
pas en eux-mêmes aurifères. P. Routhier dira plus tard que si les roches vertes sont les rochesmères de l'or, les granites en sont la roche-père.
Ces concepts se sont avérés fructueux et ont permis d’expliquer la genèse de nombreux
gisements, et en particulier les gisements du district de Mongbwalu sis en roches vertes à
proximité, parfois à la périphérie, des intrusions granitiques. Un retour au métasomatisme est
toutefois fait pour expliquer la formation de la gangue quartzeuse des gites filoniens.
Finalement les métasomatistes ont dû rejoindre les magmatistes lorsqu' ils ont eu à expliquer
l’existence de concentrations aurifères filoniennes ou d'imprégnation situées loin de tout
pointement granitique, en invoquant 1'action d'un granite sous-jacent (Duhoux, op. cit.,
Legraye, op. cit.).
Considérant comme établie (par de nombreuses analyses chimiques) la présence d'or disperse
dans les roches vertes, et acceptant l'existence d' éventuelles concentrations locales liées à des
manifestations granitiques, nous avons toutefois attribue à un troisième facteur la genèse de
gisements de classe économique. Ce facteur est tectonique, il trouve son origine dans les
déformations ultérieures qui ont affecté l'ensemble du bâti, roches vertes et granites, amenant
la formation de pièges structuraux dans lesquels l'or (provenant des épontes faiblement
aurifères, qu'il s'agisse de roches vertes ou de certaines tonalites) a pu se concentrer au cours
d’un processus de sécrétion latérale (Lavreau, 1973). Conçue pour expliquer la génèse des
gisements de Kilo-Moto, cette hypothèse peut également s'appliquer aux gisements du bassin
de la Ngayu et du Bas-Uélé.
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En même temps que les gisements stannifères de l'ouest du Maniema, N. Varlamoff a étudié
les gisements aurifères (Varlamoff, 1950). Dans le massif granitique de Kama-Kampene et les
terrains encaissants, un zonage de la minéralisation a pu être mis en évidence en se basant, en
partie, sur la répartition des gisements détritiques. La monazite et autres minéraux de terres
rares apparaissent vers le milieu du grand massif granitique sur les bords duquel on trouve les
columbo-tantalites; une zone à cassitérite mélangée aux columbo-tantalites ou à l'or peut
suivre, et enfin une zone aurifère est la plus externe. Les filons sont rares dans cette zone
aurifère et les roches métamorphiques y sont chargées de pyrite en petits cubes. L'origine
filonienne de cet or, connu uniquement sous forme détritique, n'est donc pas établie mais sa
liaison avec les venues stannifères paraît probable. Au contraire, l'or de la région de
Saramabila (territoire de Kabambare) à l'est de la précédente, est lié à des filons de quartz (De
43
Dycker, 1948 ; Polinard, 1951). La principale zone minéralisée en or est constituée par une
bande comprenant les trois sommets Mwendakombo, Kakula et Namoya. Cette bande est
orientée environ NO-SE soit à peu près parallèlement à la direction des couches qui
appartiennent au Groupe de la Ruzizi. Elle comporte des «lentilles régulières, ondulées ou
tordues» et «des filonnets diffus, digités et discontinus de quartz à or amalgamable dominant,
à sulfures rares et de distribution sporadique, et exceptionnellement de tourmaline ».
A Mwendakombo, l'or, très fin, est contenu à la fois dans les filons et dans les schistes
talqueux encaissants. Ceux-ci sont parcourus par un très grand nombre de lentilles souvent
disloquées. Des enclaves de schistes sont incorporées dans le quartz et les phénomènes de
contact, silicification et peut-être tourmalinisation, sont nets. A Namoya, il existe un filon
massif recoupé par une faille. Ce filon est à or amalgamable dominant, gros et bien visible.
Dans l'ensemble de la région, les terrains sont farcis de filons ou filonnets de quartz, en
grande partie intercalés entre les feuillets des schistes, plus ou moins parallèlement à la
schistosité, et presque toujours lenticulaires. Tous ces filons sont aurifères à des degrés divers.
Le quartz contient, en outre, d'abondants sulfures métalliques dont la pyrite.
L'âge de la minéralisation aurifère du Maniema peut être discuté comme suit. Pour la région
de Kama-Kampene le zonage constaté peut être considéré comme étant en faveur d'une
liaison entre l'or et le granite et ses autres minéralisations; l'or serait de même âge que l'étain.
Les terrains encaissants appartiennent selon toute vraisemblance au Groupe de la Ruzizi, ils
ont été affectés par des venues granitiques urundiennes à étain. L'or serait donc «urundien». Si
on admet l'origine métasomatique du granite, on peut invoquer l'hypothèse exprimée par
Duhoux pour les gisements de Kilo-Moto: l'or se trouve disséminé dans les terrains du Groupe
de la Ruzizi et est concentré lors de la granitisation. Dans ce cas, l'or est ruzizien mais le
gisement est urundien.
A Saramabila, on se trouve également dans le Groupe de la Ruzizi. Du fait que les filons
suivent la schistosité, on peut admettre que cette dernière, née de l'orogénèse ruzizienne,
préexiste aux filons (Cahen, 1952 ; Polinard, 1951). D'autre part, ces filons portent la trace
d'intenses dislocations postérieures qui peuvent peut-être être attribuées à l'orogénèse
urundienne plus récente. On peut remarquer en effet qu'à Kamilanga, gite d'étain pas trop
éloigné, les filons à étain, selon toute vraisemblance urundiens, ne paraissent nullement
disloqués comme ceux de la région de Saramabila. Il est donc plausible de penser que les
filons et leur minéralisation soient, à Saramabila, des manifestations datant de la fin de
l'orogénèse ruzizienne.
Gisements du Kivu.
En dehors de travaux relativement anciens, rédigés à la suite des premières explorations
géologiques, travaux qui seront cités plus loin, il existe pour cette vaste région quelques
descriptions de gisements.
Dans l'ensemble de la région de Kamituga, on a distingué un premier granite gneissique d'âge
ruzizien, et un deuxième granite, à contours bien nets. Les pegmatites et aplites issues de ce
dernier granite recoupent les roches du Groupe de l'Urundi. Les gisements aurifères «sont
incontestablement liés aux granites seconds» affectant le Groupe de l'Urundi. Les pegmatites
sont, tantôt postérieures, tantôt antérieures aux filons. Elles peuvent être très légèrement
minéralisées en or et/ou cassitérite (Safiannikoff, 1950).
Près de Kamituga (Petite Mobale) au Kivu méridional, un gisement filonien est logé dans des
couches dont la direction générale de plissement est celle du Groupe de l'Urundi. Elles sont
affectées par un gabbro concordant avec les schistes urundiens; des pointements de pegmatite
44
et des filons de quartz traversent les couches. La pegmatite, stérile, ne comporte que des
traces d'or et la minéralisation est essentiellement liée au quartz filonien. La pegmatite est
contemporaine du plissement ou postérieure à celui-ci, le quartz recoupe la pegmatite.
Certaines traînées de quartz se conforment à l'allure du plissement, mais on en voit aussi qui
remplissent des diaclases perpendiculaires ou obliques aux bancs; d'autres enfin sont de
direction quelconque. Ces relations du quartz avec le plissement confirment ce qui a été dit
plus haut: la venue de quartz parait bien postérieure au plissement (Polinard, 1951). Les filons
aurifères de la région de Kamituga peuvent renfermer simultanément les minéraux suivants :
graphite, béryl, tourmaline, cassitérite, scheelite, bismuth natif, bismuthine, or natif, pyrite,
pyrrhotine, mispickel, galène, blende, chalcopyrite, actinote et calcite (Safiannikoff, 1950).
Le gisement de Lubongola, dans les bassins de la Mihamba et de la Pulungwe, est situé à 110
km à l'ouest de Bukavu. Une minéralisation parait liée à un gabbro complètement ouralitisé
(gabbro de Lubongola) qui présente des facies de différenciation leucocrate : tonalites et
granites saussuritisés comme le gabbro; en outre des actinotes témoignent d'une
métasomatose sodique des terrains au contact du gabbro ou d'action hydrothermale. La
formation de chlorite dans le gabbro ainsi que celle des veines de quartz, parfois à or et
argent, constituent des manifestations hydrothermales certaines. Il semble que l'hypothèse qui
fait intervenir la granitisation explique mieux les faits que les hypothèses magmatistes
antérieures, en même temps elle ne suscite pas les difficultés créées par l'hypothèse
métasomatique supergène qui a ensuite vu le jour et semble comporter de nombreuses
invraisemblances malgré une moisson d'observations neuves.
Age de la minéralisation. - Celui-ci dépend évidemment de l'hypothèse adoptée concernant
l'origine de l'or.
Dans les hypothèses magmatistes, l'or s'est mis en place dans le Kibalien en même temps que
le granite. Dans l'hypothèse de la granitisation chassant et concentrant l'or disséminé dans le
Kibalien, le métal a l'âge des sédiments mais est concentré lors de la granitisation. C'est à ce
moment que se créent les gisements d'or. Enfin dans le cas d'une métasomatose près de la
surface, l'or préexistait dans le dépôt calcaire primitif mais pouvait s'être concentré à
n'importe quel moment entre le dépôt de ces calcaires et l'époque actuelle. L'âge des granites
affectant le Kibalien est incertain, on ne sait pas s'ils sont liés à une phase orogénique
kibalienne ou à une autre plus tardive, urundienne par exemple. L'existence de plusieurs
venues successives prouvées par l'âge des granites Ougandais est en faveur de la première
hypothèse et il paraît vraisemblable que le Kibalien, ses granites et sa minéralisation
remontent, comme les formations aurifères analogues de Rhodésie et de l'Est-africain à plus
de 2560 millions d'années.
3. Gisements du Katanga (Cahen, L. 1954. Géologie du Congo Belge)
C'est l'or qui est à l'origine de l'exploration du Katanga. Les premières missions de
prospection avaient pour but la recherche de mines d'or dont les premiers explorateurs avaient
parlé par ouï-dire. Aucun gisement important ne fut découvert et, dans toute la partie
méridionale du Katanga, deux petits gîtes aurifères seulement ont été exploités : ceux de
Kambove et de Ruwe, auxquels sont venus s'ajouter plus tard les gisements du Katanga
septentrional, eux aussi eu général peu importants. Ces derniers gisements peuvent être
répartis en trois groupes : ce sont les gisements situés en bordure du lac Tanganika au nord et
immédiatement au sud de Kalemie, les gisements situés en bordure du lac Tanganika au sud
de Bukavu et jusqu'à Kirungu, les gisements situés dans la chaîne kibarienne. Au nord et
immédiatement au sud de Kalemie, dans le Katanga septentrional (Grosemans, 1949), des
45
filons de quartz constituent des gîtes primaires rencontrés au sein d'exploitations
principalement alluvionnaires. Ces filons de quartz percent les couches du Groupe de la
Ruzizi. Des granites accompagnés de pegmatites et aplites, ainsi que des roches basiques,
affectent aussi ces couches. Les filons de quartz ont sensiblement la direction des roches
encaissantes et leurs épontes sont généralement chloriteuses; ils sont minéralisés en pyrite,
chalcopyrite, rutile et or. Une partie des alluvions aurifères actuelles provient du remaniement
de gîtes détritiques anciens et notamment du conglomérat de base des couches mésozoïques.
Différents gisements jalonnent la chaîne kibarienne depuis la Kafinga (affluent de la basse
Kalumengongo) au sud jusqu'aux gisements Kakala et Kakulumaziba à proximité du
croisement du 5° parallèle et du 28° méridien.
Le Groupe des Kibara est affecté par des granites et quelques roches basiques associées. A la
Kakulumaziba, le massif granitique est en contact avec une grande plage de roche basique très
pyriteuse, Cette roche injecte des schistes et quartzites et, au contact, «on rencontre des petites
lentilles de quartz souvent mélangées à des matériaux provenant de la roche basique. Ces
lentilles sont parfois aurifères et la minéralisation semble s'être localisée au contact de la
lentille et de la roche basique. L'or se trouve, soit à l'état libre, soit mélangé intimement à la
pyrite» (Grosemans, 1949). Dans les autres gisements, les gîtes primaires sont constitués de
filons et filonnets aurifères, peu ou mal connus. Parfois le gisement comporte également des
greisen stannifères. Dans beaucoup de roches imprégnées de malachite au Katanga
méridional, l'analyse a décelé de faibles quantités d'or et d'argent. Des filons de quartz
aurifère ont été reconnus, notamment non loin de Shinkolobwe, et l'or est associé aux venues
uranifères de cette mine. Le gîte de Ruwe a été décrit. Diverses couches de la Série des Mines
recèlent, près de la surface, une teneur appréciable en métaux précieux dont l'or. La teneur
diminue très rapidement dès qu'on se trouve à quelques mètres de la surface du sol. La
minéralisation de ces couches comprend: or, platine, palladium, avec vanadates de cuivre et
de plomb (Buttgenbach, 1908). Ce gîte superficiel, actuellement épuisé, résultait de
l'altération superficielle d'un gisement cuprifère (Robert, 1984). L'altération des minerais
cuprifères a fourni aussi anciennement un gisement superficiel d'or à Kambove (Robert,
1984). En somme, l'or apparaît comme un accompagnateur relativement fréquent de la
minéralisation cuivre-cobalt-uranium du Katanga.
