//img.uscri.be/pth/a9230920f83d351af547c6ae6cae5e036a7e77b2
Cet ouvrage fait partie de la bibliothèque YouScribe
Obtenez un accès à la bibliothèque pour le lire en ligne
En savoir plus

La pétrologie éruptive moderne (Tome 2)

De
412 pages
Cet ouvrage présente une synthèse de l'ensemble des connaissances essentielles acquises en pétrologie volcanique sur les deux dernières décennies. Ce deuxième volume s'intéresse plus particulièrement tout d'abord au volcanisme du Cameroun, ensuite aux séries tholéïtiques d'Islande qui caractérisent les dorsales océaniques. Les séries andésitiques, produits des zones de subduction des Andes sont ensuite traitées, pour terminer avec les autres types de volcanisme.
Voir plus Voir moins

LA PÉTROLOGIE Ismaïla Ngounouno
ÉRUPTIVE MODERNE
Le Cameroun, l’Islande, les Andes
Tome 2
LA PÉTROLOGIE Le tome 2 est constitué de quatre parties. La première partie appréhende le volcanisme du
Cameroun : la Ligne Chaude du Cameroun, structure volcano-tectonique unique à l’échelle
du globe, qui ft parler d’elle lors des éruptions catastrophiques de gaz mortel des lacs ÉRUPTIVE MODERNE
Monoun et Nyos, et l’autre région volcanique du Cameroun : l’Adamaoua. Ensuite, d’autres
types de volcanismes sont abordés : xénolites ultramafques, lamprophyres.
Le Cameroun, l’Islande, les Andes
La deuxième partie s’intéresse aux séries tholéïtiques d’Islande qui caractérisent les dorsales
océaniques. Alors que les séries tholéïtiques des rides océaniques ne produisent quasiment
que des basaltes et n’évoluent qu’extrêmement rarement vers des rhyolites ou même des
Tome 2dacites, quatre termes principaux sont présents dans les laves tholéïtiques d’Islande :
tholéïtes à olivine, tholéïtes, icelandites, dacites et rhyolites tholéïtiques.
La troisième partie traite des séries andésitiques, produits des zones de subduction des
Andes. Le volcanisme andésitique caractérise les marges continentales actives (subduction
de la plaque de Nazca). Le volcanisme d’arc insulaire est souvent dénommé abusivement
volcanisme calco-alcalin à tendance tholéïtique ou même volcanisme tholéïtique d’arc,
alors que les basaltes rencontrés dans ces arcs n’ont rien à voir avec les tholéïtes mises en
place au niveau des dorsales océaniques.
Les autres types de volcanisme (exemples du volcanisme basaltique du demi-graben
crétacé de Mayo Oulo-Léré, Nord-Cameroun, du volcanisme de la région de Biden,
Adamaoua, et du plateau basaltique océanique d’Ontong Java, ainsi qu’aux volcanismes
des kimberlites, des carbonatites, des komatiites) sont présentés brièvement dans la
quatrième partie.

Cet ouvrage s’adresse principalement aux étudiants en licence, master des sciences de la
Terre, aux étudiants préparant les concours de recrutement de l’enseignement secondaire
(DIPES de sciences de la vie et de la Terre) ainsi qu’aux professeurs de l’enseignement
secondaire et de l’enseignement supérieur. Il est également accessible aux étudiants de
doctorat en sciences de la Terre et de l’École de géologie et d’exploitation minière (EGEM).
Ismaïla Ngounouno est professeur titulaire de classe exceptionnelle en pétrologie-
géochimie à l’université de Ngaoundéré (Cameroun). Ancien doyen de la faculté des
sciences (2003-2012), il est actuellement directeur de l’École de géologie et d’exploitation
minière (EGEM) de Meiganga (Cameroun) et chef de département des mines et de la
géologie dans ladite école. Tome 2
Photographie de couverture de l’auteur :
Éruption du Mont Cameroun de 1999.
41,50 €
ISBN : 978-2-336-30112-9
format : 155x240, dos=33.7 mm00329_couv.indd 1 24/11/2013 14:21:57
LA PÉTROLOGIE ÉRUPTIVE MODERNE
Ismaïla Ngounouno
Le Cameroun, l’Islande, les Andes






La pétrologie éruptive moderne
Tome 2





















Ismaïla Ngounouno








La pétrologie éruptive moderne
Le Cameroun, l’Islande, les Andes
Tome 2




































































© L’Harmattan, 2013
5-7, rue de l’Ecole-Polytechnique, 75005 Paris

http://www.harmattan.fr
diffusion.harmattan@wanadoo.fr
harmattan1@wanadoo.fr

ISBN : 978-2-336-30112-9
EAN : 9782336301129
Table des matières


Table des abréviations ................................................................................................ 13
PREMIERE PARTIE Le volcanisme du Cameroun ................................................. 15
Chapitre 1 La "Ligne Chaude du Cameroun" .......................................................... 17
1.1. Historique ............................................................................................................ 17
1.2. Âges de mise en place des édifices volcaniques et des plutons ........................... 20
1.3. Tectonique ........................................................................................................... 24
1.4. Diverses interprétations anciennes de la "Ligne Chaude du Cameroun" ............. 25
1.4.1. L’interprétation épirogénique ................................................................................. 25
1.4.2. Le fossé tectonique ................................................................................................. 25
1.4.3. Ile de Pagalu ―massif d’Oku ―plateau de l’Adamaoua comme ensemble de la "Ligne
du Cameroun" .................................................................................................................. 26
1.4.4. Le "Pelusium megashear system" .......................................................................... 28
1.4.5. L’hypothèse de point chaud ................................................................................... 29
1.4.5.1. L’hypothèse de point chaud "fossile" .................................................................. 29
1.4.5.2. L’hypothèse de point chaud "actif" ..................................................................... 30
1.4.6. Hypothèse d’origine commune au fossé de la Bénoué et à la Ligne du Cameroun 31
1.4.7. Le modèle tectonique ............................................................................................. 32
1.4.8. La Ligne du Cameroun, l’Aïr, le plateau de Jos et le Fossé de la Bénoué comme quatre
jalons d’une même histoire magmatique .......................................................................... 34
1.4.9. Le modèle alternatif de la Ligne Chaude ............................................................... 35
Chapitre 2 Les complexes anorogéniques et les volcans de la Ligne Chaude du
Cameroun ......................................................................................................................... 37
2.1. Les complexes anorogéniques ............................................................................. 37
2.1.1. Généralités ............................................................................................................. 37
2.1.2. Le Mont Koupé ...................................................................................................... 38
2.1.3. Le massif de Ntumbaw ........................................................................................... 38
2.1.4. Le massif de Nda Ali.............................................................................................. 40
2.1.5. Le Mont Bana......................................................................................................... 40
2.1.6. Le complexe de Pandé 41
2.1.7. Le complexe de Kokoumi ...................................................................................... 41
2.1.8. Le complexe de Tchégui ........................................................................................ 45
2.1.9. Le massif de Mboutou ............................................................................................ 46
2.1.10 Le massif de Golda Zuelva.................................................................................... 47
2.1.11. Les complexes anorogéniques au Nigéria voisin ................................................. 49
2.1.12. Conclusion ........................................................................................................... 50
2.2. Les volcans .......................................................................................................... 50
2.2.1. Généralités ............................................................................................................. 50
2.2.2. La partie insulaire ................................................................................................... 51
5 2.2.2.1. Pagalú .................................................................................................................. 51
2.2.2.2. São Tomé ............................................................................................................ 53
2.2.2.3. Príncipe ............................................................................................................... 57
2.2.2.4. Bioko ................................................................................................................... 61
2.2.3. La partie continentale ............................................................................................. 67
2.2.3.1. Le Mont Etindé ................................................................................................... 67
2.2.3.2. Le Mont Cameroun 72
2.2.3.3. Les Monts Rumpi ................................................................................................ 79
2.2.3.4. Les maars de Kumba ........................................................................................... 81
2.2.2.5. La plaine de Tombel............................................................................................ 82
2.2.3.6. Le Mont Manengouba ......................................................................................... 83
2.2.3.7. La plaine du Noun ............................................................................................... 85
2.2.3.8. Les Monts Bamenda 87
2.2.3.9. Lebouto .......................................................................................... 89
2.2.3.10. Les Monts Oku .................................................................................................. 92
2.2.3.11. La vallée de la Haute Bénoué ............................................................................ 97
2.2.3.12. Le Plateau Kapsiki 101
2.2.3.13. Les environs du lac Tchad ............................................................................... 105
Chapitre 3 Les xénolites ultramafiques de la Ligne Chaude du Cameroun ............ 109
3.1. Introduction ....................................................................................................... 109
3.2. Pétrographie ...................................................................................................... 111
3.2.1. Les harzburgites et les dunites ............................................................................. 111
3.2.2.. Les lherzolites ..................................................................................................... 112
3.2.3. Les wehrlites ........................................................................................................ 112
3.2.4. Les pyroxénites .................................................................................................... 112
3.2.4.1. Les orthopyroxénites ......................................................................................... 113
3.2.4.2. Les clinopyroxénites 113
3.3. Minéralogie 113
3.3.1. Olivine.................................................................................................................. 114
3.3.2. Orthopyroxène ..................................................................................................... 114
3.3.3. Clinopyroxène ...................................................................................................... 114
3.3.4. Spinelle ................................................................................................................ 114
3.3.5. Ilménite, rutile 115
3.3.6. Amphibole, mica .................................................................................................. 116
3.3.7. Feldspaths ............................................................................................................ 116
3.3.8. Géothermométrie et géobarométrie ...................................................................... 116
3.4. Pétrogenèse ....................................................................................................... 118
3.4.1. Origine des harzburgites et des dunites ................................................................ 118
3.4.2. Origine des lherzolites.......................................................................................... 119
3.4.3. Origine des wehrlites et des clinopyroxénites ...................................................... 122
3.4.4. Gradient géothermique et implication géodynamique .......................................... 123
3.5. Conclusion ........................................................................................................ 124
6 Chapitre 4 L'autre région volcanique du Cameroun : l’Adamaoua ........................ 125
4.1. Données de la géophysique ............................................................................... 125
4.1.1. Gravimétrie .......................................................................................................... 125
4.1.2. Sismologie ............................................................................................................ 125
4.2. Géologie structurale .......................................................................................... 125
4.3. Unités géologiques ............................................................................................ 126
4.3.1. Le socle ................................................................................................................ 126
4.3.2. Les complexes anorogéniques .............................................................................. 126
4.3.2.1. Le massif de Guenfalabo ................................................................................... 126
4.3.2.2. Le massif de Mayo Darlé .................................................................................. 127
4.3.2.3. Le hosséré Nigo ................................................................................................ 127
4.3.3. Les volcans ........................................................................................................... 127
4.3.3.1. Tchabal Mbabo ................................................................................................. 128
4.3.3.2. Djinga Tadorgal 128
4.3.3.3. Tchabal Nganha 132
4.3.3.4. Les volcans des environs de Ngaoundéré .......................................................... 135
Chapitre 5 Le volcanisme de la Ligne Chaude du Cameroun : un volcanisme
typiquement alcalin ........................................................................................................ 137
5.1. Dynamisme éruptif ............................................................................................ 137
5.2. Pétrographie ...................................................................................................... 141
5.3. Minéralogie ....................................................................................................... 144
5.3.1. Oxydes de fer-titane ............................................................................................. 144
5.3.2. Olivine................................................................................................................. . 146
5.3.3. Pyroxènes ............................................................................................................. 147
5.3.4. Amphibole ............................................................................................................ 149
5.3.5. Micas .................................................................................................................... 151
5.3.6. Ænigmatite ........................................................................................................... 152
5.3.7. Rhönite ................................................................................................................. 154
5.3.8. Feldspaths ............................................................................................................ 154
5.3.9. Quartz et cristobalite ............................................................................................ 156
5.3.10. Apatite ................................................................................................................ 156
5.3.11. Sphène (titanite) ................................................................................................. 157
5.3.12. Zircon . 158
5.3.13. Autres minéraux 158
5.3.14. Minéral non déterminé (type aenigmatite) ......................................................... 161
5.4. Géochimie ......................................................................................................... 164
5.4.1. Eléments majeurs 164
5.4.2. Eléments en traces ................................................................................................ 165
5.4.3. Isotopes . 168
5.5. Sources magmatiques ........................................................................................ 169
5.5.1. FOZO, HIMU ? .................................................................................................... 169
5.5.2. Rôle du métasomatisme ....................................................................................... 172
5.6. Evolution des magmas basaltiques primaires .................................................... 173
7 5.6.1. Modalités de la différenciation ............................................................................. 173
5.6.2. La différenciation par cristallisation fractionnée .................................................. 174
5.6.3. Les mélanges entre pôles basaltique et riche en silice .......................................... 178
5.6.4. Le rôle de la contamination crustale et des fluides ............................................... 180
5.7. Conclusion ........................................................................................................ 181
Chapitre 6 Un autre type de volcanisme de la Ligne Chaude du Cameroun : les
lamprophyres.................................................................................................................. 183
6.1. Nomenclature, définitions ................................................................................. 183
6.2. Les monchiquites de Tchircotché ...................................................................... 184
6.2.1. Pétrographie et minéralogie 184
6.2.2. Géochimie ............................................................................................................ 184
6.2.3. Genèse magmatique ............................................................................................. 189
6.2.3.1. Différenciation par cristallisation fractionnée ................................................... 189
6.2.3.2. Source magmatique ........................................................................................... 189
6.2.3.3. Nature de la source ............................................................................................ 190
6.3. Les camptonites du Mont Cameroun ................................................................. 191
Chapitre 7 D’autres exemples de volcans alcalins ................................................ 193
7.1. Les volcans de la Réunion ................................................................................. 193
7.1.1. Situation géodynamique de la Réunion ................................................................ 193
7.1.2. Le Piton des Neiges .............................................................................................. 194
7.1.2.1. Géologie 194
7.1.2.2. Pétrographie ...................................................................................................... 194
7.1.2.3. Minéralogie ....................................................................................................... 195
7.1.2.4. Géochimie ......................................................................................................... 196
7.1.3. Le Piton de la Fournaise ....................................................................................... 196
7.1.3.1. Géologie ............................................................................................................ 196
7.1.3.2. Pétrographie 197
7.1.3.3. Minéralogie 197
7.1.3.4. Géochimie 197
7.1.3.5. Genèse magmatique .......................................................................................... 198
7.2. Conclusion sur les volcans de l’île de La Réunion ............................................ 199
7.3. L’atoll de Fangataufa ........................................................................................ 200
7.3.1. Généralités ........................................................................................................... 200
7.3.2. Géologie ............................................................................................................... 200
7.3.3. Pétrographie ......................................................................................................... 201
7.3.4. Minéralogie .......................................................................................................... 201
7.3.5. Géochimie ............................................................................................................ 202
7.3.6. Genèse magmatique ............................................................................................. 203
DEUXIÈME PARTIE Le volcanisme des dorsales océaniques ou le volcanisme
tholéïtique ...................................................................................................................... 205
Chapitre 1 Les dorsales océaniques ....................................................................... 211
1.1. Distribution globale du volcanisme tholéïtique ................................................. 211
1.2. Dorsales rapides et dorsales lentes .................................................................... 212
8 1.2.1. Dorsales rapides ................................................................................................... 213
1.2.2. Dorsales lentes ..................................................................................................... 213
1.3. Nature et évolution de la croûte océanique ....................................................... 214
1.3.1. Architecture de la croûte océanique ..................................................................... 214
1.3.2. Ophiolites ............................................................................................................. 216
1.3.3. Hydrothermalisme et métamorphisme de la croûte océanique ............................. 216
1.3.3.1. Découverte ........................................................................................................ 217
1.3.3.2. Distribution terrestre ......................................................................................... 217
1.3.3.3. Modifications des propriétés physiques de la croûte océanique ........................ 218
1.3.3.4. Modifs chimico-minéralogiques de la croûte océanique 218
1.3.3.5. Formation hydrothermale des minerais ............................................................. 219
1.4. Réservoirs magmatiques au niveau des dorsales ............................................... 221
Chapitre 2 Les laves tholéiitiques ......................................................................... 223
2.1. Pétrographie ...................................................................................................... 223
2.1.1. Tholéïtes à plagioclase 227
2.1.2. Tholéïtes à olivine ................................................................................................ 227
2.1.3. Tholéïtes à plagioclase, olivine et clinopyroxène ................................................. 227
2.2. Minéralogie ....................................................................................................... 228
2.2.1. Olivine.................................................................................................................. 228
2.2.2. Plagioclase ........................................................................................................... 229
2.2.3. Clinopyroxène 229
2.2.4. Spinelle ................................................................................................................ 230
2.2.5. Orthopyroxène ..................................................................................................... 230
2.3. Géochimie ......................................................................................................... 230
2.3.1. Eléments majeurs ................................................................................................. 230
2.3.2. Eléments en traces ................................................................................................ 235
2.3.3. Isotopes radiogéniques Sr, Hf, Nd et Pb ........................................................... 235
2.3.4. Modèle pétrogénétique ......................................................................................... 236
Chapitre 3 Pétrogenèse des magmas tholéiitiques .................................................. 239
3.1. Genèse des magmas primaires : fusion partielle du manteau supérieur ............ 239
3.2. Différenciation magmatique .............................................................................. 239
Chapitre 4 Transition entre les volcanismes tholéïtique et alcalin : l’exemple de
l'Islande .......................................................................................................................... 243
4.1. Nomenclature .................................................................................................... 243
4.2. Les tholéïtes à olivine ........................................................................................ 243
4.3. Les tholéiites ..................................................................................................... 243
4.4. Les icelandites ................................................................................................... 243
4.5. Les dacites tholéïtiques ..................................................................................... 244
4.6. Les rhyolites tholéïtiques .................................................................................. 244
TROISIÈME PARTIE Le volcanisme des zones de subduction ou le volcanisme
andésitique ..................................................................................................................... 245
Chapitre 1 Les zones de subduction ...................................................................... 253
1.1. Distribution globale du volcanisme andésitique ................................................ 253
9 1.2. Distribution des laves calco-alcalines dans les arcs insulaires et des cordillères255
Chapitre 2 Les laves calco-alcalines ..................................................................... 257
2.1. Pétrographie ...................................................................................................... 257
2.1.1. Les basaltes alumineux ........................................................................................ 258
2.1.2. Les andésites ........................................................................................................ 258
2.1.3. Les dacites ............................................................................................................ 259
2.1.4. Les rhyolites calco-alcalines ................................................................................ 259
2.2. Minéralogie ....................................................................................................... 259
2.2.1. Plagioclase ........................................................................................................... 260
2.2.2. Pyroxènes ............................................................................................................. 262
2.2.3. Amphibole ............................................................................................................ 263
2.2.4. Biotite ................................................................................................................... 264
2.2.5. Olivine.................................................................................................................. 264
2.2.6. Oxydes 264
2.2.7. Sanidine 264
2.2.8. Quartz, tridymite et cristo ballite ........................................................................... 265
2.2.9. Apatite .. 265
2.2.10. Autres minéraux ................................................................................................. 265
2.3. Géochimie ......................................................................................................... 265
2.3.1. Eléments majeurs 265
2.3.2. Eléments en traces ................................................................................................ 270
2.3.3. Comparaison des basaltes alumineux des cordillères avec ceux des arcs insulaires271
2.3.4. Isotopes ................................................................................................................ 272
2.3.4.1. Isotopes radiogéniques ...................................................................................... 272
2.3.4.2. Isotopes stables 272
Chapitre 3 Pétrogenèse des magmas andésitiques ................................................. 277
Chapitre 4 Les laves à tendance adakitique du volcan Licancabur (Chili—Bolivie,
Andes Centrales) ............................................................................................................ 281
4.1. Introduction : la définition des adakites ............................................................ 281
4.2. Contexte géologique .......................................................................................... 282
4.3. Caractères généraux et signature adakitique ..................................................... 283
4.4. Modèle pétrogénétique 286
Chapitre 5 Transition entre les volcanismes calco-alcalin et alcalin L'exemple du
volcanisme shoshonitique des Andes Centrales ............................................................. 291
5.1. Introduction ....................................................................................................... 291
5.2. Les volcans shoshonitiques quaternaires des Andes Centrales ......................... 293
5.3. Pétrographie ...................................................................................................... 293
5.4. Minéralogie 294
5.5. Géochimie ......................................................................................................... 294
5.6. Conclusion ........................................................................................................ 297
QUATRIÈME PARTIE Les autres types de volcanisme ....................................... 299
Chapitre 1 Le volcanisme basaltique des fossés au Cameroun ............................. 301
1.1. L’exemple du volcanisme du demi-graben crétacé de Mayo Oulo-Léré ........... 301
10 1.2. L’exemple du volcanisme de la région de Biden (Adamaoua) .......................... 304
Chapitre 2 Les voe basaltique des plateaux océaniques L’exemple du plateau
basaltique océanique d’Ontong Java .............................................................................. 307
2.1. Généralités ........................................................................................................ 307
2.2. L’exemple du plateau basaltique océanique d’Ontong Java .............................. 308
Chapitre 3 Le volcanisme kimberlitique ................................................................ 313
3.1. Généralités 313
3.2. Pétrographie et minéralogie .............................................................................. 314
3.3. Géochimie ......................................................................................................... 316
3.4. Genèse magmatique .......................................................................................... 317
Chapitre 4 Le volcanisme carbonatitique ............................................................... 319
4.1. Généralités 319
4.2. L’exemple de l’Oldoinyo Lengai ...................................................................... 322
4.2.1. Géologie ............................................................................................................... 322
4.2.2. Pétrographie et minéralogie ................................................................................. 322
4.2.3. Géochimie ............................................................................................................ 323
4.2.4. Genèse magmatique ............................................................................................. 325
Chapitre 5 Le volcanisme le plus ancien de la Terre : les komatiites .................... 329
5.1. Les ceintures de roches vertes (Greenstone Belts) ............................................ 329
5.2. Terminologie, définition, historique .................................................................. 331
5.3. Pétrographie ...................................................................................................... 331
5.4. Minéralogie ....................................................................................................... 332
5.5. Géochimie ......................................................................................................... 332
5.6. Genèse magmatique .......................................................................................... 334
Annexes.................................................................................................................... 337
Bibliographie ............................................................................................................ 367
Index des auteurs cités ............................................................................................. 397
Index des notions ..................................................................................................... 403
11 Table des abréviations
ACF : assimilation cristallisation fractionnée
BIF : Banded Iron Formation
CA : calco-alcalin
CASZ: Central African Shear Zone
CCA : Cisaillement Centre Africain
CFB : Continental Flood Basalt
CIPW : de Cross, Iddings, Pirsson et Washington
CPAC : Chaîne Panafricaine d'Afrique Centrale
E-MORB : MORB enrichi
FOZO : Focal Zone
I.D : indice de différenciation
LChC : Ligne Chaude du Cameroun
LIP : Large Igneous Provinces
MA : Andes Méridionales
MARID : mica-amphibole-rutile-ilménite-diopiside
2+ Mg# = 100Mg/Mg+Fe
MORB: Normal Mid-Ocean Ridge Basalt
N-MORB : basalte de dorsales océaniques normaux
OIB : Ocean Island Basalt
P.F : perte au feu
P-MORB : basalte de dorsales océaniques associées à des points chauds (ou
panaches)
SCA : Andes Centrales du Sud
SEDEX Exhalative Sediment aire
Sh : shoshonite
SMV ou VMS : Volcanogenic Massive Sulphide
T-MORB : basalte de dorsales océaniques basaltes intermédiaires entre N et P
TTG: tonalite-trondhjémite-granodiorite TTG