L'âge des minéralisations aurifères du Katanga donne lieu à discussion. On peut envisager
qu'il y a de l'or lié au Groupe de la Ruzizi, de l'or lié au Groupe des Kibara et de l'or lié au
Groupe du Katanga. Mais évidemment, en l'absence de déterminations d'âge des filons
aurifères ou d'observations géologiques liant ces venues filoniennes à une orogénèse ou à Un
granite déterminé, on peut aussi penser que les filons post-ruziziens sont aussi post-urundiens,
par exemple. De l'or est incontestablement lié à la minéralisation Cu-Co-U, âgée de 680
millions d'années, et on peut admettre la réalité d'un or lié au Groupe des Kibara,
contemporain de l'or lié au Groupe de l'Urundi du Congo oriental. Il semble y avoir là une
liaison statistique suffisamment valable. D'autre part, la réalité d'un or post-ruzizien paraît
établie au Maniema, ce qui est en faveur de son existence au Katanga.
4. Gisements du Kasai (Cahen, L. 1954. Géologie du Congo Belge)
Le gisement de Musefu sur la Katanga, affluent de droite de la Lulua, constitue le seul
gisement aurifère exploité du Kasai, Une plagioclasolite quartzique, constituant un type
hétéromorphe d'une norite quartzique, a subi une silicification ultérieure sous forme de filons
ou lentilles de quartz de plusieurs décimètres d'épaisseur ou de minces lentilles ou filonnets de
moins d'un millimètre d'épaisseur et de quelques millimètres de long. Les meilleures
46
concentrations aurifères sont liées aux filons et grosses lentilles de quartz faiblement
feldspathiques. En outre, il y a coïncidence de la zone la plus aurifère avec le pendage général
des plans de feuilletage et de zonage de la roche. En fait, et la plagioclasolite quartzique et les
filons pegmatitiques qui en dérivent sont aurifères mais «la cataclase générale à laquelle ces
deux roches ont été soumises et l'apport de quartz en rapport avec les phénomènes
dynamiques qu'elles ont enregistrés font supposer que, pas plus que la norite quartzique, la
pegmatite qui la recoupe n'était originellement aurifère. Il est probable que la minéralisation
commune aux deux roches est l'effet d'un apport aurifère tardif, postérieur à la mise en place
de la pegmatite, contemporain de la cataclase ou postérieur à celle-ci» (Polinard, 1948). La
plagioclasolite quartzique de Musefu est liée au massif de gabbro-norite de Luisa qui, a-t-on
vu, pourrait être post-Groupe de la Lulua, Ce dernier étant sans doute l'équivalent du Groupe
Kibara-Urundi l'or de Musefu pourrait être post-Kibara-Urundi mais ante-Groupe du Katanga.
5. Gisements du Mayumba (Bas-Congo) (Cahen, L. 1954. Géologie du Congo Belge)
Les gîtes primaires d'or se présentent essentiellement sous forme de filons de quartz pyriteux
ou à or libre (De La Lindi, 1924). Cette minéralisation est localisée de préférence au voisinage
des microdolérites d'Isangila, intercalées entre le Système de la Sansikwa et le Système du
haut Shiloango, et du complexe de laves acides de la Série de la Duizi dans le Système du
Mayumbe.
L'or a été noté avec la galène et la barytine dans les microdolérites du bassin de la Dimba
(microdolérites d'Isangila) (Brien, 1910). Dans le massif de la Sansikwa (Bas-Congo), deux
types de minéralisation aurifère peuvent être distingués. D'une part, des filons de quartz
aurifère recoupent le Système du Mayumbe, d'autre part des gisements à basse teneur
paraissant en relation avec la lave doléritique qui appartient au complexe de la miorodolérite
d'Isangila.
Pour l'ensemble du pays, il est possible que l'or du Mayumbe provienne de deux venues
minéralisantes distinctes mais la localisation de ces venues aurifères dans deux ensembles
géologiques bien distincts peut aussi s'expliquer par le fait que les venues métallifères ont pu
se situer de préférence dans des zones très fracturées soulignées par des laves acides ou
doléritiques (Grosemans, 1951). Une intense épidotisation dans tout le pays pourrait être en
relation avec la minéralisation aurifère. L'âge de la minéralisation aurifère du Mayumbe est
difficile à établir. Il semble bien qu'une partie de l'or est postérieure aux laves liées à la Tillite
inférieure du Bas-Congo, Y a-t-il eu une venue antérieure, postérieur au Système du
Mayumbe ct antérieure au Système de la Sansikwa, par exemple?
References
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Belg., t. LXXIII, 1949-1950, pp. M111-169.
48
3. Sn-Nb-Ta
(Dewaele, S, Goethals, H., Thys, T., 2013. Mineralogical characterization of cassiterite
concentrates from quartz vein and pegmatite mineralization of the Karagwe-Ankole and
Kibara Belts. Geologica Belgica, 16/1-2:66-75)
The Central African Kibara and Karagwe-Ankole orogen extends from the southeastern part
of Uganda to the southern part of the Democratic Republic of Congo (DRC). It forms a
metallogenic province that hosts different types of granite-related mineralization: cassiterite,
columbite-tantalite, tungsten, gold, monazite, amblygonite, beryl, etc. These minerals are
present in different types of mineralization. The minerals occur as primary mineralization in
quartz veins and pegmatites, but also as secondary mineralization in alluvial or eluvial
deposits. In this study, we focus on the metallogeny of the primary tin and columbite-tantalite
mineralization in the northern part of the Kibara orogen (Rwanda, Burundi, Uganda,
Tanzania, Maniema and Kivu in the DRC). Based on a systematic overview of the mining
data in the archives of the RMCA, field work, petrography, geochemical, mineralogical and
microthermometric investigations of ore and gangue minerals and based on comparison with
recent ore-forming models of granite-related ore deposits, a preliminary metallogenic model
is proposed.
The main granite generations G1-3 intruded at 1380 +/- 10 Ma in the Palaeo- and
Mesoproterozoic rocks of the Kibara orogen. At ~986 Ma, the youngest G4 granite generation
formed. Although historically called “tin”-granite, this granite generation is not mineralized.
After consolidation of the G4-granite, pegmatites were emplaced (~ 960 Ma). Some of these
pegmatites are mineralised in columbite-tantalite. At ~940 Ma, cassiterite mineralized quartz
veins formed. In the pegmatite area, this hydrothermal phase resulted in an intense alteration
of the pegmatitic bodies.
3.1 Introduction
The Kibara belt (KIB) and the Karagwe-Ankole belt (KAB) of Central Africa consist of
Mesoproterozoic supracrustal units, mostly metasedimentary rocks with minor metavolcanic
rocks, intruded by voluminous Mesoproterozoic S-type granitoid massifs and subordinate
mafic bodies (Cahen et al., 1984 and references therein).
The KIB and KAB together host a large metallogenic province that contains numerous
granite-related ore deposits, with the typical metal association of Sn-W-Ta. The metals are
present in different styles of mineralisation. They occur as primary mineralisation in quartz
veins and pegmatites, but also as secondary mineralisation in alluvial or eluvial deposits.
Many historical mineralogical and general geological studies have dealt with the
mineralisation in the KIB and KAB (e.g. Agassiz, 1954; De Dycker, 1949; De Kun, 1954,
1959; Legraye, 1955; Peeters, 1956; Safiannikoff, 1955; Steenstra, 1967; Varlamoff, 1948,
1950, 1954a,b,c, 1956, 1960, 1961, 1963, 1969, 1975), and recently the study of the graniterelated mineralisation in the KIB and KAB has been restarted by using more modern
techniques (Günther, 1990; Pohl, 1994; Pohl and Günther, 1991; Dewaele et al., 2007a,
2007b, 2008, 2009, 2010; De Clercq et al., 2008; Dewaele et al. 2011).
3.2 Geology of the Karagwe-Ankole belt and the Kibara belt
The Karagwe-Ankole belt and the Kibara belt (Tack et al., 2010) of Central Africa formed
and evolved between two pre-Mesoproterozoic domains: the Archaean-Palaeoproterozoic
49
Congo Craton to the west and north, and the Archaean Tanzania craton to the east and
Bangweulu Block to the south (Fig. 1). Two distinct segments are identified, separated in the
Democratic Republic of the Congo (DRC) by the northwestern extension of the
Palaeoproterozoic Ubende belt (SW Tanzania) across Lake Tanganyika. The Northern
segment or Karagwe-Ankole belt (KAB: Rwanda, Burundi, Maniema and Kivu in the DRC)
and southern segment or Kibara belt (KIB: Katanga in the DRC) are treated as two separate,
but coeval belts (e.g. Tack et al., 2010).
Numerous models exist for the Mesoproterozoic KIB and KAB. These belts have been
interpreted as: a collisional orogeny (Kampunzu et al., 1986; Rumvegeri, 1991); as an
intracratonic orogen with different periods of extension and compression (Klerkx et al., 1984;
1987) and as an intracratonic extensional detachment structure, conditioned by transtensional
strike-slip reactivation of NW-trending shear zones in the Palaeoproterozoic basement
(Fernandez-Alonso and Theunissen, 1998). These models implicitly consider that the Kibaran
orogeny occurred in (Central) Africa in late Mesoproterozoic times (1.4-1.0 Ga) and had a
protracted character with culmination from before 1370 Ma to 1310 Ma (Cahen et al., 1984).
By contrast, Tack et al. (2010) have shown that the prominent tectono-magmatic event is a
short-lived intraplate transtensional anorogenic event at 1375 Ma related to the emplacement
of a Large Igneous Province (LIP), with widespread mafic intrusions, which, not related to an
orogenic cycle. Compressional events occurred along the edge of the Congo Craton at 1.0 Ga
in the Irumide belt of Zambia (Johnson et al., 2005, 2007; De Waele et al., 2006, 2008, 2009).
The compressional deformation in the KAB is interpreted as a far-field effect of the Irumide
Orogen, accommodated by transfer along the Ubendian(-Rusizian) shear belt (Tack et al.
2010) that resulted in the morpho-structural shaping of the KAB, by preferential development
of syn-form upright folding of the metasediments and S2 cleavage (Fernandez-Alonso et al.,
2012.).
The metasedimentary rocks of the KAB and KIB consist mainly of monotonous siliciclastic
pelite and arenite sequences, interpreted as shallow-water deposits. Lateral and vertical facies
changes are frequent, varying from starved basins to proximal turbiditic environments,
shallow siliciclastic flats and/or deltaic zones. Carbonate rocks are rare and occur as thin
lenticular deposits (Cahen et al., 1984; Baudet et al., 1988; Kokonyangi, 199X). Vitroclastic
tuffs and breccias suggest nearby felsic explosive volcanic activity. Dates from the
metasedimentary rocks of the KAB are dominantly Palaeo- or Mesoproterozoic age (Cahen et
al., 1984; Baudet et al., 1988). At various localities in the western part of Rwanda, the
presence of Rusizian basement (Palaeoproterozoic age) has been identified on reconnaissance
geochronological data, on structural and/or metamorphic characteristics (Cahen et al., 1984
and references therein; Lavreau, 1985; Baudet et al., 1988; Theunissen et al., 1991) and by
using geophysical and geochemical data (Fernandez-Alonso and Theunissen, 1998). In
Rwanda (and the western part of Burundi and southwest Uganda), the Mesoproterozoic rocks
are assigned to the Rwanda Supergroup, subdivided in four, the Gikoro, Pindura, Cyohoha
and Rugezi Groups (from bottom to top) (Baudet et. al., 1989; Theunissen et al., 1991).