13







PREMIERE PARTIE

Le volcanisme du Cameroun

Chapitre 1

La "Ligne Chaude du Cameroun"
1.1. Historique
Depuis Von Baumann (1887), la "Ligne du Cameroun" (fig. 1.1) est connue
comme un accident majeur en Afrique Centrale. La "Ligne du Cameroun" est un
alignement N 30°E d'édifices volcaniques océaniques et continentaux depuis l'île de
Pagalu (anciennement Annobon) jusqu'au Lac Tchad (Gèze, 1941, 1943) et de
complexes plutoniques anorogéniques continentaux. Elle offre la particularité sur la
Terre d'être la seule entité magmatique (dans l'espace et dans le temps) édifiée pour
moitié en domaine océanique et pour moitié en domaine continental. La "Ligne du
Cameroun" est aujourd'hui considérée comme un linéament du Panafricain qui
aurait été réactivé, plus ou moins continuellement, depuis le Précambrien Terminal,
à la faveur du rejeu depuis le Crétacé de zones de décrochement en domaine
continental qui se prolongent en domaine océanique par des failles transformantes
de l'Océan Atlantique. En fait, il est même probable que les fractures continentales
qui se prolongent en failles transformantes aient préexisté à celles-ci et aient même
induit leur existence lors de l'ouverture de l'Atlantique central (fig. 1.2).
La Ligne du Cameroun (qui en fait concerne aussi la partie océanique de la
Guinée Equatoriale et São Tomé et Principe) a été renommée « Ligne chaude du
Cameroun », en abrégé « LChC » (Déruelle et al., 2007).

17

Figure 1.1. La Ligne Chaude du Cameroun s’étend de l’île de Pagalú, au lac Tchad,
entre les cratons Ouest-Africain et du Congo (cartouche supérieure d’après Kampunzu et
Popoff, 1991). En domaine continental, c’est une succession de horsts et de grabens (en
grand italique), où sont installés les volcans. Les principaux plutons cénozoïques
anorogéniques sont indiqués (petits ronds noirs, petit italique). L’Adamaoua et le plateau de
Biu sont deux autres entités volcaniques distinctes de la Ligne Chaude du Cameroun (en
grisé, cartouche inférieur) (modifié d’après Déruelle et al., 2007).
Le segment océanique de la "Ligne du Cameroun" est composé de quatre îles
volcaniques du Golfe de Guinée (Pagalú, São Tomé, Principe et Bioko) et de deux
18 larges monts sous-marins (seamounts) entre Bioko Principe et entre Principe et São
Tomé (Burke, 2001). Bien avant, Hall (1966) avait déjà signalé la présence d’un
certain nombre de seamounts entre Ste-Hélène et la Baie du Biafra. Il a considéré
que ces seamounts formaient la partie émergée habituellement mentionnée sur
certaines cartes bathymétriques américaines comme « La Dorsale Guinéenne » (The
Guinea Ridge).
Le segment continental, particulièrement étudié durant les deux dernières
décennies (voir Déruelle et al., 1991, 2007), est continental et constitué, du Sud-
Ouest vers le Nord-Est, par :
— les massifs volcaniques du Mont Etindé, Mont Cameroun, Rumpi,
Manengouba, Bambouto, Oku, les ensembles de cônes pyroclastiques du graben de
Kumba, de la plaine de Tombel, du plateau du Noun, les necks, dômes et coulées
volcaniques du fossé de Garoua, du plateau Kapsiki et du Lac Tchad.
— plus de soixante plutons anorogéniques qui s’échelonnent du Mont Koupé à
Waza (fig.1.2). Le plateau de l’Adamaoua culmine à son intersection avec la Ligne
du Cameroun au massif de Tchabal Mbabo (2640 mètres).
Une synthèse des données pétrographiques, géochimiques et géochronologiques
de la "Ligne du Cameroun" a été présentée par Déruelle et al. (1991, 2007).

Figure 1.2. La Ligne Chaude du Cameroun, orientée N30°E, est recoupée par des
décrochements continentaux (orientés N70°E), qui se prolongent en zones en zones de
fractures en domaine océanique (voir cartouche, données d’après (Déruelle et al., 2007).
L’extension de la La LChC vers le nord (lac Tchad) est supposée. Les lignes en pointillés
19 dans le craton du Congo correspondent à des fractures soulignées par des dykes d’âge
Protérozoïque. (Modifié d’après Déruelle et al., 2007).
Des extensions de la Ligne du Cameroun à l’île d’Ascension (Gouhier et al.,
1974) ou à l’île de Sainte-Hélène (Tyrell, 1934 ; Furon, 1953 , 1968 ; Vincent,
1970b) pour le segment océanique, ou au Tibesti (Furon, 1953 ; Vincent, 1970b) ou
au sud-est de la Libye (Tempier et Lasserre , 1980) pour le secteur continental ont
été suggérées.
Du point de vue géomorphologique, la "Ligne du Cameroun" apparaît comme
une succession de horsts séparés par des grabens (Tyrell, 1934 ; Black et Girod,
1970 ; Déruelle et al., 1983b et c). Les horsts sont les quatre îles volcaniques du
Golfe de Guinée et les massifs continentaux (Mont Cameroun, Manengouba, Monts
Bambouto, Monts Bamenda) limités par des failles bordières (Déruelle et al., 1983b
et c). Les grabens sont les plaines d’effondrement de Kumba, Tombel, Mbo, Ndop
et Tikar. La LChC recoupe le horst de l’Adamaoua au nord du massif d’Oku
(Déruelle et al., 1991, 2007).
L'analyse des linéaments reconnus sur des documents photo-satellites (Déruelle
et Regnoult, 1983; Regnoult et Déruelle 1983; Déruelle et al., 1984) et les analyses
d'auto-corrélation (Moreau et al., 1987) sur la partie continentale de la Ligne du
Cameroun et du plateau de l'Adamaoua accompagnées de l'étude des cartes
géologiques ont été utilisées pour montrer que la Ligne du Cameroun est un trait
structural majeur et non un banal alignement de massifs volcaniques et plutoniques.
1.2. Âges de mise en place des édifices volcaniques et des plutons
L’ensemble des datations obtenues permet de situer l’activité volcanique de la
LChC de façon intermittente entre 0 et 69 millions d’années (fig. 1.3 ; tableau 1.1).

Figure 1.3. Ages des principaux ensembles volcaniques et plutoniques de la Ligne
Chaude du Cameroun (modifié d’après Montigny et al., 2010).
20 Ainsi, les éruptions volcaniques ont commencé au nord-est de la Ligne, dans le
bassin du lac Tchad, au Crétacé (il y a environ 69 millions d’années). Les
manifestations volcaniques ont été absentes jusqu’à -45 Ma, même si de petits
complexes plutoniques se sont mis en place au cours de cette période. L’activité
plutonique et volcanique a eu lieu entre -65 et -30 Ma, aux latitudes 5-11°N entre
les Monts Bambouto et le plateau Kapsiki. Les éruptions volcaniques étaient
clairement prédominantes le long de la Ligne du Cameroun entre 10°N et 1,5°S, de
-25Ma à nos jours, alors que de petites intrusions plutoniques se sont mises en place
au cours de cet intervalle de temps aux Monts Rumpi. Le volcanisme le plus récent
est localisé à Bioko et au Mont Cameroun, avec les dernières éruptions datées en
1923 et 2000, respectivement.
Tableau 1.1. Âges des volcans de la Ligne Chaude du Cameroun.

Volcans Laves Méthode Âges (Ma) Références
Piper et Richardson (1972) Pagalù basalte ancien K–Ar 18,4
Lee et al. (1994) basalte récent K–Ar 4,2 ± 0,2
Cornen et Maury (1980) basanite K–Ar 5,35 ± 0,25
Cornen et Maury (1980)
benmoréite Rb – Sr 3,9 Fitton et Hughes (1977)
basalte Rb – Sr 5,0
Grunau et al. (1975) São Tomé trachyte K–Ar 15,7
Fitton et Dunlop (1985) ; Hedberg trachyte K–Ar 13
(1968) trachyte Rb – Sr 7,6
Fitton et Dunlop (1985) phonolite Rb – Sr 4,0
Hedberg (1977)
phonolite Rb – Sr 3,5 Hedberg (1977)
basanite Rb – Sr 2,66 Dunlop et Hedberg (1979)
basanite Rb – Sr 0,1 Hedberg (1969)
Fitton et Hedberg (1977) Dunlop et Principe basalte K –Ar 31
Fitton, (1979) basaltes anciens K–Ar 24
Fitton et Hedberg (1977) hawaiite K–Ar 19
Fitton eterg (1977) néphélinite K–Ar 5,6 – 3,5
Dunlop et Fitton (1979)
basanite Rb – Sr 6,9 – 3,9 Dunlop et Fitton (1979)
dyke Rb – Sr 5,9 Lee et al. (1994)
laves récentes Rb – Sr 5,9 Dunlop et Fitton (1979)
(intrusives) Rb – Sr 5,3 Dunlop et Fitton (1979)
phonolite
Hedberg (1969) Bioko basalte K-Ar 1,1
Dunlop (1983); Piper et basanite K-Ar 0,7
Richardson (1972) basanite K-Ar 1,33 ± 0,7
Hedberg (1969) ; Aka et al. (2004)
Hedberg (1969) Mont basalte K-Ar 4,7
Hedberg (1969) Cameroun basalte K-Ar 0,5
Ngounouno et al. (2006) basalte K-Ar 0,4±0,4
Le Maréchal (1976) ; Dunlop, Mont Etindé néphéline K- Ar 0,065 –
(1983) Fitton et Dunlop (1985) ; hauyne 1,1±0,1
Fitton (1987) néphélinite //
Maclntyre in Fitton (1987)
néphélinite à K O // 6,3 2 Halliday et al. (1988)
élevé K-Ar 0,5 Nkoumbou et al. (1995)
néphéline 0,65 Le Maréchal (1976)
0,34
Nkoumbou (1990) Monts Rumpi basaltes K-Ar 10 – 1
21 Lee et al. (1994) Plaine de basalte K- Ar 0,65 – 0,05
Nkouathio et al. (2008) Tombel basalte (Njombe) K-Ar 0 ,01 ±0,12
Nkouathio et al. (2008) basambe) K-Ar 0,01 ± 0,11
Nkouathio et al. (2008)
basalte (Loum) K-Ar 1,40 ± 0,08 Nkouathio et al. (2008)
basalte (Laha) K-Ar 3,87 ± 0,62 Nkouathio et al. (2008)
hawaiite (Nlohé) K-Ar 0,12 ± 0,12

Gouhier et al. (1974) Mts Manen- basalte anciens (NKong) K- Ar 1,55 ± 0,1
Dunlop (1983) gouba trachyte-Qz K-Ar 11,8
Gouhier et al. (1974) trachyte K-Ar 0,7±0,1
Tchoua (1974)
basalte (Baré) K-Ar 30
Tchoua (1974)
basa K-Ar 23,83 Fitton et Dunlop (1985)
basanite (Njinjo) K-Ar 0,40 ± 0,04 Fitton et Dunlop (1985)
basalte (Ndoungué) K-Ar 0,48 ± 0,26 Fitton et Dunlop (1985)
basalte (Ndoungué) K-Ar 0,94 ± 0,06
Wandji et al. (2008) Plaine du rhyolite (Mbèpit) K-Ar 45,5 ± 1,1
Wandji et al. (2008) Noun rhyoèpit) K-Ar 44,0 ± 1,0
Wandji et al. (2008) basalte et téphras K-Ar 0,57 ± 0,07
Wandji et al. (2008) basalte 0,24 ±0,08
Moundi et al. (2007)
basalte de plateau 51,8±1,2 Caen-Vachette et al. (1987)
basalte (Nkogam) 20 Dunlop (1983)
basalte 14,1 Tchoua (1974)
hawaiite 14,2
Nkouathio et al. (2008) Monts phonolite (Nzindeng) K - Ar 6,61 ± 0,17
Nkouathio et al. (2008) Bambouto basanite (Nzindeng) K-Ar 12,52 ± 0,29
Nkouathio et al. (2008) basanite (Messeng) K- Ar 13,89 ± 0,35
Nkouathio et al. (2008) basanite (Mebouken) K- Ar 14,08 ± 0,34
Nkouathio et al. (2008)
trachyte (Djuhsita) K- Ar 16,72 ± 0,39 Nkouathio et al. (2008)
trachyte (Djuhsita) K- Ar 16,41 ± 0,39 Gouhier et al. (1974)
trachyte K- Ar 22,7 Gouhier et al. (1983)
trachyte K- Ar 15,9 Marzoli et al. (1999)
40 39 Marzoli et al. (1999) benmoréite Ar- Ar 15,0
40 39 Marzoli et al. (1999) trachyte-Qz Ar- Ar 15,0
40 39 Marzoli et al. (1999) trachyte-Qz Ar- Ar 16,0
40 39 Marzoli et al. (1999) rhyolite Ar- Ar 15,0
Marzoli et al. (1999) 40 39rhyolite Ar- Ar 16,0 Marzoli et al. (1999) 40 39hawaiite Ar- Ar 5,0 Marzoli et al. (1999)
40hawaiite Ar- 39Ar 21,0 Marzoli et al. (1999)
40hawaiite Ar-39Ar 42,0 Nni. (2004)
40 39 Nni. (2004) hawaiite Ar- Ar 15,0
Nni. (2004) basalte et trachyte K- Ar 23 –16
Youmen (1994) ignimbrite K- Ar 16 – 14
Youmen (1994) basalte et phonolite K- Ar 5,0
Youmen (1994)
basalte K- Ar 13,8±0,1 Youmen (1994)
basalte K- Ar 7,75– 6,05
phonolite (Mag’haa) K- Ar 5,2±0,8
ignimbrite (Petit K- Ar 18,1±0,1
kemtsop)
Gouhier et al. (1974) Mts Oku basalte K- Ar 5,8
Gouhier et al. (1974) basalte K- Ar 21,0
Njilah et al. (2007) basalte K-Ar 31±2
Njilah et al. (2007)
basalte K-Ar 22,9±1
22 Njilah et al. (2007) trachyte K-Ar 22,33±0,9
Njilah et al. (2007) basalte K-Ar 18-14
Njilah et al. (2007) hawaiite (Kumbo) K-Ar 17,21±0,4
Njilah et al. (2007)
basalte (lac Oku) K-Ar 14,0±0,7 Njilah et al. (2007)
basa Oku) K-Ar 15,1±0,6 Njilah et al. (2007)
basalte (lac Oku) K-Ar 14,8±0,6 Gouhier et al. (1974)
hawaiite K- Ar 17,5 Fitton et Dunlop (1985)
hawaiite K- Ar 17,71±0,39 Fitton et Dunlop (1985)
Dunlop (1983) hawaiite K- Ar 17,21±0,4
Dunlop (1983) rhyolite K- Ar 23,3
Marzoli et al. (1999) rhyolite-ignimbritique K- Ar 24,8±0,1
laves felsiques K- Ar 24,79 ± 0,11