The rocks of the KIB and KAB were intruded by several generations of granites (e.g. Cahen
et al., 1984). Past studies of these granites – by several authors in various countries using
different methodologies (field data, petrography, geochemistry and geochronology) have led
to confusing and/or contradictory classifications in the corresponding literature (Tack et al.,
2010). Different names have been given to the same granite generations depending on the area
where they have been studied, e.g. type E (Katanga) = G4 (Kivu, Rwanda) = Gr5 (Burundi)
(Cahen et al, 1984). Since our study area is Rwanda, a classification in G1- to G4-granites is
50
used. Recent U-Pb SHRIMP dating indicates the presence of only two main granite
generations in the KIB and KAB (Kokonyangi et al. 2004; 2006; Tack et al., 2010). In the
KAB, the main granite generation G1-3 intruded the Palaeo- and Mesoproterozoic rocks at
1380 ± 10 Ma (U-Pb SHRIMP zircon; Tack et al. 2010). The G4-granites (or “tin granites”)
were emplaced at 986 ± 10 Ma (U-Pb SHRIMP on zircon; Tack et al. 2010), close to the a
Rb-Sr age of 976 ± 10 Ma for the G4-granites (Cahen and Ledent, 1979). Intrusion of G4granites is attributed to post-collisional relaxation after far field tectonism of the ~1.0 Ga main
compressional event in the Irumide belt. Pegmatites related to the G4-granites in Rwanda and
Burundi have been dated at 977 ± 8 Ma (Rb-Sr on muscovite and feldspar: Cahen and Ledent,
1979) and 969 ± 8 Ma (Rb-Sr on muscovite and whole-rock: Brinckmann and Lehmann,
1983). Columbite-tantalite and cassiterite mineralisation is associated with some of these
pegmatites. Columbite-tantalite mineralisation in pegmatites in Burundi has been dated at 962
± 2 Ma and 968 +33/-29 Ma (U-Pb dating columbite-tantalite grains; Romer and Lehmann,
1995). The granite-pegmatite systems are cut by quartz veins. Varlamoff (1956) and many
geologists of former Belgian colonial mining companies (unpublished mining archives of the
MRAC) described different generations of quartz veins, some of which are crosscut by
pegmatites. The exact paragenetic position of the quartz veins remains, however, mostly
unknown. Some of these quartz veins may contain cassiterite and/or wolframite
mineralisation. The emplacement of the cassiterite mineralised quartz veins has been dated at
951 ± 18 Ma in Burundi (Rb-Sr on muscovite; Brinckman et al., 1994).
3.3 Cassiterite mineralization in the KIB and KAB
The KIB and KAB together host a large metallogenic province that contains numerous
granite-related ore deposits, with the metal association of Sn-W-Ta-Li-Be. The metals are
present in different styles of mineralization. They occur as primary mineralization in quartz
veins and pegmatites that have intruded metasedimentary and doleritic rocks, but also as
secondary mineralization in alluvial or eluvial deposits.
3.3.1. Primary mineralization in quartz veins and pegmatites
The mineralized quartz veins of the KIB and KAB are dominantly hosted by metasedimentary
rocks that have been submitted to regional low-grade greenschist metamorphism (Baudet et
al. 1988; Fernandez et al. 2012; Gérards, 1965; Kokonyangi et al, 2004; 2006). The
cassiterite mineralized quartz veins show a very similar morphology throughout the entire
KIB and KAB (Pohl, 1994; Pohl & Günther, 1991, Dewaele et al. 2007b; 2009). The quartz
veins are bordered with a dark rim of tourmaline, which passes into more disseminated
tourmaline and muscovite further away from the vein. This alteration of the host-rock is
caused by sericitization, silicification, tourmalinization and muscovitization (Dewaele et al.
2007a; 2009; 2010; De Clercq, 2012). The host-rocks often show a slight foliation
development. The quartz veins with associated alteration crosscut the foliation and are
therefore interpreted to have formed syn-to post-cleavage development.
The paragenetic sequence of the quartz vein type cassiterite mineralization has been studied
by numerous authors (Dewaele et al., 2007b; 2009, 2010; De Clercq, 2012). In addition to
quartz, cassiterite, scheelite, rutile, topaz, muscovite, ferberite/wolframite and different
sulphides can be found as primary mineral assemblage. Recent weathering resulted in the
formation of hematite, goethite, kaolinite and varlamoffite (Antun, 1960). In general, no
columbite-tantalite can be found.
51
Just as for the quartz vein mineralization, the cassiterite mineralized pegmatites show a very
similar appearance throughout the KIB and KAB (Pohl, 1994; Pohl & Günther, 1991;
Dewaele et al. 2007b; 2008; 2011). Cassiterite and columbite-tantalite mineralization can be
found in the more evolved pegmatites, pegmatites of the LCT-type (Lithium Caesium
Tantalum)-type, according the paragenetic-geochemical classification scheme of Cerny
(1991). A zonal development from the margin towards the center with later metasomatic
overprint can be observed in these pegmatites (Dewaele et al., 2008; 2011). The main
minerals that can be found in the mineralized pegmatites are K-feldspar, muscovite, sericite,
quartz, albite, columbite-tantalite, cassiterite spodumene, apatite, beryl and some pyrite. Some
more exotic minerals have been described for different pegmatites in the KIB and KAB, like
an extended phosphate mineralogy (eg. Fransolet, 1975). Quantitative Scanning Electron
Microscopy/Mineral Liberation Analysis indicated that only a small proportion of the
cassiterite is clearly of pegmatite origin (Dewaele et al. 2011),
3.3.2 Secondary alluvial and eluvial mineralization
Mineralogical and geological information on the characteristics of the secondary deposits is
available in the unpublished mining archives of the RMCA and in publications of Varlamoff
(1952; 1969). Alteration and erosion was very efficient due to the tropical climate in Central
Africa as well as the morphology of the terrain and the abundance of water. The weathering
has reached a depth between 15 to 30m and sometimes even more (Varlamoff, 1969). The
weathering is particularly developed beneath the old peneplains above granitic rocks. The
decomposition of the rocks penetrates until a depth of 5 to 10 meters in schistes, while erosion
is even less developed in quartzitic and doleritic rocks.
Weathering of cassiterite mineralized quartz veins resulted in little chemical change,
mechanical processes dominate. In pegmatites, superficial kaolinitization largely affects the
primary mineral assemblage. In both cases, throughout weathering and erosive processes,
cassiterite remains unaltered and is partly concentrated in eluvial and river gravels. During
continuing mechanical transport the grain size of cassiterite is further reduced.
Varlamoff (1952) has made a systematic study of the eluvial and alluvial cassiterite deposits
in the Kalima area. In general, he states that the eluvial deposits inherited their characteristics
of the primary deposits. Eluvial deposits immediately above granite bodies typically consist
of a gravel layer up to 5 m thick that is mostly composed of quartz boulders. The grain size of
the cassiterite is very coarse. Since the sulphides are oxidatized and removed during
weathering, the mineralized gravel is mostly pure and contains minerals like
wolframite/ferberite, columbite-tantalite, in addition to cassiterite. If the eluvial deposit is
situated in contact with metasedimentary of doleritic rocks, the gravel becomes more clayrich. In general the thickness of the gravel layer is not so developed and only reaches a
thickness of 1 to 2m. The grade of the eluvial gravel varies between 0.2 kg/m³ to 5 kg/m³. The
average grade of an exploitation varied between 500g/m³ and 1500 g/m³.
The distribution of the alluvial deposits is largely dependent of the type of primary deposit
and the morphology of the river network. Varlamoff (1952) noted that for the Kalima area,
economic alluvial cassiterite placers (grades above 500g/m³) were only found until 1 to 2 km
of the granite contact with primary mineralization. The morphology and the tonnage of the
mineralized flat are determined by the shape of the river basin. The gravel of the rivers can
contain more than 50 % of quartz. In general, the grain size of the cassiterite is quite uniform.
Columbite-tantalite behaves in the same way as cassiterite, but wolframite/ferberite occurs
52
until 100 to 200m of the primary deposit. There is, however, an important contribution of
heavy minerals from the surrounding metasedimentary and doleritic rocks in the river basin,
which has an influence on the purity of the concentrates.
3.4
Conclusion
Based on the literature review of the different types and occurrences of mineralization, the
analysis of the satellite imagery, the petrographic study of the mineralized rocks and a
microthermometric analysis of fluid inclusions in gangue and ore minerals, a preliminary
metallogenic model is proposed for the Sn and Nb-Ta mineralization associated with the
granitic rocks in the northern part of the Mesoproterozoic Kibara belt in Rwanda. The
geology of the selected study area, the type, paragenesis and occurrence of mineralization is
considered representative for the entire northern Kibara belt (Burundi, Rwanda, Kivu and
Maniema (in the DRC). The proposed model demonstrates that different processes were
responsible for the formation of the coltan and cassiterite mineralization and that the resulting
deposits are the result of successive mineralization stages.
In the Kibara orogen, the main granite generations G1-3 intruded at 1380 +/- 10 Ma in the
Palaeo- and Mesoproterozoic rocks. These granites are not associated with mineralization. At
986 +/- 10 Ma, the so-called Kibara “tin”-granite were emplaced. These granites show
enrichment and depletion trends, which are typical for granites related to granite-related ore
deposits. However, geochemical investigation demonstrated that these granites should not
really be called “tin”-granite. The Kibara G4 granites should be called “parental” granites for
hydrothermal mineralization or for rare-metal pegmatites. After consolidation of this G4
granite, pegmatites were emplaced at 968 +/- 8 Ma (Brinckman et al. 2001). Some of these
pegmatites are associated with coltan mineralization. The coltan mineralization has been
dated in Burundi at 965 +/- 5 Ma (Romer & Lehmann 1995; Brinckman et al. 2001), which
overlaps with the timing of pegmatite emplacement. This dating confirms the petrographical
observation that coltan mineralization is present in altered and non-altered parts of the
pegmatite bodies and the coltan minerals are crosscut by later alteration phases. The restricted
occurrence of coltan to the pegmatites and not to the hydrothermal alteration and quartz veins
is due to the very low solubility of Nb and Ta in aqueous solutions and the strong partitioning
in melts. Crystallisation of columbite-tantalite-tantalite is more likely from silicate melts than
from aqueous fluids (e.g. Linnen 1998). The pegmatites have been subjected to an intense
hydrothermal alteration. The original feldspar minerals were intensely albitised. This
albitization was followed by the precipitation of large tourmaline crystals (tourmalinization).
The feldspars have been subjected to a greisenization, during which the feldspars have been
altered to sericite minerals. The sericite minerals have been recrystallized to larger muscovite
crystals. It is with this latter phase that the cassiterite mineralization is associated. The
greisenization and the precipitation of the cassiterite mineralization occurred from fluids with
an H2O-CO2-NaCl composition. The greisenisation and associated mineralization seems to be
located at the intersection of lineaments and pegmatites. The lineaments/faults could have
acted as pathways for the mineralising/altering fluids.
The cassiterite mineralization in quartz veins is associated with an intense alteration of the
host-rock: silicification, tourmalinization, sericitization, muscovitization. The mineralization
is associated with a later phase in vein development and occurs in fractures filled with large
muscovite crystals. Cassiterite precipitated from a fluid with an H2O-CO2-NaCl composition
and a TmIce between -12.7° and -4.4°C and a ThTot between 280° and 300°C. The stable
isotope composition suggests a metamorphic origin of the fluids.
53
The mineralization in the quartz veins can not directly be related to the mineralization in the
pegmatites. However, based on a similar fluid composition and on a comparable minimum
trapping temperature of fluid inclusions in cassiterite in quartz veins and greisen and based on
a similar paragenetic sequence, the cassiterite mineralization could be considered
contemporaneous in both types of mineralisation. The emplacement of the mineralized quartz
veins has been dated at 951 +/- 18 Ma in Burundi (Brinckman et al., 1984).
Different petrographic and mineralogical techniques have been applied on cassiterite
concentrates that originate from different locations in the Karagwe-Ankole and the Kibara
belt in Central Africa. The cassiterite concentrates have been selected from the minerals and
rock collection of the Royal Museum for Central Africa and come from the historical
exploitation of eluvial and alluvial deposits. These cassiterite concentrates can originate from
the weathering of primary Nb-Ta-Sn mineralized pegmatites or Sn-W mineralized quartz
veins. Direct exploitation of primary mineralization has been very limited. Since no exact
information is available about the treatment the samples have been submitted too, a
quantitative comparison between the different locations is not opportune.