Kamgang et al. (2008) Monts basalte K- Ar 4,4 ± 1,4
Kamgang et al. (2008) Bamenda basanite (Bambi) K- Ar 0,4 ± 0,1
Kamgang et al. (2008) basanite (Bali) K- Ar 1,2 ± 0,2
Kamgang et al. (2008)
basanite (Bakanki) K- Ar 1,3 ± 0,1
Kamgang et al. (2008)
basanite (Bali, Pinyim) K- Ar 5,5 ± 0,4 Kamgang et al. (2008)
basanite (Bali) K- Ar 7,6 ± 0,2 Kamgang et al. (2008)
basanite K- Ar 8,3 ± 0,3 Kamgang et al. (2008)
hawaiite (Bali, Bagam) K- Ar 16,9 ± 0,3 Kamgang et al. (2008)
Kamgang et al. (2007) hawaiite (Santa Coffee) K- Ar 17,6 ± 0,3
Kamgang et al. (2007) trachyte (Est lac Bali) K- Ar 12,7±0,2
Kamgang et al. (2007) trachyte (Bali, Santa) K- Ar 13,2±0,3
Kamgang et al. (2007)
trachyte (Bali, Menka) K- Ar 19,0±0,3 Kamgang et al. (2007)
trachyte (près de K- Ar 19,6±0,5 Kamgang et al. (2007)
Menka) K- Ar 20,6±0,5 Kamgang et al. (2007)
trachyte (Santa, Mbu) K- Ar 18,7±0,3 Kamgang et al. (2007)
trachyte (Bali, Akum) K- Ar 22,2±0,5 Kamgang et al. (2007)
trachyte (Sud Bali) K- Ar 27,4±0,6
trachyte Est de Bali) K- Ar 27,40 –18,68
benmoréite, trachyte
alcalin et hyperalcalin,
Kamgang et al. (2007)
rhyolite alcalin et 20,60 – 18,98
hyperalcalin K- Ar
benmoréite, trachyte
alcalin et hyperalcalin
Ngounouno et al. (2003) Vallée de la basalte K- Ar 39,7 ± 0,9
Ngounouno et al. (2003) Bénoué basalte K- Ar 34,8 ± 0,8
Ngounouno et al. (2003) trachyte K- Ar 37,6 ± 0,9
Ngounouno et al. (2003)
trachyte K- Ar 37,4 Ngounouno et al. (2003)
trachyte K- Ar 37,3 Ngounouno et al. (2003)
rhyolite K- Ar 36,8 ± 0,9 Ngounouno et al. (2005)
monchiquite K- Ar 37,5±2,3 Ngounouno (1993)
(Tchircotché) K- Ar 36,8
teschénite (Nakong)
Vincent et Amstrong (1973) Plateau basalte K- Ar 27 ± 0,5
Dunlop (1983) Kapsiki basalte K- Ar 30,41 ± 0,62
Dunlop (1983) basalte K- Ar 31,21 ± 1,33
Vincent et Amstrong (1973) trachyte K- Ar 29,6 ± 0,6
Dunlop (1983)
trachyte K- Ar 35,31 ± 2,39 Dunlop (1983)
rhyolite Rb – Sr 29 ± 0,5 Dunlop (1983)
rhyolite Rb - Sr 32 ± 0,5
23 Fitton et Dunlop (1985) Monts basalte K-Ar 30 – 33
Fitton et Dunlop (1985) Mandara trachyte K-Ar 35
Schroeter et Gear (1973) Environs du rhyolite hyperalcaline K- Ar 68,4 ± 1,4
Mbowou et al. (2012) lac Tchad rhyolite hyperalcaline A- Ar 69,4± 0,1
L’absence de distribution d’âge progressif (fig. 1.3), qui devrait être observé
dans le cas de point chaud, nous conduit à écarter l’hypothèse d’un point chaud
comme origine de la Ligne Chaude du Cameroun.
1.3. Tectonique
L’interprétation structurale de la LChC s’intègre dans le cadre de la tectonique
globale de l’Afrique et de l’Amérique du Sud du fait de l’amplitude et de
l’extension des structures qui y sont observées. Pendant longtemps, l’observation
sur le terrain des fractures côtières N30°E (Gèze, 1943, 1953) ainsi que
l’alignement du grand axe des îles volcaniques suivant cette direction, a initié des
hypothèses tectoniques ne tenant compte que de ce réseau de fractures. La LChC est
segmentée par de nombreuses zones de fractures (décrochements) d’âge panafricain
(fig. 1.4). Ces zones de fractures, par exemple celles de l’Adamaoua, aussi
dénommée zone décrochante d’Afrique centrale, et celle de la Sanaga et leurs
extensions dans le continent sud-américain (Patos, Pernambuco) traversent à la fois
la croûte continentale et le manteau supérieur jusqu’à une profondeur de 190
kilomètres (Dorbath et al., 1986). Elles ont induit la formation de zones de fractures
océaniques durant l’ouverture de l’océan Atlantique. La morphologie côtière de
l’Afrique, du Golfe de Guinée au Cap des Palmes à l’ouest d’Abidjan, est tributaire
de ces zones de fractures.
L’existence d’un lien étroit entre les anciennes structures panafricaines
réactivées et la mise en place des complexes anorogéniques et des laves le long de
la LChC est bien établie par Moreau et al. (1987). En considérant le magmatisme du
fossé de la Bénoué au Nigéria voisin, qui a été actif par intermittence du Néocomien
à l’Eocène (Maluski et al., 1995, Coulon et al., 1996), il apparaît que la mise en
place d’un volcanisme syn-rift est contrôlée par d’anciennes structures.
L'utilisation conjointe de la zone de fracture et des données magnétiques (Cande
et al., 1988; Shaw et Cande, 1990) dans l'Atlantique Sud a montré l’existence de
deux changements majeurs dans le mouvement des plaques Afrique et Amérique du
Sud. Le premier a eu lieu au Crétacé supérieur, à approximativement 30 temps
d’anomalie, c'est-à-dire aux environs de 67 millions d’années (Cande et Kent,
1992). Le second survint à l'Eocène moyen à supérieur (40-50 millions d’années)
correspondant à l'anomalie 20. En outre, un modèle cinématique basé sur les traces
des courbures du point chaud à partir de la plaque Afrique a permis à Pollitz (1991)
de décrire un mouvement de cette plaque lithosphérique au cours du Cénozoïque.
Cet auteur a évoqué une rotation dans le sens des aiguilles d’une montre de la
plaque Afrique à partir d'un pôle situé à 48 °N, 84 °E aux environs de 6 millions
d’années après le mouvement uniforme de 40-6 millions d’années.
24 1.4. Diverses interprétations anciennes de la "Ligne Chaude du Cameroun"
De nombreuses interprétations géodynamiques, parfois contradictoires, ont été
proposées pour expliquer l’origine de la LChC :
1.4.1. L’interprétation épirogénique
La LChC se traduit sur le terrain, du moins dans sa partie continentale, par une
succession de horsts limités par des failles bordières et allongées selon la direction
N30°E (Gèze, 1943; Déruelle, 1982 ; Déruelle et al., 1983) indépendamment de la
structure de l’Adamaoua (Fail et al., 1970 ; Gouhier et al., 1974). Dans le domaine
océanique, la ride mise en évidence par les études sismiques a permis de définir les
îles volcaniques comme formées le long d’une ligne de fractures (Tyrell, 1934) qui
prennent leur naissance depuis le continent et rejoignent en pente douce une "ride"
océanique au Sud-Ouest. Il est aujourd’hui établi que cette ride se limite au sud-
ouest de l’île de Pagalu. Les mouvements épirogéniques sont décrits comme dus à
la dislocation du Gondwana (Black et Girod, 1970) ou à la collision entre les
plaques africaine et eurasienne (Grunau et al., 1975). Ces mouvements ont initié un
coulissage intraplaque de grande extension (Déruelle et al., 1983) ou une
réactivation en cisaillement inverse des systèmes de fractures préexistants ("harpon
effect", Black et al., 1985), la montée des magmas étant favorisée par la relaxation
des contraintes dans les zones de charnières (Black et Girod, 1970).
1.4.2. Le fossé tectonique
Gèze (1941) considère la Ligne du Cameroun comme étant un fossé tectonique.
Les grands cratères sont alignés dans l’axe de l’effondrement, tandis que les bords
sont le siège d’un volcanisme atténué. Pour cet auteur, l’escarpement Nord-Ouest
qui domine parfois de plus de 1000 mètres, est bien visible des Monts Nda Ali
(1212 mètres) près de Mamfé, auxe Monts Rumpi (1500 mètres) et jusqu’aux
pointements basaltiques des Monts Oonge et du Cap Madale. L’escarpement Sud-
Est, moins régulier, semble moins vulcanien et se décompose en une succession de
gradins. Près de la côte, les massifs de la Ligne du Cameroun reposent sur les
formations sédimentaires du bassin de Douala (Dumort, 1968). Le graben de
Tombel, au nord-est du Mont Cameroun, est limité dans sa partie orientale par une
fracture N30°E (faille de Nlonako). La zone basse des Monts Rumpi montre une
faille N30°E (faille de Oongé-Rumpi), de regard opposé à la première et limitant les
hautes terres de l’Ouest.

25
Figure 1.4. Reconstitution montrant la position de l’Afrique et de l’Amérique du Sud
autour du Golfe de Guinée à l’Aptien et à l’Albien basée sur les correspondances des
cratons des deux continents (d’après Benkhelil, 1986). Remarquer les correspondances
entre le fossé de la Bénoué et la faille transformante de Charcot, et entre la faille de
Ngaoundéré et la faille transformante de Patos.
L’observation de ces deux failles sur 280 kilomètres a permis de définir la Ligne
du Cameroun comme un fossé tectonique limité de part et d’autre par des failles
subverticales "légèrement volcanisées dont le rejet atteint 1000 mètres, tandis qu’en
son centre se localisent tous les grands massifs du Mont Cameroun, du Mont
Manengouba et des Monts Bambouto ; ce fossé a tendance à s’évaser vers le Nord-
Est en même temps qu’il s’atténue et se complique pour faire place à un réseau
faillé se poursuivant sans doute jusqu’au Tchad" (Gèze, 1943, 1953). Les études de
terrain et la télédétection montrent au Nord une nette prédominance des structures
N70°E sur les structures N30°E.
1.4.3. Ile de Pagalu ―massif d’Oku ―plateau de l’Adamaoua comme
ensemble de la "Ligne du Cameroun"
La partie sud de la LChC (de Pagalú au massif d’Oku) et le plateau de
l’Adamaoua ont été considérés par certains auteurs comme un ensemble ("Ligne du
Cameroun" lui-même) (fig. 1.5) (Burke et al., 1970 ; Cornacchia et Dars, 1983), la
partie nord de la Ligne (d’Oku au Lac Tchad) étant exclue de cette définition.