The luster and colour of the different cassiterite crystals in the concentrates has been
investigated by transmitted and reflected microscopy. Cassiterites with a metallic and nonmetallic luster are present. Growth zoning can be identified in the grains with a non-metallic
luster. The colour varies from transparent to dark brown in a single crystal. This colour
variation in a single grain is as large as in an entire concentrate. Some of the cassiterite grains
show exceptional coloring (eg Bilembo), which could allow fingerprinting. XRD
investigation only revealed the presence of minerals that are relatively abundant. Quartz vein
cassiterite concentrates contain feldspars, iron oxides and hydroxides, muscovite, tourmaline,
topaz, quartz, wolframite and columbite-tantalite in addition to cassiterite, while pegmatite
concentrates only contain columbite-tantalite, ilmenite, iron oxides and hydroxides, muscovite
and quartz.
SEM-EDS analysis shows the presence of typical gangue and alteration minerals of the
primary mineralization in addition to cassiterite. Quartz, tourmaline, feldspar, muscovite and
a unidentified Fe-K-Al-silicate, but also accessory minerals present in the primary
mineralization have been found, such as columbite-tantalite, wolframite, topaz, fluorite and
sulphides. Different heavy minerals that do not occur in the primary mineralization are also
present, i.e. staurolite, ilmenite, rutile, anatase, xenotime and zircon. Some minerals identified
at a limited number of locations, eg Pb-rich tungstate at Mokama, Al-Pb-Bi-phosphate at
Mokama, Ngussa W and Salukwango and zinwaldite at Moga.
Except the occasional presence of a certain mineral or a special colour for a certain cassiterite,
no systematic variation can be observed between the concentrates from the different locations
based on the applied mineralogical techniques in this study. Often, the mineral and color
variation in one concentrate can be as large as for concentrates found from different locations.
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4. Iron (Cahen, L. 1954. Géologie du Congo Belge)
Trois régions congolaises apparaissent dès l'abord comme particulièrement riches en fer. Le
NE du Congo et le Kasai, chacun avec d'immenses masses d'itabirites, et le Katanga
méridional avec d'importants gîtes localisés principalement dans la Série du Kundelungu
inférieur. Des gisements plus isolés sont localisés au Mayumbe, au Katanga septentrional et
au Maniema.
4.1 Les gisements d'itabirites du NE du Congo et du Kasai-Lomami
Le sol d'une grande partie du nord-est du Congo belge est essentiellement constitué de
formations granitiques ou gneissiques. La continuité de celles-ci est, de-ci de-là, interrompue
par des îlots Constitués de roches métamorphiques rapportées au Groupe du Kibali; ces îlots
flottent sur le granite (Duhoux, 1950). Les itabirites apparaissent en ces îlots, formant de
vastes affleurements, allongés et disposés suivant la schistosité générale. Par suite de la dureté
et de la résistance à l'érosion de ces formations, ces affleurements constituent, le plus souvent,
des reliefs isolés dans le paysage et, du fait du plongement régulier des bancs, affectent
fréquemment des profils en cuestas.
Les itabirites sont abondantes dans le bas et le haut Uélé et dans le district du Kibali-lturi.
Elles semblent cependant mieux représentées dans les. Uélé (31). Le relevé systématique des
affleurements n'a pas été effectué, mais certaines plages sont connues de façon quasi continue
sur plusieurs kilomètres de longueur et on peut citer notamment, dans la région des mines de
Kilo et de Moto, les massifs suivants, dont est donné l'allongement suivant leur grand axe,
l'épaisseur et l'altitude absolue du relief constitué (Duhoux, 1950) :
Mont Ami
Mont Go
Mont Zani Kodo
Mont Gobu
Mont Kuma
Mont May (Maie)
Allongement
environ 5000 m
environ 3000 m
environ 1000 m
environ 2000 m
environ 10000 m
Épaisseur
environ 150 m
environ 75 m
environ 400 m
environ 50 m
environ 500 m
Altitude
1925 m
1806 m
1503 m
1636 m
1601 m
Parmi les nombreux gisements qui ont été signalés brièvement on citera seulement les
suivants. Les gisements des environs de Duru ont été signalés par L. de Dorlodot et F. F.
Mathieu; les masses d'itabirite y constituent une série de reliefs importants: les Monts Ibi,
Lay, Kay, Tina et Edu, séparés par des plateaux recouverts d'une cuirasse limonitique
englobant des blocs d'itabirite. Le seul Mont Tina présente une longueur de 4 kilomètres et
une largeur de 1 à 2 kilomètres; il s'élève à 500 mètres au-dessus du plateau avoisinant.
D'après les auteurs, la région des environs de Duru, y compris le Mont Tina, constituerait une
réserve de 5 milliards de tonnes de minerai de type itabiritique; cette estimation
approximative n'inclut pas la cuirasse limonitique et les blocs d'itabirite qu'elle englobe (De
Dorlodot & Mathieu, 1929).
Le Mont Asonga, au nord du Nepoko, à environ 50 kilomètres à l'ouest de Wamba, constitue
«une montagne de fer où l'on voit des bancs compacts à oligiste et magnétite, épais parfois de
plus d'un mètre, à cassure conchoïde, à 70 %de fer métallique» (De La Lindi, 1924). En
descendant le Nepoko à partir du village de Baswabio, tout proche, «on rencontre... une
formation compacte d'oligiste très puissante, se développant sur plusieurs centaines de mètres
58
de long suivant la rive gauche de la rivière. Le minerai est très pur». A l'époque du passage' de
Henry de la Lindi, les indigènes exploitaient le gisement. Près de Pawa, entre Zino et Pawa,
s'élève le Mont Bahengo où affleure «l'oligiste magnétifère massif, très pur, en bancs de 1 à 3
mètres» (De La Lindi, 1924). Du plateau entre Pawa et Paulis surgissent de nombreux monts
analogues (Sluys, 1946). Ces quelques exemples suffisent à démontrer qu'il existe, dans les
districts du nord-est du Congo belge, des réserves extrêmement importantes de minerais du
type des itabirites. Les gisements cités ci-dessus ne représentent qu'une faible partie des
massifs existants. Vers l'ouest, la formation itabiritique se poursuit jusqu'en Afrique
Equatoriale Française ; on l'a signalée entre la Bili et l'Uélé, entre Bosobolo et Zongo et au
nord de Bangui. Les gisements du Kasaï et du Lomami sont moins bien connus encore que
ceux de I'Ituri et de I'Uélé, Ils sont localisés dans la formation de Kalundwe, inférieure au
Groupe des Kibara et encore peu étudiée jusqu'à présent. Divers massifs, dont certains
paraissent très importants, ont cependant été signalés. Ils se situent, pour la plus grande part,
au sud du parallèle de 50°S, entre Djoko Punda et le méridien de 25° Est.
Dès 1912, l'existence de minerais itabiritiques était signalée à l'ouest de Djoko Punda, dans la
région comprise entre le Kasai, la Luebo et la Lulua. Le minerai «constitue la roche principale
des formations anciennes, en dessous des grès du Lubilashe, sur une surface énorme n'ayant
pas moins de 20 miles de longueur (dans la direction N-S), sur une larguer variant de 7 à 12
miles (dans la direction E-O)) (Ball & Shaler, 1912). Les gîtes apparaissent souvent comme
des collines isolées, d'un kilomètre de longueur, par exemple, restées en relief par rapport aux
autres roches moins résistantes. Des gîtes analogues ont été signalés dans le bassin de la
Bushimaie, aux environs de Mwena Loadi et dans le bassin de la Lulua (Polinard, 1934). Un
autre gisement, constituant une importante montagne, Kinonga Kielu (ou Songe Munonga) se
situe dans l'angle NE du croisement du méridien 24° E et du parallèle 9° S, à 80 kilomètres du
chemin de fer de Bukama à Port-Franqui (Cahen, 1948).Dans le bassin de la Lupwezi,
affluent du Lubudi, à peu près au croisement du méridien 24°30' E et du parallèle 9°30' S, des
collines disposées en un chapelet, orienté suivant la direction N 35° E et s'étendant sur 30 à 40
kilomètres de longueur, se montrent constituées de quartzites auxquels de minces bandes et
des lentilles de magnétite donnent un aspect zonaire (Cahen, 1948).
D'autres affleurements encore ont été signalés de part et d'autre du parallèle 8° S, notamment
aux environs de Mutombo-Mukulu, près du village de Kanonge, et entre les signaux Mujyay
et Kibondobondo (hant Lomami) (Cahen, 1948); au Kasai il existe des gites tels que les
Monts Mulundu, entre Luisa et Lueta, et un alignement de collines près du confluent de la
Tshiumbe et du Lubembe (Cahen, observations inédites). La mission Lemaire a signalé
l'existence d'Itabirites au Sud du parallèle 10° S, au sud-ouest du Katanga.
Ces alignements de collines peuvent atteindre une grande ampleur : plus de 2 kilomètres en
longueur sur plusieurs centaines de mètres de largeur; la hauteur au-dessus du plateau
avoisinant varie de 50 à 100 mètres. Il semble donc que les massifs itabiritiques présentent,
dans la région Kasai-haut Lomami, une extension assez considérable, peut-être comparable à
celle des massifs du nord-est de la colonie. Mais l'état encore assez rudimentaire de
J'exploration du socle de cette région ne permet pas d'être, à cet égard, très affirmatif, d'autant
plus qu'une grande partie de ce socle est cachée par des formations plus récentes; de plus les
îlots résiduels sont beaucoup moins hauts.
Caractéristiques des itabirites
Les itabirites des régions de Kilo et de Moto se présentent, le plus souvent, sous le facies
finement lité, comportant des alternances de quartz et d'oxydes de fer, mais il existe
59
également des amas de minerai massif. Le fer se présente sous forme d'hématite et de
magnétite, la proportion de cette dernière paraissant plus forte que dans les itabirites du
Brésil.
Comme éléments accessoires, on note la sidérite, l'ankérite, la chlorite, la pyrite et le
mispickel (Duhoux, 1950). La proportion de quartz et d'oxydes de fer est très variable: toute
la gamme existe, entre les formations à silice prédominante et l'oxyde de fer pratiquement pur.
De même que les gisements itabiritiques classiques (lac Supérieur, Brésil, Venezuela), les
gisements du nord-est du Congo se présentent donc comme des massifs de formations
siliceuses ferrifères, à teneur en fer moyenne ou médiocre, au sein desquelles des phénomènes
de concentration ont provoqué la formation de masses d'oxydes de fer pratiquement purs. Les
quelques analyses que nous avons fait exécuter confirment ces observations : un échantillon
finement zoné du Mont May accuse une teneur en fer de 45.70 % et une teneur en silice de
30.20 %; un échantillon plus largement zoné du gîte de Likamva (Moto), renferme 50.40 %
de fer et 25.30 % de silice, tandis qu'un échantillon de minerai massif du Mont Gaima (Moto)
présente un teneur en fer de 69 %, c'est-à-dire se montre constitué presqu'exclusivement
d'oxyde de fer. Les impuretés sont rares et en faible proportion; les minerais ne renferment ni
chrome, ni nickel, ni arsenic; la teneur en phosphore est minime et le soufre pratiquement
inexistant.
Les roches encaissant les itabirites se présentent, le plus souvent, sous la forme de schistes
graphiteux, gras et tachants, de schistes plus ou moins siliceux, des schistes très silicifiés par
imprégnation de quartz saccharoïde, de schistes chloriteux, de schistes à amphiboles ou
encore de roches sidéritiques marmorisées et plus ou moins silicifiées, chargées de pyrite ou
de lits de magnétite (Duhoux, 1950). Le passage de la roche encaissante aux itabirites se fait
par l'intermédiaire de surfaces frangées ou imbriquées, dont les éléments directeurs sont, soit
des joints de schistosité, soit des plans de diaclase. Le minerai des gisements itabiritiques du
Kasai et du Lomami présente de grandes analogies avec celui des gisements de la région
nord-est ; il consiste en roches originairement constituées de zones d'oligiste et de magnétite,
de 1 à 10 millimètres d'épaisseur, alternant avec des zones siliceuses de 0,5 à 2 millimètres.
Celles-ci comprennent des lits de quartzite ou de chert, parfois de phyllade noir ou de dolomie
silicifiée. La chlorite est généralement présente (Ball & Shaler, 1912 ; Polinard, 1934). Au
sein de ces roches zonaires se sont individualisées des masses de magnétite et de martite de
grande pureté. Nous possédons quelques analyses de minerais du Kasai-Lomami; certains
échantillons sont constitués d'oxyde de fer pratiquement pur (Mont Mulundu : 65.10 % de Fe,
Mont Kinonga-Kielu : 67.50 % de Fe) accompagné d'une faible proportion de silice (2 à 2,7
%) et de traces de phosphore, soufre, zinc, nickel et cuivre. Par contre, d'autres échantillons,
parfois des mêmes gisements, accusent des teneurs en silice élevées (Mont Kinonga-Kielu,
53.50 % de SiO2, 30.50 % de Fe). J. Thoreau avait, de même, montré la présence de
«quartzites ferrugineux», répondant à l'analyse suivante: 47.58 % de SiO2; 50.46 % de Fe2O3;
0.85 % de FeO (soit au total, 35.87 % de Fe); 0.12 % de Al2O3; 0.18 % de CaO; 0.27 % de
MgO) (Thoreau, 1935).
Origine et age des gisements d'
itabirite.
L'étude des itabirites de l'entre Luembe-Lubilash (Kasai-Lomami) (Cahen, 1948) a permis de
constater que les itabirites se présentent sous trois types différents : roches zonées à bandes de
quartz et de minerai à structure granoblastique, roches zonées à alternances de bandes de
quartz et de minerai en lamelles, et minerai massif présentant un aspect zonaire sous l'action
de l'altération superficielle.
60
Le minerai des bandes granoblastiques est principalement de l'oligiste avec traces de
magnétite résiduelle en voie de martitisation, tandis que le minerai des zones à structure
lamellaire est presque entièrement constitué de limonite avec quelques lames d'oligiste. Il y a
absence constante du titane, des silicates et en général de minéraux autres que le quartz et les
oxydes de fer. La structure des zones lamellaires montre une grande analogie avec celle
d'amphibolites, dont certaines affleurent dans le voisinage immédiat. Une partie au moins de
la silice a été incontestablement introduite secondairement. Enfin, les zones de minerai massif
doivent résulter d'enrichissements locaux, soit par lessivage de la silice, soit, plus
probablement, pat apport secondaire du fer.
Ces observations servent de base à une hypothèse : La formation originelle, soit sédimentaire
(roches calcaro-dolomitiques et ferrugineuses), soit d'origine magmatique (gabbros, par
exemple) a été transformée en amphibolites, lesquelles ont été injectées de quartz. Les fer
inclus dans la roche a été ségrégé et disposé suivant le litage; des apports de fer ont également
pu accompagner la silice. Ce fer, porté à l'état de magnétite, s'est, par la suite, oxydé en
oligiste, puis en limonite. L'introduction ultérieure de silice est vraisemblable mais, en
certaines zones, des apports de fer plus importants ont provoqué la formation de minerai
massif de grande pureté. Cette théorie fait donc appel à d'importantes actions de
métasomatose.
L'étude des itabirites du NE du Congo conduit à des conclusions assez semblables (Duhoux,
1950). Les itabirites seraient des produits de métamorphisme hydrothermal, réalisés in situ par
métasomatose d'un substrat constitué soit de roches schistoïdes, sériciteuses ou chloriteuses
(notamment, des schistes graphiteux), soit de formations carbonatées ferrifères, capables de
fournir, par sécrétion latérale, les éléments ferriques de l'itabirite. Le fer ne constitue donc pas
nécessairement un apport; par contre, une partie au moins de la silice est d'apport. L'auteur, P.
Duhoux, estime que tous les granites du nord-est du Congo belge sont d'origine
palingénétique, l'itabiritisation ne serait qu'un corollaire de la granitisation: elle résulterait de
l'incidence de ce phénomène sur des substrats originellement riches en fer. La métasomatose
est également l'origine des itabirites selon une théorie différente (Sorotchinsky 1953) qui est
exposée à propos de l'origine de l'or.
Les formations de Kalundwe et du Kibali, dans lesquelles se trouvent les itabirites au KasaiLomami et dans le nord-est du Congo, appartiennent au Précambrien très ancien. On a de
bonnes raisons de penser qu'elles remontent à environ 2500 m. a. L'âge de la métasomatose
qui a produit les itabirites pourrait être plus récent que les formations elles-mêmes.
4.2 Gisements du Mayumbe et gisements divers
Quelques gisements de fer ont été signalés dans le Mayumbe, leur origine et leur type ne sont
pas encore nettement établis. Le principal gîte signalé à ce jour est celui du Mont Sali,
dénommé aussi Signigna, et situé aux environs de Chambanze, à 25 km à l'ouest de Tshela.
Ce gîte est connu de longue date; il a été décrit par J. Cornet en ces termes (Cornet, 1906):
«Le Mont Sali est une élévation de peu d'importance, recouverte de blocs de minerais de fer
avec gangue quartzeuse (magnétite avec pyrite; oligiste avec pyrite; oligiste pure; limonite
d'altération... ). Ce sont les débris de l'affleurement démantelé d'un massif intercalé qui paraît
se prolonger sur des kilomètres de longueur. C'est, d'après toutes les apparences, un gîte de
ségrégration magmatique". Cette origine, supposée par J. Cornet, ne parait plus, à l'heure
actuelle, aussi probable. Le gisement recoupe des roches sédimentaires : quartzites jaunes,
61
fortement altérés, quartzite gris perle, criblés de petits cristaux de pyrite; à proximité, il a été
récolté des échantillons de phyllade paraissant graphiteux.
Il semble que des actions hydrothermales aient joué dans l'élaboration de ce gîte; la région de
Tshela est d'ailleurs parcourue par de nombreux filons d'oligiste et de pyrite. Si l'on s'en
rapporte à quelques échantillons analysés, le minerai du Mont Sali pourrait être d'assez forte
teneur (66 % de Fe environ), mais certains de ces échantillons, pyritifères, se montrent très
sulfureux. Les autres pointements ferrifères signalés, jusqu’à ce jour, dans le Mayumbe et la
zone de transition entre cette région et le Bas-Congo proprement dit, consistent en filons
d'oligiste et de magnétite; il est improbable qu'ils présentent un intérêt économique. Les
couches de Tshela dans lesquelles est inclus le gisement du Mont Sali appartiennent au
Système du Mayumbe, précambrien, dont l'âge est inconnu. Il est possible qu'il corresponde
au Groupe du Kibali du NE du Congo.
Il a été signalé, sur le territoire du Congo belge, nombre d'autres gîtes de minerai de fer, de
types divers ou parfois mal définis. Des chapeaux de fer de filons sulfurés constituent des
réserves de limonite d'intérêt limité; de petits gisements de métasomatose, des filons
d'hématite ont été repérés en divers points: citons les gisements, mal définis, situés au nordouest du lac Kivu, dans le Ruanda (à l'est de Muranda) et dans l'Urundi (entre Mokamba et
Rutana); le gîte de Piana-Lisangi au sud-ouest de Kasongo (Van Aubel, 1929); les chapeaux
de fer du Bas-Congo, le filon d'hématite signalé par V. Brien (Brien, 1910) dans la vallée de
la Lihi, au NNE de Tshela, etc... G. Eineke a cité récemment, d'après une source inconnue, un
gisement de pyrite à 46,57 %de fer, à proximité de Borna (Einecke, 1950). Ces gisements sont
généralement peu importants et ne présentent guère qu'un intérêt local.
4.3 Les gisements de metasomatose inclus dans les formations du Groupe du
Katanga
Au sein du Groupe du Katanga, se rencontrent, au Katanga et au Maniema méridional,
d'importants gisements de métasomatose dans les roches calcaires. La plus grande partie
d'entre eux est incluse dans les niveaux du Système du Kundelungu; d'autres, moins
nombreux et paraissant moins importants, apparaissent dans la Série de Mwashya, sousjacente au Kundelungu inférieur; d'autres, enfin, se situent dans le système basal du groupe,
ou Système de Roan.
a) Gites du Système du Kundelungu et de la Série de Mwashya.
Les niveaux calcaires du Système du Kundelungu ayant donné lieu à des occurrences de
minerais de fer sont principalement la masse du calcaire de Kakontwe, du Kundelungu
inférieur, et, accessoirement, le calcaire rose du Kundelungu moyen (Jamotte, 1950). Tous ces
gisements se situent dans le Katanga méridional; la plupart et les plus importants d'entre eux
sont groupés dans le bassin du haut Lualaba et vers les sources de la Mwemashi sur la crête
de partage des bassins hydrographiques du Congo et du Zambèze (degrés carrés de Sakabinda
et de Tenke, entre les méridiens 250 et 270E et les parallèles 110 et 120 S). Déjà signalés en
1894 (Cornet, 1894), ces goltes ont été relevés et figurent sur les planchettes géologiques au
200.000e publiées par le Comité Spécial du Katanga. Plus de 30 gisements d'une certaine
importance ont été dénombrés dans cette aire, en plus de nombreux pointements ferrifères.
Ces gisements constituent des concentrations de formes irrégulières, au sein de la masse
énorme du calcaire de Kakontwe, dont l'épaisseur peut atteindre plusieurs centaines de mètres
(Jamotte, 1950).
62
Parfois, celui-ci a disparu, totalement dissous, aux abords immédiats du gite et ce dernier
apparaît alors, en relief ou en piton isolé, totalement dégagé de la roche encaissante et se
dressant au-dessus du plateau environnant, tel le pic de Katumbwana, proche du Lualaba,
décrit par J. Cornet et A. Jamotte.
Le minerai consiste généralement en une association de magnétite, d'oligiste et de martite; il
peut présenter de hautes teneurs en fer, atteignant près de 67 %, ainsi qu'en témoignent les
quelques analyses que nous en possédons. Il renferme très peu d'impuretés, sauf de la silice.
On y note cependant de très légères teneurs en cuivre, chrome et nickel. L'origine
métasomatique de ces gisements, déjà pressentie par J. Cornet, semble maintenant ne plus
faire aucun doute. A. Jamotte (1933, 1950) a montré « qu'à proximité, parfois immédiate, des
amas ferrifères, il existe des dikes de roches basiques plus ou moins métamorphisées, pour la
plupart gabbros sodiques et arthoamphibolites scapolitisées ». Des venues ferrifères
halogénées ont vraisemblablement réagi sur les roches carbonatées et y ont provoqué le dépôt
de masses de fer oxydé, avec libération de chlore et de fluor. La mise en liberté de ceux-ci se
traduit, au voisinage des gites, par une aire de scapolitisation, affectant partiellement les
calcaires de Kakontwe et la plupart des roches basiques, aire qui parait coïncider avec celle de
répartition des gîtes de fer (Jamotte, 1950). Ces derniers présentent tous les caractères
morphologiques des gisements pyrométasomatiques ; on y trouve, associés à l'hématite et à la
magnétite, la tourmaline incolore et parfois le corindon. Enfin, en bordure de la zone ferrifère,
on note la présence de gîtes de plomb et zinc, parfois associés à l'argent et au cuivre,
également d'origine métasomatique et situés dans le même niveau stratigraphique du calcaire
de Kakontwe (gîtes de la vallée de la Kengere au nord et de Lombe au sud-ouest) (Jamotte,
1950).
Un autre gisement de fer du même type, localisé comme les précédents dans le calcaire de
Kakontwe, se situe en dehors et au nord de la zone ferrifère qui vient d'être décrite: c'est le
gisement de Kisanga (Kambove), situé à 18 kilomètres au NO de Jadotville et exploité par
l'Union Minière du Haut Katanga. D'après la seule analyse que nous en possédons, le minerai
y parait moins riche et plus siliceux que dans les gisements de la zone méridionale. D'autre
part, comme il a été dit ci-dessus, sur le territoire du degré carré de Sakabinda, il a été signalé
trois gltes également de même type et de même origine inclus, non dans le calcaire de
Kakontwe comme les précédents, mais l'un dans l'équivalent du calcaire rose du Kundelungu
moyen et les deux autres dans un niveau, probablement primitivement calcschisteux de la
série de Mwashya (Jamotte, 1950).
b) Gîtes du Système de Roan.
On connaît également au Katanga des gisements de fer oxydé, vraisemblablement moins
nombreux et moins importants que les précédents, inclus dans les formations de la base du
groupe de Katanga, ou Système de Roan. Les uns consistent en amas plus ou moins
stratiformes, intercalés dans des couches voisines de l'oolithe siliceuse du sommet du système
(oolithe de Mwashya). J. Cornet avait déjà signalé et décrit l'un deux, le gite de Moa-Molulu
(Cornet, 1894), situé entre Lubumbashi et Lukafu; il consiste en une masse d'oligiste
compacte, homogène ou mêlée de quartz, comprise entre des bancs d'oolithe siliceuse et de
quartzite gris. Les formations se presentent en allure verticale et de direction N 30° O. Le gîte
forme une colline allongée suivant la direction NO-SE dans le prolongement, tant vers le NO
que le SE de cette colline, Cornet signalait l'existence de collines analogues, constituant peutêtre des extensions du gisement.