26

Figure 1.5. Prolongement hypothétique de la Ligne du Cameroun avec la zone
mylonitique de l’Adamaoua-Yadé (d’après Cornacchia et Dars, 1983). Couverture
sédimentaire, 1 : Cénozoïque s.l ; 2 : Mésozoïque ; Socle ; 3 : Précambrien supérieur et
terminal ; 4 : Précambrien inférieur et moyen ; roches éruptives ; 5 : volcanisme
cénozoïque ; 6 : batholites granitiques ; 7 : dolérites du Précambrien supérieur.

27
Figure 1.6. Localisation de la Ligne du Cameroun et de la zone de faille de l’Adamaoua
sur la reconstruction des continents Sud Américain et Africain à la fin du Santonien
(Anomalie 34, 79 Ma) (d’après Sibuet et Mascle, 1978).
1.4.4. Le "Pelusium megashear system"
Un autre point de vue est que la LChC est une partie de la portion méridionale
de la géostructure du "Pelusium megashear system" qui est supposée s’étendre du
Bassin d’Amazonie à l’Anatolie (Turquie) via la zone de fracture de l’Atlantique
équatorial et traverser l’Afrique, du Golfe de Guinée au Delta du Nil (Neev et al.,
1982).
La LChC et la zone de fracture de l’Adamaoua ont aussi été supposées
représenter le prolongement de la zone de fracture d'Ascension au début de
l’ouverture de l’Atlantique Sud (Sibuet et Mascle, 1978 ; Sykes, 1978) ou plus
tardivement (Cornacchia et Dars, 1983). En fait, les zones de fractures de l’Océan
Atlantique sont le prolongement des failles panafricaines qui sont présentes à la fois
dans les continents africains et sud-américains avant la fragmentation du
Gondwana. La faille N70°E au nord de l’Adamaoua et la faille de Patos (Amérique
du Sud) (Benkhelil, 1986) forment un unique linéament majeur déjà présent avant
l’ouverture de l’Atlantique Sud (fig. 1.6) et distinct de la direction du fossé de la
Bénoué (Ajakaiye et al., 1986). Ceci s’applique également pour les failles de la
Sanaga et brésilienne de Pernambuco (De Almeida et Black, 1967 ; Louis, 1970 ;
Mascle, 1976) et la faille de la Sanaga est ainsi considérée comme un linéament
panafricain majeur (fig. 1.7).