63
D'après une analyse effectuée sur un échantillon rapporté par J. Cornet, le minerai de Moa
Molulu paraît assez siliceux (teneur en SiO2 : 21.25 %). Il renferme, comme les minerais des
gisements du calcaire de Kakontwe, une légère proportion de cuivre.
Le gisement de Kanunka, entre Mulungwishi et Luambo, exploité par l'Union Minière du
Haut Katanga, est de même type et de même niveau stratigraphique. Le minerai, constitué
d'oligiste compacte, est généralement homogène, quoique souillé de traînées siliceuses et
renfermant du quartz libre. Dans le sud-est du Katanga, un gisement isolé apparaît inclus dans
des formations plus anciennes du Système de Roan : c'est le gisement de Kasumbalesa,
exploité également par l'Union Minière du Haut Katanga. Ces divers gisements ont
vraisemblablement même origine et même genèse que les gîtes inclus dans le calcaire de
Kakontwe, La documentation à leur sujet est toutefois plus incomplète et plus imprécise et il
est vraisemblable qu'il existe d'autres gisements dans le sud du Katanga, qui n'ont pas encore
été repérés et signalés.
c) Gîtes du Katanga septentrional et du Maniema méridional.
On connaît, dans le nord du Katanga, plusieurs gisements paraissant assez importants et
localisés dans les couches calcaires des Marungu. L'origine métasomatique n'est cependant
pas établie pour chacun de ces gîtes. Quant à la position stratigraphique des calcaires des
Marungu, elle est encore controversée, mars il est vraisemblable que ces formations
correspondent à celles du Système de Roan. On peut résumer comme suit les renseignements
que l'on possède sur ces gisements. Le gisement de Kabue Malue est, sans aucun doute, un
gîte de métasomatose, Il consiste en amas plus ou moins stratiformes, résultant de
phénomènes d'imprégnation et de substitution dans les calcaires des Marungu, sous
l'influence, vraisemblablement, des roches basiques (diorites et gabbros) qui abondent dans le
voisinage (Behrend, 1911 ; Grosse, 1918). Les indigènes exploitent le minerai altéré se
trouvant en surface. Le gisement du Mont Kalolo, près des Monts Lusanka, au sud de Lusaka,
est d'origine plus incertaine, Il consiste en une masse importante de magnétite, martite et
oligiste, d'environ 200 m sur 100, en dimensions transversales, logée dans un massif de
granite à hornblende qui perce les calcaires des Marungu et couvre une superficie de 5 km²,
englobant le Mont Kalolo et le massif de Fula. Le gîte, qui affleure sur le flanc nord ouest du
mont, a été considéré par F. Behrend comme un gîte de différenciation magmatique (Behrend,
1911), mais E. Grosse estime cette origine peu probable: l'examen micrographique montre
qu'il n'y a pas de passage graduel du granite au minerai et que seul le quartz remplit les
interstices de celui-ci (Grosse, 1918). Les indigènes exploitent la limonite provenant de
l'altération superficielle de la magnétite. A quelque distance vers l'est, à Chondama, dans le
cours inférieur du Tabo, il existe un autre gisement de magnétite, mais inclus dans les
calcaires (Behrend, 1911).
Le gisement de Mwana Kusu se situe à 30 km au NNE de Kasongo, à la limite du Katanga
septentrional et du Maniema méridional. Il a été décrit récemment par M. Sluys (Sluys, 1944).
Le massif qui le renferme forme deux collines accolées, s'élevant au-dessus d'une vaste
plaine. Ces collines sont constituées de roches anciennes, apparaissant en protubérance au
milieu des schistes de la Série de la Lukuga les entourant de toutes parts. Ces roches
consistent en dolomies, que l'on peut vraisemblablement considérer comme correspondant
aux calcaires des Marungu, auxquelles fait suite un massif de granite alcalin à biotite. Entre
les deux formations s'intercale une masse compacte d'oligiste, accompagné de magnétite, d'un
développement latéral de 200 m. Le contact entre la masse ferrifère et le granite est brusque et
net; le contact entre les dolomies et l'oligiste est au contraire progressif: on voit, tout d'abord,
des mouches d'oligiste apparaître çà et là dans la roche, «puis les fissures se tapissent et les
64
straticules se soulignent de produits ferrifères. La stratification devient confuse ... On traverse
une Zone de transition ou les caractères primitifs du calcaire s'oblitèrent de plus en plus»,
pour aboutir finalement à la masse d'oligiste constituant le gisement (Sluys, 1944). Il s'agit
donc d'un gîte de métasomatose, le plus septentrional de ceux actuellement connus au Congo
dans les terrains du Groupe du Katanga. Deux échantillons du gîte de Mwana-Kusu, soumis à
l'analyse, ont accusé respectivement des teneurs en fer de 69.58 et 55 %.
Origine et âge des gites inclus dans le Groupe du Katanga.
L'origine métasomatique de la plupart de ces gisements paraît démontrée. L'âge de
l'introduction du fer n'est pas nécessairement le même pour tous les gisements examinés. On
admet généralement que les gîtes les plus importants, inclus dans le calcaire de Kakontwe,
sont liés à l'orogenèse kundelunguienne. Des gîtes des Marungu, celui du Mont Kalolo, s'il y a
une liaison génétique entre le granite et le fer, est sûrement antérieur à l'orogenèse
kundulunguienne puisque le granite est antérieur au Kundelungu supérieur. Les gîtes du
Système de Roan et les autres gîtes des Marungu sont d'âge incertain.
4.4 Gisements d'origine latéritique
Des formations limonitiques, apparentées aux latérites, s'étendent sur toute l'Afrique centrale,
de la Guinée française au bassin du Congo. Ces formations, d'âge pléistocène et plus ancien,
couvrent principalement les régions de plateaux; elles ne constituent cependant nulle part des
amas comparables à celui de Conakry, mais se présentent plutôt sous forme de bandes
d'épaisseur relativement faible et d'étendue limitée. Leur texture, comme leur composition
chimique, diffèrent assez fortement de celles des véritables latérites, telles celles de Cuba ou
de Conakry, par exemple. Aussi le terme de latérite ne peut-il leur être exactement appliqué et
il semble préférable de parler de «cuirasses limonitiques »,
Ces cuirasses limonitiques peuvent, en certaines régions, se montrer assez continues et
atteindre une épaisseur relativement forte: 5 mètres et même davantage. Parfois elles
constituent 2 ou 3 horizons, de 0.50 à 1 mètre de puissance, répartis dans 8 à 10 m de dépôts
meubles, sableux et argileux. Ailleurs, la formation consiste en grenaille discontinue et
généralement de faible puissance. Ce genre de dépôt se rencontre, plus ou moins développé,
sur tout le territoire de la colonie. Il peut affleurer ou être recouvert d'une couche sableuse peu
épaisse. Quoique ayant alimenté, presque exclusivement, l'industrie du fer indigène, il n'a pas
retenu l'attention des Européens du point de vue réserve en minerai de fer; par contre, il a fait
l'objet d'études assez poussées du point de vue pédologique, particulièrement dans la région
du Bas-Congo (Baeyens, 1938 ; Waegemans, 1951).
On possède peu de renseignements sur la composition exacte, comme sur l'importance de ces
formations. La teneur en fer en est très variable : une limonite compacte de la région de
Bakwa Nianga, à l'est de Lusambo (district du Sankuru), accuse une teneur de 51 % par
contre, les analyses consignées au tableau indiquent des teneurs ne dépassant pas 45.90 %.
Ces mêmes analyses n'ont décelé que des teneurs faibles en chrome et en nickel. Waegemans
signale des teneurs en fer dépassant 60 % au nord de Boma.
Ces formations paraissent particulièrement abondantes dans le Bas-Congo. G. Waegemans
signale, dans la pénéplaine entre Matadi et Seke Banza, au-dessus d'un massif de roches
vertes à épidote, une formation de 10 à 15 mètres' de puissance, constituée d'une grenaille
latéritique consolidée par un ciment ferrugineux, où la teneur enfer varie de 12.70 à 42.90 %,
65
croissant depuis la surface du sol jusqu'à la profondeur de 9 m et décroissant ensuite
(Waegemans, 1951).
Des formations latéritiques ont été citées incidemment, par divers auteurs, en de nombreux
points du Congo belge, notamment, par M. Legraye, dans la région de Watsa (haut Uélé), où
elles surmontent des dolérites ou des gabbros (Legraye, 1939). Mais, encore une fois, aucune
étude, ni aucun relevé systématique n'en ont été faits et il n'est pas possible, dans l'état actuel
des connaissances, de donner une appréciation sur leur importance, ni sur leur éventuel intérêt
économique.
Certains gisements semblent cependant constituer de véritables latérites: c'est le cas,
notamment, près de Libege, à l'est de Buta (bas Uélé) et en quelques points du Bas-Congo.
L'épaisseur de ces formations dépasse rarement 5 m et la teneur en fer, d'après les analyses
que nous en possédons, n'atteint qu'exceptionnellement 50 %.
Au voisinage des grands gisements d'itabirite du nord-est du Congo on trouve des limonites
fortement concrétionnées, englobant des blocs d'itabirite et formant un conglomérat assez dur.
Ces dépôts peuvent prendre une certaine ampleur, comme c'est le cas au pied des monts Tina
et Zani-Kodo, et constitueront une réserve appréciable le jour où les gisements d'itabirite, dont
ils proviennent, pourront être mis en exploitation.
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67
5 Diamant (Cahen, L. 1954. Géologie du Congo Belge)
La richesse du Congo en diamants est principalement concentrée dans le bassin du Kasai.
Toutefois des diamants sont récupérés sporadiquement en de nombreuses autres régions sans
faire l'objet d'exploitations véritables, au cours de l'exploitation ou de la prospection d'autres
substances. Le bassin du Kasai comporte deux régions diamantifères exploitées, une région
occidentale avec Tshikapa comme centre principal, et qu'on nommera région du Kasai, et une
région orientale située dans le bassin de la rivière Lubilash et qu'on désignera sous le nom du
région du Lubilash.
Le diamant est également connu au Kwango; au Katanga, outre quelques diamants
sporadiques, on connaît les importantes venues kimberlitiques, parfois diamantifères, du
plateau du Kundelungu.
Des diamants rares et de petites tailles ont été récoltés dans la portion SE de la cuvette
congolaise: bassin de la haute Lukenie et de la Lomela. Dans le nord et le nord-est du Congo,
comme au Mayumbe, quelques diamants sont récupérés, principalement dans les exploitations
aurifères.
5.1 Gisements de la région du Lubilash
Description géologique des gisements.
Les diamants sont rencontrés dans les alluvions de la Lubi et de son affluent la Lukula et
surtout dans la Bushimaie et certains de ses affluents. Seul le gisement de Bakwanga
(Bushimaie) sera décrit, il est constitué de gisements remaniés divers dérivant d'une
kimberlite (Fieremans, 1953 ; Polinard, 1952 ; Wassilewsky, 1950).
Le soubassement de la région est formé des roches calcaro-dolomitiques du Système de la
Bushimaie sur lesquelles reposent des couches mésozoïques raccordées avec un certain doute
à la Série du Lualaba, d'âge jurassique supérieur ou crétacé inférieur. Des sables argileux
rougeâtres et des cailloutis divers recouvrent les formations précédentes. Sept massifs de
brèche kimberlitique sont connus sur le plateau entre la Bushimaie et son affluent la Kanshi.
Leur superficie varie de 0.4 à 16.5 ha. Une campagne de sondages encore en cours, révèle que
ces massifs sont constitués par une portion superficielle assez vaste constituée de brèche
kimberlitique secondaire et sableuse, résultant de la digestion des grès mésozoïques ou d'un
mélange avec les roches encaissantes à la suite d'affaissements provoqués par des dissolutions
dans le Système de la Bushimaie, Les cheminées véritables se trouvent plus bas et ont une
section plus restreinte.
Les roches les plus profondes sont analogues à certains blue-grounds de l'Afrique du Sud. La
brèche kimberlitique contient parmi ses inclusions des éclogites et des nodules de kimberlite.
Les massifs de brèche kimberlitique sont recouverts par les graviers des plateaux et des sables
argileux rougeâtres. La répartition des gisements alluvionnaires indique clairement qu'il y a au
moins deux groupes de venues primaires sur la Bushimaie (Bakwanga et Tshimanga) et un sur
la Lubi-Lukula, Ce dernier donne lieu à des concentrations détritiques à basses teneurs, non
exploitées. Les gisements détritiques qui dérivent de la kimberlite sont de nature variée: grès
diamantifère à tubulations, nappe graveleuse des plateaux, base du sable argileux rouge des
plateaux, éluvions des versants et des vallées sèches, alluvions des fonds de vallées. Ces
alluvions comprennent des argiles bleues qui paraissent être constituées, au moins en partie,
des particules les plus ténues provenant de la destruction de la brèche kimberlitique. La
68
distance maximum de transport du diamant à partir du centre de dispersion ne paraît pas
dépasser 35 km.
Minéralogie du diamant et minéraux accompagnateurs
L'étude des diamants de la Bushimaie a montré que les variétés opaques présentaient des
formes simples, dérivées du cube et de l'octaèdre, à faces pinnes souvent granuleuses, alors
que les variétés transparentes étaient plus compliquées de formes (le cube notamment est
absent). Ces dernières présentent la seule macle du spinelle tandis que les premières peuvent
également présenter la macle de la fluorine. Il y a donc une relation entre les formes
cristallines et le degré de transparence des cristaux. Enfin, la quasi-totalité du lot de 60.000
carats de diamants examinés a montré l'holoèdrie du diamant (Polinard, 1929a+b). La grande
majorité des pierres sont du diamant industriel, il y a à peine 3 à 5 % de diamant de joaillerie
(Robert, 1946). Les accompagnateurs principaux du diamant dans la brèche kimberlitique de
Bakwanga sont une ilménite manganésifère et chromifère (MgO : 11.7 % et Cr2O3 : 4,4 %),
un grenat pyrope chromifère (Cr2O3: 6.02 %), un diopside vert-foncé chromifère.
Accessoirement, on rencontre encore des micas chromifères, de l'apatite, de la magnétite, une
amphibole, de la calcite et de la barytine.
Age des gisements diamantifères.
L'age des venues kimberlitiques est postérieures aux couches mésozoïques attribuées au
Jurassique supérieur-Crétacé inférieur et sont antérieures aux nappes de graviers des plateaux,
d'âge quaternaire. Ces limites ne s'opposent pas à ce que ces venues sont contemporaines de
celles de la région du Kasai. En ce qui concerne les gîtes remaniés, ils peuvent être de tous
ages; la morphologie de la région indique cependant que la plupart sont quaternaires.
5.2 Gisements de la région du Kasai
Description géologique des gisements.
Le diamant est rencontré dans les alluvions anciennes
et récentes de nombreux cours d'eau des bassins du Kasai et de la Lulua entre les méridiens
20° et 22° E, et entre les parallèles de 5°30' et 8° S. La partie méridionale de ces gisements
s'étend dans le Lunda (Angola) (Fieremans, 1953 ; Polinard, 1951). Sur un soubassement
constitué par des roches intensément plissées et métamorphiques, accompagnées d'intrusions
magmatiques reposent en discordance la Série de la Lukuga (Carbonifère supérieur et
Permien) conservée localement dans des dépressions du socle et des couches mésozoïques
subhorizontales elles-mêmes surmontées soit par la Série des grès polymorphes et la Série des
sables ocres soit par des formations plus récentes. Les couches mésozoïques comprennent de
haut en bas la Série du Kwango, d'age Crétacé supérieur et une série plus ancienne, conservée
principalement dans des dépressions du socle et attribuée avec un léger doute à la Série du
Lualaba. Tous les gisements exploités dans la région du Kasai sont d'origine détritique:
alluvions de fonds de rivière et alluvions de terrasses. Le plus ancien gisement détritique est le
conglomérat de base de la Série du Kwango; il a été exploité en Angola.
Jusqu'à très récemment, l'origine du diamant était totalement inconnue tant dans le Lunda
qu'au Kasai. La source secondaire la plus ancienne fut localisée en 1948 (Lepersonne, 1949)
et en 1952 fut annoncée la découverte d'une source primaire de diamant sous forme de
kimberlite, en Angola, sur la rivière Chikapa (Tshikapa) à peu de distance de la frontière
congolaise. Il s'agit d'une roche aphanitique, à texture porphyrique, dans laquelle sont visibles
de la magnétite, de l'ilménite, du grenat et des micas. Elle traverse des terrains que des
69
géologues de l'Angola attribuent aux étages I et II de la Série de Cassanje (Freire D'Andrade,
1952).
Il paraît évident que tous les diamants du Kasai ne peuvent provenir de venues kimberlitiques
situées uniquement au sud de la frontière Congo-Angola. Les distances de transport qu'il
faudrait admettre et la répartition des gisements excluent ce cas. Il doit donc
vraisemblablement y avoir plusieurs venues kimberlitiques réparties à travers tous les champs
diamantifères du Kasai-Lunda. Leur découverte est rendue difficile par l'épaisseur et la vaste
extension des terrains plus récents qu'elles.
Minéralogie du diamant et minéraux accompagnateurs.
La majorité des diamants du Kasai sont des diamants de joaillerie, incolores, présentant
généralement la forme octaédrique ou des formes dérivées. La faible fraction industrielle
contient des diamants verdâtres, gris, parfois noirs. Les pierres sont généralement petites (de 2
à 3 pierres par carat à 20-50 pierres par carat). Les pierres de plus de 20 carats sont
exceptionnelles (Fieremans, 1953). Les concentrés renferment, outre le diamant, les minéraux
suivants « accompagnateurs constants» : staurotide foncée et claire, tourmaline, magnétite,
ilménite, grenat, disthène, andalousite. «Accompagnateurs occasionnels » : chrysobéryl,
épidote, corindon, diopside. Il est difficile de savoir quels minéraux sont liés génétiquement
au diamant et quels sont les accompagneurs accidentels. La présence d'ilménite, de magnétite
et de grenat dans la kimberlite de la Chikapa (Lunda) indique déjà que ces derniers minéraux
peuvent avoir une signification génétique.
Age des gisements diamantifères. - La présence du diamant dans le conglomérat de base de la
Série du Kwango, son absence dans tous les essais faits sur conglomérats de la Série de la
Lukuga et de la série mésozoïque inférieure à la Série du Kwango (Lepersonne, 1949) fait
penser que les venues primaires doivent être post-« Lualaba » et ante-Kwango. En ce qui
concerne la limite inférieure, il s'agit d'un argument d'absence qui peut laisser place à un
certain doute. L'intrusion kimberlitique de la Chikapa (Lunda) est postérieure à des ouches
attribuées à la Série de Cassanje (subdivision II) (Freire D'Andrade, 1952). On peut donc
situer les venues kimberlitiques entre le début du Trias et le Crétacé supérieur, âge de la Série
du Kwango, et, en tenant compte de l'absence de diamants dans les couches mésozoïques
attribuées à la Série du Lualaba, on obtient une limite inférieure Jurassique supérieur-Crétacé
inférieur. Les gisements détritiques secondaires les plus anciens appartiennent au Crétacé
supérieur; la plupart des gisements détritiques exploités appartiennent au Quaternaire.
5.3 Les pipes de kimberlite du plateau du Kundelungu (Studt, 1910 ; Verhoogen,
1938)
Description géologique des gisements.
Les cheminées connues, au nombre de 24, sont réparties en deux groupes: un groupe
occidental formé de 14 cheminées assez rapprochées et un groupe oriental, constitué de 10
cheminées dispersées entre les parallèles de 10° et de 10° 30' sud. Les superficies de ces
venues sont très variables, allant de 0.1 ha (Konzi) à 50 ha (Talala). Talala serait la plus
grande cheminée connue. Le remplissage des pipes est constitué de kimberlite et de ses
produits d'altération : yellow ground et blue ground, Parfois, la kimberlite affleure à la
surface, le plus généralement elle est recouverte par 6 à 8 m, parfois 20 m de yellow pound.
Le blue ground est relativement peu fréquent. Les cheminées contiennent de nombreuses
enclaves dont des éclogites. La plupart des cheminées sont stériles en diamant; dans les
70
autres, les teneurs sont variables: 0.8 à 6.5 cts par mille tonnes pour les cheminées les mieux
étudiées.
Age des gisements diamantifères
Les principaux minéraux denses des cheminées sont dans l'ordre d'abondance: ilménite
magnésifère, titanomagnétite magnésifère, grenat pyrope, diopside chromifère. Dans la
plupart des cheminées, la kimberlite est basaltique; la cheminée de Kashioba est une
kimberlite micacée, lamprophyrique. Ces cheminées traversent les couches du Kundelungu
supérieur; leurs minéraux caractéristiques se retrouvent en abondance dans les graviers du
plateau. Elles sont donc postérieures au Système du Kundelungu et antérieures aux graviers
du plateau qui permet de leur attribuer, avec doute, une limite supérieure fin-Crétacé.
Conclusions
Il semble que les principaux champs diamantifères du Congo trouvent leur origine dans des
cheminées kimberlitiques. L'âge mésozoïque de la kimberlite de la Chikapa (Lunda) est
certain, celui de la kimberlite de Bakwanga probable et celui des kimberlites du Kundelungu
possible. Deux groupes de cheminées sont ou paraissent antérieurs à la fin du Crétacé; les
kimberlites de la région de Lubilash sont ante-Quaternaire. Deux groupes de kimberlites sont
probablement post-Jurassiques, tandis que celles du Kundelungu sont moins limitées vers le
bas. Il paraît donc vraisemblable que, contrairement à ce qui a été avancé sur la base de
renseignements paléontologiques controuvés depuis lors (Cahen, 1951), les kimberlites du
Congo sont ou peuvent être crétacées et contemporaines de celles d'Afrique du Sud (Cahen,
1954).Les plus anciens gisements détritiques sont, au Kasai, d'âge Crétacé supérieur; la
plupart des gîtes détritiques exploitables appartiennent au Quaternaire.
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Verhoogen, J. 1938. - Les pipes de KimberIite du Katanga. Ann. Serv. Mines C. S. K., t. IX;
pp. 3-46.
71
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Bakwanga. 50e Ann, C. S. K.,C. R, Congr. Scient., Élisabethville, 1950, vol. II, t, II, pp.
291-332.
72
6 Manganese (Cahen, L. 1954. Géologie du Congo Belge)
Le manganèse existe au moins en traces dans tout le Congo et notamment dans certains
gisements de cuivre du Katanga. Deux gîtes sont exploités, celui de Kasekelesa au sud-ouest
de Kolwezi (Katanga) et celui de Kisenge, dans la haute Lulua.
Le gîte de Kasekelesa est situé dans des couches gréso-quartzitiques rapportées au Groupe des
Kibara. Le minerai est constitué par du psilomélane en couche ou en amas. De fines aiguilles
de hollandite s'individualisent au sein d'une masse de psilomélane où sont également répartis
des agrégats de braunite, Certaines masses du minerai contiennent du plomb, du cuivre ou du
baryum. Il s'agit d'un gisement de substitution.
Le gisement de Kisenge fait partie d'un groupe de gisements situés dans la région de la haute
Lulua, Le minerai se présente soit en masses qui se sont presque complètement substituées à
des schistes métamorphiques, soit en veinules. Les schistes remplacés appartiennent à la
Formation de la Lukoshi. Le minerai est essentiellement constitué de polianite et d'une espèce
de hollandite sans baryum. Il semble provenir du lessivage d'un grenat manganésifère
abondant dans les schistes (Polinard, 1952).
Polinard, E. 1952. - Les richesses minérales du Congo belge. Encyclopédie du Congo belge, t.
II, ch. III. Bruxelles (1952).
73
7 Coal (Cahen, L. 1954. Géologie du Congo Belge)
Les gisements de charbon sont localisés au Katanga où ils constituent un groupe méridional,
situé au sud de Bukama, comprenant le bassin de la Luena (gisements Kisulu-Luena-KalukuKalule nord) et, plus au sud, le bassin du haut Lualaba, et un groupe septentrional, situé aux
environs d'Albertville, comprenant les bassins de Greinerville (ou de la Lukuga) et du
Tanganika. Le bassin de la Luena a été longtemps le seul exploité; celui de Greinerville a été
fermé en 1934, mais a été rouvert en 1952 et a fourni 9000 tonnes de charbon pour la
consommation locale.
Tous les gisements appartiennent à l'Étage supérieur de la Série de la Lukuga, d'âge permien.
Il y a un certain doute quant à l'appartenance du bassin du Tanganika au même étage. Les
couches de charbon sont principalement situées dans l'assise dite « à couches de houille» et
des veinettes existent encore dans l'assise dite « de transition». Ces formations à couches de
houille paraissent caractérisées par une flore comportant le genre Glossopterie sans
Gangamopteris ni Cyclodendron, alors que ces deux derniers genres caractérisent l'étage
inférieur stérile.