28
Figure 1.7. Reconstitution du bloc Afrique ―Amérique du Sud au début de l’ouverture
de l’Atlantique Sud (d’après Louis, 1970). La faille de la Sanaga, d’après Benkhelil, 1986.
Le prolongement de la faille de Pernanbuco (NE du Brésil) par la faille de Ngaoundéré
(Adamaoua) est remarquable (De Almeida et Black, 1967). 1 : Cénozoïque ―Mésozoïque ;
2 : Paléozoïque ; 3 : Précambrien supérieur ; 4 : Panafricain ; 5 : Cratons anciens (cercles 1,
2 et 3, cratons Ouest-Africain, de São Francisco et du Congo, respectivement) ; 6 : Rifts ; 7 :
décrochements.
1.4.5. L’hypothèse de point chaud
La LChC a été aussi interprétée comme un alignement de massifs volcaniques et
subvolcaniques résultant de l’activité d’un point chaud (Tchoua, 1974a ; Duncan,
1981 ; Morgan, 1983 ; Van Houten, 1983). Des mouvements hypothétiques variés
de la plaque Afrique sur le point chaud de la LChC ont été postulés (fig. 1.8).
1.4.5.1. L’hypothèse de point chaud "fossile"
La possibilité qu'un point chaud mantellique "fossile" réside juste en dessous de
la lithosphère pendant longtemps est implicite dans les modèles de point chaud
développés par White et McKenzie (1989, 1995) et Sleep (1992). D'après ces
auteurs l'expression en surface d'un point chaud requiert que la remontée du magma
soit associée aux conditions de contraintes lithosphériques appropriées aboutissant à
un rifting important. Si cette dernière condition n'est pas remplie, le matériel
mantellique ascendant s'étend à la limite lithosphère/asthénosphère et se manifeste
en surface dès que sont réunies les conditions favorables au rifting ou à la
29 propagation des fentes dans la lithosphère à la suite des changements intervenus
dans le mouvement des plaques. Cette hypothèse a été émise par Halliday et al.
(1988, 1990) et Wilson et Guiraud (1992). Ces auteurs ont évoqué l’existence d’un
point chaud asthénosphérique "fossile" sous la LChC et situé à l’aplomb de l’île de
Sainte-Hélène vers 126 millions d’années (Halliday et al., 1990, Coulon et al.,
1996). Un argument en défaveur de cette hypothèse est la localisation du point
chaud fossile en même temps à Sainte-Hélène il y a 126 millions d’années et sous la
partie méridionale du fossé de la Bénoué (O'Connor et Duncan, 1990), région qui a
été soumise à un intense rifting (Popoff, 1988; Guiraud et Maurin, 1991). L’activité
volcanique n’est réduite à ce moment qu’aux modestes affleurements de la Haute
Bénoué (Maluski et al., 1995).
1.4.5.2. L’hypothèse de point chaud "actif"
Lee et al. (1994) ont proposé que la "Ligne du Cameroun" résulte de l'interaction
d'un point chaud mantellique "actif" situé au voisinage de l'île de Pagalú, interaction
avec une zone chaude stagnante située à la base de la lithosphère. Cette
40 39
interprétation est basée sur la décroissance des âges Ar/ Ar des roches
volcaniques affleurant dans les îles de Principe (31 millions d’années) São Tomé
(13 millions d’années) et Pagalú (4,8 millions d’années). Cependant, la tomographie
sismique (Anderson et al., 1992) révèle plutôt un spectre de températures en-
dessous de la "Ligne du Cameroun" difficile à concilier avec l’hypothèse d’un point
chaud. En effet, les deux cents premiers kilomètres indiquent des vitesses sismiques
élevées (manteau froid) alors qu’il existe une large anomalie de faible vitesse à de
grandes profondeurs. Cette distribution des températures sous la "Ligne du
Cameroun" ne correspond pas à celle révélée par les points chauds mantelliques
connus, qui dans ce cas sont de deux types. Le premier consiste en des points
chauds localisés au voisinage des rides d’ouverture comme à Sainte-Hélène ou à
Tristan da Cunha. Les deux cents premiers kilomètres constituent une zone chaude
(à faible vitesse) recouverte par une zone froide (à grande vitesse). Le second type
de points chauds est représenté par de larges provinces magmatiques (par exemple
Hawaii, Kerguelen, rifts africains), situés au-dessus de larges anomalies chaudes
profondes. Aucun des cas cités n'est conforme au spectre de vitesse observé en
dessous de la "Ligne du Cameroun". Par conséquent, nous nous interrogeons sur
l’existence probable d'un point chaud actif actuellement au voisinage de l'île de
Pagalú.
30
Figure 1.8*. Traces de déplacements hypothétiques des points chauds
africains depuis 200 Ma, ― ――― de Sierra Leone à Sainte-Hélène, d’après Duncan
(1981) ; . de Abakaliki à Sainte-Hélène, d’après Morgan (1983) ; – – du Hoggar au
Cameroun, d’après Van Houten (1983).
1.4.6. Hypothèse d’origine commune au fossé de la Bénoué et à la Ligne du
Cameroun
À partir des analogies géométriques observées avec le fossé de la Bénoué, un
schéma de zone chaude en Y ("Y-shaped hot zone", Fitton, 1980, 1983, 1987) a été
appliqué à l’ensemble de la Ligne Chaude du Cameroun (fig. 1.9) : l’axe Pagalú-
Oku en est alors le tronc, le plateau volcanique de Biu la branche nord-ouest et
l’Adamaoua la branche est. Ce modèle propose une origine commune au fossé de la
Bénoué et à la "Ligne du Cameroun". Initialement, ces deux ensembles qui ont
sensiblement la même forme et la même dimension auraient été superposés, puis
une rotation aurait déplacé obliquement la lithosphère (fossé de la Bénoué) par
rapport à l'asthénosphère ("Ligne du Cameroun"). Une rotation de 7° de la plaque
africaine dans le sens des aiguilles d’une montre à partir d’un pôle situé au Soudan
il y a 80 millions d’années, aurait décalé la lithosphère de l’asthénosphère et l’aurait
déplacée à la position géographique actuelle de la Ligne du Cameroun (Fitton,
1983, 1987). Un passage progressif de la direction N30°E de la Ligne du Cameroun
à la direction N70°E du horst de l’Adamaoua suite à une rotation rapide il y a 20
millions d’années, de 8 à 9° de la plaque africaine a été proposé (Freeth, 1979). Une
anomalie thermique dans l'asthénosphère aurait alors engendré un système de rifts
et formé la "Ligne du Cameroun" (Fitton, 1980, 1983). À la lumière de ce modèle
de rift, de nombreuses laves de la Ligne du Cameroun ont été à tort qualifiées de
transtionnelles (Fitton, 1980, 1983) malgré leur caractère franchement alcalin.
31
Figure 1.9*. La corrélation entre les zones en "Y" (Y-shaped hot zone) de la Ligne du
Cameroun ― Adamaoua ―plateau du Biu et du fossé de la Bénoué interprétée comme le
résultat d’une rotation de 7° de la plaque africaine (Fitton, 1980, 1983, 1987).
1.4.7. Le modèle tectonique
Un nouveau modèle tectonique basé sur l'analyse des linéaments reconnus sur
des documents photo-satellites a été proposé par Moreau et al., (1987). L'analyse
des documents photo-satellites (Déruelle et Regnoult, 1983; Regnoult et Déruelle
1983; Déruelle et al., 1984) confirme en effet l'existence de quatre directions
majeures: N70°E, ou direction de l'Adamaoua, N135°E, ou direction de la Haute
Bénoué, Nord-Sud, ou direction panafricaine et, enfin, Est-Ouest, limitée au nord
du Cameroun. Le nouveau modèle tectonique prend en compte plusieurs faits
géologiques:
― seule l'existence d'une tension oblique à une faille transformante est
compatible (modèle de Riedel transposé à une échelle régionale) avec les
observations géologiques et structurales de terrain
― seuls des linéaments correspondant à des accidents de grande amplitude
(Nord-Sud, N70°E, N135°E et Est-Ouest) peuvent jouer le rôle de zones de
décrochement, comme c'est ici le cas (fig. 1.10).
32
Figure 1.10*. a) Interprétation des analyses d’autocorrélation ; A : axe
majeur de l’ellipse ; lignes épaisses : alignements secondaires de points ; pointillés : failles
décrochantes potentielles N70°E. b) Décrochement sénestre N70°E ; T : fentes de tension ; R
et R’ : failles cisaillantes conjuguées ; P : symétrique de R ; X et Z : axes d’étirement et de
compression maximum (d’après Moreau et al., 1987).
Moreau et al. (1987) ont relié la mise en place des complexes subvolcaniques et
des volcans de la "Ligne du Cameroun" à la réactivation de la faille de l’Adamaoua
qui aurait crée des fentes de tension d’allure sigmoïde obliques à la faille, comme
cela apparaît dans le modèle de Riedel. Dans le même ordre d’idée, Maluski et al.
(1995) ont relié la mise en place du magmatisme mésozoïque à cénozoïque inférieur
du fossé de la Bénoué au Nigéria voisin, aux régimes tectoniques extensifs, qui
auraient réactivé les fractures préexistantes. Ce modèle s'appuie sur les résultats de
travaux effectués au Nigéria et au Cameroun (Benkhelil et Robineau, 1982) où il a
été démontré que le fossé de la Bénoué n'est pas comparable à un rift continental du
type est-africain, mais qu'il s'agit d'une succession de petits bassins profonds
33 (« pull-apart basins ») bordés par un système de failles essentiellement
décrochantes. Ces bassins se conçoivent par un mécanisme de coulissage senestre
vraisemblablement dû à la prolongation en domaine continental de grandes zones de
failles océaniques actives liées à l'ouverture de l'Atlantique Sud. Les petits bassins
crétacés du sud de l'Adamaoua (Mbéré, Djérem) seraient également dus à des failles
décrochantes liées au rejeu du couloir tectonique de l'Adamaoua (Ngangom, 1983).
L'étude des documents photo-satellites de la "Ligne du Cameroun" en domaine
continental et des observations de terrain (Déruelle et Regnoult, 1983; Regnoult et
Déruelle, 1983; Gouhier et al., 1983) permettent d'établir que les directions
linéamentaires Nord-Sud, N130°E, N50°E et N100°E sont dues à des failles à rejeu
essentiellement décrochant alors que la direction N70°E rejoue en faille normale.
L’explication structurale de la "Ligne du Cameroun" actuellement la plus
acceptée est que la "Ligne du Cameroun" représente une succession de fractures de
méga-tension en échelon résultant de la réactivation des zones de décrochement
N70°E d’âge panafricain durant l’Aptien et l’Albien au début de l’ouverture de
l’océan Atlantique central.
1.4.8. La Ligne du Cameroun, l’Aïr, le plateau de Jos et le Fossé de la
Bénoué comme quatre jalons d’une même histoire magmatique
Burke (2001) associe l’origine de la Ligne du Cameroun à une remontée
mantellique située sous la bissectrice de l’angle droit que constitue la marge
continentale du Golfe de Guinée. Il suggère que les conditions à l’origine de cette
Ligne sont: 1) les champs de contraintes, associés à chaque côté de l’angle droit que
forme la marge continentale du Golfe de Guinée, favorisant une extension
perpendiculaire à la bissectrice de l’angle droit ; 2) la formation d’une zone
d’extension alignée sur la bissectrice, en liaison avec la remontée mantellique
«711» (the 711 plume).
Dans le modèle de Burke (2000), la géométrie de la marge passive du Golfe de
Guinée qui existe depuis 125 millions d’années, l’âge et l’alignement des premiers
complexes granitiques qui indiquent une remontée mantellique depuis 65 millions
d’années, selon une position proche de l’actuelle. Néanmoins, la Ligne du
Cameroun et ses appareils volcaniques « superficiels » se seraient formés il y a
seulement 30 millions d’années. Selon Burke (2001), ce changement serait dû à une
nouvelle cellule de convection située à faible profondeur sous la zone d’extension et
reliant une remontée mantellique à la marge continentale.
Ce modèle est repris en partie par Ngako et al. (2006) et Njonfang et al. (2011),
adaptant les travaux de Hieronymus et Bercovici (2000) pour expliquer la
distribution de chaînes volcaniques non liés à des points chauds mais guidés par un
champ de contraintes régional. Selon ces auteurs, l’alignement des complexes
anorogéniques et des volcans le long des quatre régions que sont l’Aïr, le plateau de
Jos, le fossé de la Bénoué et la Ligne du Cameroun est le résultat d’interactions
complexes entre les points chauds et les failles précambriennes. Ainsi, chaque
direction présente dans chacune de ces quatre régions est parallèle à une zone de
fracture ou cisaillement : zone de cisaillement Nord-Sud de Raghane pour l’Aïr,
faille de décrochement pour le plateau de Jos, zone de cisaillement dextre Nord-Est
34 pour le fossé de la Bénoué et faille senestre oblique à la zone de cisaillement
d’Afrique Centrale ou zones de fracture N70°E pour la Ligne du Cameroun. Le
magmatisme alcalin à hyperalcalin a commencé de l’Ordovicien supérieur au
Dévonien inférieur (480-400 millions d’années) dans l’Aïr et du Carbonifère au
Permien (320-290 millions d’années) dans le Damagaram (Sud du Niger). Le
magmatisme du plateau de Jos (complexes annulaires) a migré du Nord (215
millions d’années) vers le Sud (140 millions d’années). La mise en place des
derniers complexes est contemporaine des premières manifestations volcaniques
observées dans la partie Nord-Est du fossé (141 millions d’années). L’activité
magmatique migre ensuite au cours du Mésozoïque vers l’extrêmité Sud-Ouest du
fossé de la Bénoué, pour cesser vers 45 millions d’années. Parallèlement, le
magmatisme de la Ligne du Cameroun débute vers 67 millions d’années, et se
poursuit actuellement (Déruelle et al., 1991, 2007). Cette migration spatio-
temporelle du magmatisme dans cette partie de l’Afrique suggère que ces quatre
provinces magmatiques (Aïr, Jos, fossé de la Bénoué, Ligne du Cameroun)
représentent quatre jalons d’une même histoire ayant débuté au Jurassique et
impliquant des interactions complexes entre les points chauds et les failles
précambriennes (Ngako et al., 2006 ; Njonfang et al., 2011).
1.4.9. Le modèle alternatif de la Ligne Chaude
Un modèle alternatif pour expliquer l’alignement volcanique est celui de la
"Ligne Chaude". Premièrement proposé pour l’alignement volcano-tectonique qui
s’étend de l’Ile de Pâques aux îles de San Félix et San Ambrosio dans l’Océan Est-
Pacifique (Bonatti, 1976), l’hypothèse de ligne chaude a été proposée pour
l’alignement volcano-tectonique de la LChC (Déruelle et al., 2007). Le
développement d’une ligne chaude est accompagné par un soulèvement crustal dans
les secteurs océanique et continental. D’autres lignes chaudes ont été proposées
pour l’Océan Atlantique (Walvis, Cap-Vert, Canaries…) et le continent africain
(Meyers et al., 1998). Elles pourraient représenter l’expression en surface des
rouleaux de l’asthénosphère convective qui peuvent produire un soulèvement
lithosphérique, la fusion par décompression, et l’accumulation des liquides. Le
soulèvement peut ainsi causer la réactivation des fractures lithosphériques
préexistantes d’âge Panafricain.
La Ligne du Cameroun est un accident majeur antérieur à l’ouverture de
l’Atlantique Sud ; nous l’interprétons comme une suite de fentes de tensions N30°E
disposées le long de paléosutures pan-africaines N70°E. L’activité tectono-
magmatique de la Ligne du Cameroun proprement dite a débuté au Crétacé
inférieur, alors que l’activité tectonique est perceptible antérieurement, dès le
Néocomien-Aptien inférieur, par la formation de fossés dont celui de Garoua. Les
complexes anorogéniques se sont mis en place sur une période relativement longue
de 66 millions d’années, pour Golda Zuelva et Nkogam, à 10 millions d’années
pour les plutonites des Monts Rumpi, et les venues volcaniques ont commencé à
l’Eocène supérieur pour se poursuivre jusqu’à l’actuel. Ainsi, l’activité magmatique
de la Ligne du Cameroun s’échelonne sur plus de 70 millions d’années. Ces
éléments structuraux et chronologiques font que nous préférons l’hypothèse du
35 fonctionnement quasi continu d’une ligne chaude, située sur des fractures en
échelon, à celle d’un point chaud.
Trois raisons nous amènent à privilégier l'hypothèse d'une fissure captant une
zone asthénophérique chaude (Déruelle et al., 1998) pour expliquer LChC de
préférence à un point chaud:
- l'existence de discontinuités qui traversent la lithosphère du continent
africain (Dorbath et al., 1986) et qui ont une expression en surface se confondant
avec des accidents tectoniques majeurs;
- l'absence de progression d'âge;
- l'existence sous la LChC d'une zone chaude profonde (400 kilomètres)
surmontée d'une zone froide superficielle (Anderson et al., 1992), schéma qui ne
correspond pas à ce qui est observé sur un panache classique comme celui de
Hawaï, où l'anomalie thermique est large et profonde.
Le manteau ainsi capté ferait donc partie de cette zone chaude anormale
profonde. Des courants ascendants situés entre des cellules de convection
cylindriques du manteau supérieur (Meyers et al., 1998) les amèneraient en surface.
King et Ritsema (2000) ont, en revanche, suggéré que la LChC serait le résultat
d'une convection à petite échelle générée par le changement des propriétés
physiques de la lithosphère à la limite continent-océan. Toutefois, cette hypothèse
n'a pas fait l'objet d'une confrontation rigoureuse avec les données géophysiques
existantes.