L'examen de la carte géologique du Congo montre de nombreuses plages de la Série de la
Lukuga et peut faire croire à l'existence de nombreux gisements de houille. En réalité, la très
grande majorité des affleurements lukuguiens appartient à l'étage inférieur stérile et on ne
peut guère entretenir d'espoir de trouver de nouvelles ressources importantes en charbon dans
les régions constituant le pourtour de la cuvette congolaise, à l'intérieur de celle-ci, l'état
actuel des connaissances ne permet aucune prévision.
Dans le bassin de la Luena, à Luena même, on connaît 4 couches superposées de 0.50 à 5 m
de puissance. Ensemble, ces couches atteignent 8,50 de puissance. A Kisulu, deux couches
superposées de charbon totalisant environ 1 m sont connues et à Kaluku les sondages ont
reconnu 2 couches totalisant 3,75 m. A la Kalule-nord 3 couches totalisent 2,70 m. Telle était
la situation en 1930 (Cambier, 1930). A la Lukuga, cinq couches superposées et au moins sept
veinettes ont été reconnues; les cinq couches plus ou moins continues de charbon totalisent 5
à 6 m de puissance (Jamotte, 1931). Dans le bassin du Tanganika, on connaît deux couches de
charbon et quelques veinettes qui sont probablement des équivalents du faisceau charbonnier
de la Lukuga (Jamotte, 1944). A la Lukuga (Greinerville) comme à la Luena, il s'agirait de
dépôts deltaïques dans des lacs (Jamotte, 1931 ; Cambier, 1930). Les houilles auraient une
origine allochtone (Duparque, 1935).
Les houilles de la Lukuga et de la Luena présentent une grande abondance de houille mate
(durain) et une rareté relative de houille brillante (vitrain) et de fusain. Elles se classent
nettement dans la catégorie des charbons à cutine à laquelle appartiennent également les
houilles de spores, les houilles de cuticule et les gayets (cannel-coals du Westphalien belgofrançais).
References
Cambier, R. 1930 - Contribution à l'étude géologique des bassins houillers de la Luena. Ann,
Serv, Mines C. S. K. t. J, 1930, pp. 3-54 (1931).
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Luena. Ann. Serv, Mines du C. S. K, t, V, 1948, pp. 69-147 (1935).
74
Jamotte, A. 1931. - Contribution à l'étude géologique du bassin charbonnier de la Lukuga.
Ann. Serv. Mines C. S. K.,t, II, 1931, pp. 3-75 (1932).
Jamotte, A. 1944. - Etude des sondages de Kipula (sud Katanga). C.S.K., Elisabethville, 1944,
35 p.
75
8 Platine (Cahen, L. 1954. Géologie du Congo Belge)
Le Congo produit de faibles quantités de platine. Les gîtes et indices connus sont rapportés à
des types très particuliers, liés à des intrusions basiques (Kasaï), à des intrusions de
composition moyenne (Haut-Zaïre) et aux gîtes stratiformes de la « ceinture cuprifère ».
Un grain de platine a été découvert (Polinard, 1934) dans les alluvions de la rivière Katama
Konde, en aval d'un massif gabbroïque inclus dans le complexe charnockitique du Kasai.
Des placers aura-platinifères ont été exploités, clans une région située à l'Ouest de Lubero, de
1934 à 1938. Dans ces placers, le platine se présente sous forme de pépites de cuproplatine.
Isolées ou accompagnées de quartz et de chromite. La région est constituée de schistes,
quartzites et phyllades, recoupés par des massifs de granodiorite et des filons-couches de
diorite, quartzeuse qui renferment des mouches de' sulfures (pyrite. pvrhotine et chalcopyrite).
La granodiorite a souvent une structure rubanée qui peut s'accentuer au point de former des
schlierens. D'après la situation des placers, les schlierens, contaminés par les venues
hydrothermulcs sulfurées paraissent constituer la source du cuproplatine des alluvions.
Les analyses effectuées sur les diorites des lambeaux de Kilo et de Moto, ont montré que
certaines d'entre elles renfermaient un peu de platine (0.05 g/tonne dans le massif d’Akwe)
Dans la région du Shaba, l’association platine, or, palladium et vanadium est connue dans les
gisements de Musonoi, Ruwe et Shinkolobwe. De faibles quantités de platine et de palladium
ont été récuperées lors du traitement du minerai de Shinkolobwe : 875 g Pt, 7 464 g Pd en
1953, et 831 g Pt, 4 656 Pd en 1954.
References
Polinard, E. 1934. - Constitution géologique de l'Entre Lulua-Bushimaie du 6e au parallèle.
Mém; in~8°, Inst. Roy. Col. Belg., Sc. Nat. et Méd., t. II, fasc. 5, 1934.
76
9 Chrome and Nickel
Les gites résiduels de chrome et de nickel de Nkonko et Lutshatsha sont situés dans la région
Kasai occidental, au Sud de Kananga. Dans ces deux localités, le chrome et le nickel sont liés
à des dykes, de pyroxénites et de serpentine (2000Ma, de Kun, 1965), injectés dans les
migmatites du complexe de Dibaya (Fieremans, 1967).
Le dyke de Lutshatsha s'étend sur 26 km suivant la direction E-W. Son épaisseur moyenne est
de 1 km, avec un maximum de 2 km à hauteur de la rivière Lutshatsha. La partie occidentale
du dyke est formée d'enstatite ct la partie orientale de serpentine. Le dyke de Nkonko s'étend
sur 24 km suivant la direction WNW, de part et d'autre de la rivière Lulua. Il est
exclusivement constitué de serpertine et sa largeur varie entre 300 et 700 mètres.
Les travaux de surface, puits et tranchées, réalisés sur l'ensemble des dykes, ont montré que
les aires à minéralisation résiduelle notable en Cr-Ni émient très modestes: 1,55 km² à teneur
limite de 1 % pour le nickel et 5,85 km² à teneur limite de 2 % pour le chrome. Des sondages
ont montré que la minéralisation à faible teneur (Ni ~ 0,50 %, Cr ~ 0,90 %, Co 0,03 à 0.15 %,
Cu 0.01 à 0,02 %) était finement disséminée dans le masse des dykes.
References
De Kun, N. 1965. The Mineral Resources of Africa. Elsevier.
Fieremans, C. 1967. Les minéralisations en chrome et nickel au sud de Luluabourg. Rapport
Miba
77
10. Hydrocarbures (Cahen, L. 1954. Géologie du Congo Belge)
Des suintements ou des imprégnations d'hydrocarbures ont été rencontrés en trois régions
différentes : dans les formations crétacées et tertiaires de la zone littorale, dans des formations
mésozoïques de la cuvette centrale congolaise, dans les formations cénozoïques de
remplissage des fossés tectoniques de l'est du Congo.
Seuls les premiers ont depuis peu fait l'objet d'une exploitation de sable bitumineux et de
calcaires bitumineux destinés à des revêtements routiers. La construction d'une usine de
traitement produisant le bitume pur est prévue (Brosius, 1953).
10.1 Zone littorale
Les hydrocarbures se présentent principalement en imprégnation dans des grès ou sables et
des calcaires. Quelques suintements et épanchements d'hydrocarbures visqueux sont
également connus. Les gisements sont répartis dans la zone littorale mais sont
particulièrement nombreux à proximité de la bordure du soubassement, région d'ailleurs assez
faillée, et en divers points où les couches forment des anticlinaux. Les principaux
affleurements d'hydrocarbures sont trouvés dans les couches de Makungu Lengi, celles de
Mavuma (Albien) qui sont exploitées et dans le Sénonien, où a été observé le dôme de Vonzo.
De faibles concentrations pétrolifères ont été reconnues dans les sédiments crétacés des
plaines côtières de l'Angola et de l'A.E.F. qui encadrent le Bas-Congo.
Caractéristiques des roches bitumineuses.
Des analyses de calcaires asphaltiques à teneur faible, moyenne et riche ont donné :
H2O
Matières asphaltiques solubles dans CS
Matières minérales, principalement calcaires
dolomitiques.
1
0.70
11.61
87.69
2
0.46
16.44
83.01
0.95
18.71
80.35
0.90
12.00
8.10
3
0.90
37.15
61.95
Deux sables bitumineux ont fourni à l'analyse :
H2O
Matières aspheltiques solubles dans CS.
Matières minérales (sable de quartz)
Ces bitumes sont de bonne qualité, les réserves paraissent considérables (Brosius, 1953).
10.2 Formations mésozoïques de la cuvette centrale congolaise
De vastes gisements de schistes, argilites et plus rarement de grès bitumineux existent dans la
portion nord orientale de la cuvette congolaise. La partie principale du gisement affleure sur le
Lualaba entre Kisangani et Ubundu, mais des schistes bitumineux sont connus galement en
amont de Ubundu et sur le Lomami.
Les couches bitumineuses paraissent plus abondantes dans l'Étage de Stanleyville de la Série
du Lualaba que dans l'Étage de la Loia. L'âge de ces schistes bitumineux anciennement
considéré comme triasique, est à présent reconnu comme jurassique supérieur et peut-être
crétacé inférieur. Le gisement n'est pas exploité. Plusieurs couches bitumineuses présentant
une grande continuité sont connues et leur puissance totalisée, d'ailleurs très variable, pourrait
atteindre une moyenne de 10 m ou plus. Les couches sont subhorizontales et les réserves
78
paraissent considérables. Certains niveaux bitumineux renferment une faune fossile abondante
de poissons et entomostracés et l'origine des hydrocarbures a été attribuée à cette abondance
d'organismes.
Des essais de distillations en laboratoire effectués sur sept échantillons ont donné les résultats
moyens suivants :
Densité :
Rendement en huile :
Sulfate d'ammoniaque:
Résidu minéral:
Carbone fixe :
1,82.
152.7 1 par tonne.
8.730 kg à la tonne.
64.79 %.
2.73 %.
La distillation fractionnée de l'huile a donné les résultats suivants :
De 0 à 120°,
essences: 12,65 %.
De 120 à 240°,
huile lampante: 29,55 %.
De 240 à 280°,
huile de graissage: 24,30 %.
De 280 à 360°,
huile verte à paraffine: 22,30 %.
Résidu, brai :
11,20 %.
Des essais semi-industriels sur des échantillons répartis de la couche la plus continue ont
fourni 86 litres de goudron à la tonne soit 6 % en poids.
La distillation fractionnée de ce goudron a donné :
De 0 à 200°, essence de goudron
De 200 à 250°, huile lampante
De 250 à 300°, huile combustible
De 300 à 370°, huile visqueuse, riche en paraffine
Au-delà de 370°, brai
En poids
19,6 %
15,6 %
16 %
24 %
24,8 %
En volume
24 %
18 %
14 %
24 %
20 %
10.3 Remplissage cénozoïque des fossés tectoniques de l'est du Congo
Des suintements de pétrole ou d'hydrocarbures visqueux sont connus de longue date dans le
fossé du lac Albert et de la Semliki. Ils n'ont fait l'objet que d'observations de surface du côté
congolais. Sur la rive Ougandaise, des sondages ont été effectués à plusieurs reprises pour
rechercher des hydrocarbures en profondeur et déterminer leurs voies d'acheminement vers la
surface, mais sans grand succès.
Au Congo, les affleurements d'hydrocarbures se rencontrent dans le Quaternaire (Wayland,
1926 ; Jamotte & Lepersonne, 1947). Des affleurements bitumineux ont également été
signalés dans le nord du lac Tanganika et dans la basse Ruzizi.
L'hydrocarbure du suintement de Kibiro (Uganda) a donné par distillation fractionnée
(Wayland, 1926) :
De 0 à 150°,
De 250 à 800°,
Au-dessus de 300°
essence
pétroles et huiles
huiles visqueuses et hydrocarbures solides
Residu : brai
79
1,1 %
12,4%
55,6 %
30.99%
Les quelques données que l'on possède sur les hydrocarbures du Congo montrent l'existence
de réserves importantes sous forme de roches bitumineuses. Les études en profondeur
nécessaires pour vérifier l'existence d'hydrocarbures liquides, en liaison avec les
hydrocarbures oxydés qui affleurent dans la zone littorale et la région des fossés tectoniques,
doivent être entamées et la vaste cuvette centrale commence seulement à être explorée.
References
Brosius, R. 1953. Sur les gisements bitumineux du Mayumbe. Bull. Inst. Roy. Col. Belge,
XXIV – 1953-1954, 1592-1607.
Jamotte, A., Lepersonne, J. 1947. Les ressources minérales du Congo belge et du RuandaUrundi. Centenaire A.I.Lg., Congrès 1947, Sect. Col, 277-293
Wayland, E. 1926. Petroleum in Uganda. Mém. N°1, Géol. Surv. Uganda
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