36 Chapitre 2

Les complexes anorogéniques et les volcans de la Ligne Chaude du
Cameroun
2.1. Les complexes anorogéniques
2.1.1. Généralités
Plus de soixante massifs anorogéniques annulaires affleurent le long du
segment continental de la LChC. Il est cependant probable que d'autres soient
présents, immergés au fond du Golfe de Guinée où des syénites ont été draguées
(Hall, 1966).
Les complexes sont plus abondants au sud (entre Foumban et Banyo) qu'au
nord de la partie continentale de la LChC. Ces complexes sont de dimensions
modestes (5 à 10 kilomètres de diamètre). Ils se sont mis en place sur une
période relativement longue de 66 millions d’années ( Golda Zuelva et Nkogam)
à 10 millions d’années (plutonites des Monts Rumpi). Des âges radiométriques
sont désormais disponibles pour une dizaine d'entre eux. En l'absence de
données chronologiques contraignantes pour la soixantaine de massifs
répertoriés, la grossière corrélation temps-espace obtenue pour ces âges, ne
permet pas de conclure à une quelconque migration magmatique type "point
chaud". Deux phases majeures de mise en place sont survenues vers 60 et 40
millions d’années.
Les complexes sont constitués essentiellement de gabbros, monzosyénites,
syénites, parfois néphéliniques, et granites alcalins recoupés par des venues
volcaniques (hawaiites, mugéarites, benmoréites, phonolites, trachytes et
rhyolites) tardives et pénécontemporaines de roches plutoniques. Les roches
grenues contiennent des cristaux automorphes de riébeckite, d’aegyrine et de
biotite en proportions variables. La perthite est abondante, à l’exception de la
perthite "en gradin" qui se présente sous forme de taches auréolées. Les cristaux
de zircon sont de grande taille (supérieure à 3 millimètres). Ces roches,
dépourvues de hornblende verte et de myrmékite, ne montrent aucun indice de
tectonisation. Le granite à riébeckite a un chimisme alcalin sodique. Les syénites
quartzifères sont hyperalcalines sodi-potassiques. Les roches microgrenues sont
des bostonites, microsyénites calco-alcalines, microdiorites, diorites à augite et
biotite. Les roches microlitiques sont constituées par des trachytes à feldspath
sodi-potassique et à texture fluidale, des tufs acides, des granophyres à texture
sphérolitique et des phonolites à texture intersertale.
Un seul massif anorogénique, le Mayo Darlé, est minéralisé (étain).
Kokoumi est le seul complexe entièrement sous-saturé et où les lamprophyres
alcalins sont significativement présents.
37 Parmi la soixantaine de complexes anorogéniques annulaires dénombrés le
long de la LChC, onze (< 20 %) ont été l’objet d’études géologiques récentes.
Chaque intrusion ayant des caractères propres, l’étude la plus logique serait,
massif par massif, mais dans un but de concision évidente seuls les massifs les
plus caractéristiques seront décrits.
2.1.2. Le Mont Koupé
Quatre-vingt-dix kilomètres environ au nord-est du Mont Cameroun, le petit
massif du Koupé localisé entre 4°43’ et 4°52’ de longitude N et 9°40’ et 9°47’de
latitude S se dresse au Nord de la plaine de Tombel. Long de près de 20
kilomètres et large d'une douzaine, il culmine à 2067 mètres d'altitude. Le Mont
Koupé présente un ensemble de roches allant des syénites quartzifères à fayalite
aux microgranites en passant par des syénites monzonitiques et une série
pseudo-litée comprenant ferrogabbros, gabbros, gabbros à olivine et des termes
anorthositiques (Lamilen, 1989 ; Lamilen et al., 1998). Les données
pétrologiques et géochimiques suggèrent une origine mantellique pour les
termes les moins évolués. Une syénite à fayalite a donné un âge Rb-Sr de 46±1
millions d’années (Lasserre, 1978 ; Lamilen et al., 1994). L’activité volcanique
est constituée essentiellement de roches pyroclastiques et de coulées basaltiques
relativement plus récentes et présentes vers la périphérie du complexe.
2.1.3. Le massif de Ntumbaw
Le Ntumbaw (6°22’N, 10°54’E) (Ghogomu, 1984 ; Ghogomu et al., 1989)
est formé de deux centres juxtaposés (roches monzonitiques à hypersthène
occasionnel et syénites traversées de dykes trachytiques) successivement
intrusifs dans le socle granito-genissique d’âge panafricain.
Le centre I est composé de monzodiorites, monzonites et monzonites
quartzifères (Tableau 1.2). Les minéraux essentiels sont : andésine-oligoclase,
orthose, augite, amphibole et hypersthène occasionnel. Le centre II comprend
deux types pétrographiques : syénites quartzifères et syénogranites, les deux
étant recoupés par les roches monzonitiques du centre I. Les syénites
quartzifères sont composées d'orthose, de quartz, de biotite, d'actinote et de
ferroaugite; les syénogranites sont composés d'orthose, d'oligoclase, de quartz,
de ferroaugite, de ferrorichtérite et de biotite. Ces syénites sont traversées par
des dykes trachytiques et des porphyres quartzo-fedspathiques.
Les roches de Ntumbaw présentent une variation minéralogique continue de
la composition du plagioclase An dans les monzodiorites à An dans les 40 13
syénogranites. L'orthopyroxène (En Fs Wo ) est présent seulement dans 55-64 42-35 3-1
les roches du centre I. La composition du clinopyroxène varie de l'augite dans
les monzonites à la ferroaugite dans les syénogranites. La composition des
amphiboles est restreinte aux amphiboles calciques et sodi-calciques.
L'évolution minéralogique continue des monzodiorites aux syénogranites
indique une évolution tributaire des fractionnements minéraux. Cette évolution
38 est en accord avec leur origine cogénétique à partir d'une source magmatique
commune de nature subalcaline à moyennenment alcaline.
La distribution des éléments majeurs et en traces dans la série des laves est
bien expliquée par le fractionnement des minéraux. Ainsi, les fractionnements
de plagioclase, d’augite, de biotite et d’apatite sont respectivement corrélés aux
distributions de Eu, Cr, Ba et P O . Les valeurs normalisées au manteau primitif 2 5
des terres rares varient entre 200 et 320 (La) et 6 et 25 (Lu).
Le massif de Ntumbaw essentiellement constitué de roches de composition
intermédiaire (52 < SiO % < 65), est atypique. 2
Tableau 1.2. Compositions chimiques représentatives (éléments majeurs en %) des
roches plutoniques du massif de Ntumbaw. Données extraites de Déruelle et al. (1991).
Roches types : MD monzodiorite ; M monzonite ; q-M monzonite à quartz ; s-S syénite à
quartz ; SGr syénogranite ; Rrhyolite. I.D. indice de différenciation de Thornton et
Tuttle (1960).

Roches MD M q-M q-S SGr R
Ech. NS8 NS3 NS1 T5 NS12 H2
(% en poids)
SiO 52,74 53,44 56,34 63,53 64,22 76,06 2
TiO 1,14 1,16 1,17 0,83 0,93 0,26 2
Al O 14,42 13,8 14,61 14,55 13,43 10,61 2 3
Fe O 7,80 7,51 7,03 6,8 6,06 3,30 2 3
MnO 0,13 0,12 0,11 0,13 0,09 tr
MgO 7,43 7,33 6,70 0,99 0,07 tr
CaO 6,77 6,04 5,37 2,46 1,66 tr
Na O 3,24 2,88 3,30 4,81 4,13 4,22 2
K O 2,93 3,57 4,20 3,52 4,16 4,79 2
P O 0,68 0,55 0,55 0,12 0,57 tr 2 5
Perte au feu 1,93 2,40 0,77 1,60 3,23 0,77
Total 99,2 98,8 100,16 99,36 98,92 100,07
I.D. 44,7 45,4 52,7 74 79,3 91,9
87 86L’intervalle des compositions isotopiques Sr/ Sr (données non publiées,
D. Demaiffe, communication personnelle, 2012 ( ≈ 0,70860; n = 3)) des
monzodiorites et monzonites du centre I traduit une forte interaction croûte-
magma. Pour le centre II, les syénites quartziques, granophyres et dykes acides
87 86ont des rapports isotopiques Sr/ Sr compris entre 0,70636 et 0,76452 (n = 5),
ce qui conforte également l'hypothèse d’une forte interaction croûte-magma.
39 2.1.4. Le massif de Nda Ali
Le massif de Nda Ali (5°32’N et 5°37’N et 9°27’E et 9°33’E) (Njonfang,
1986; Njonfang et Moreau, 1992; Njonfang et Moreau, 1996) est intrusif dans
les granites d'Okoroba et les sédiments crétacés du bassin de Mamfé (Sud-Ouest
Cameroun).
Le massif de Nda Ali (16 x 13 kilomètres) est constitué d’un cœur constitué
de roches plutoniques et d’une bordure de roches volcaniques. Les roches
plutoniques forment une suite alcaline gabbro-diorite-monzonite-syénite. Les
syénites alcalines sont plus abondantes que les gabbros. Des syénites
quartzifères sont également présentes. Les roches volcaniques sont
essentiellement des trachytes alcalins, téphri-phonolites, phonolites et basaltes
alcalins.
Plagioclase, feldspath alcalin, clinopyroxène et amphiboles calciques et
sodiques sont rencontrés dans ces roches.
Les données pétrologiques et géochimiques (Njonfang et Moreau, 1996)
suggèrent deux lignées évolutives différenciées à partir d'un magma sous-saturé
d'origine mantellique.
87 86L’intervalle des compositions isotopiques Sr/ Sr des gabbros (données non
publiées, D. Demaiffe, communication personnelle, 2012 (0,70373-0,70380; n =
2)) conforte l'hypothèse d'une origine mantellique pour les magmas primaires.
Les gabbros anorthositiques, diorites, syénites, syénites quartziques et
87 86granophyres ont donné des rapports isotopiques Sr/ Sr élevés (0,70415-
0,71693 ; n = 8), ce qui suggère une forte interaction croûte-magma. Pour les
roches volcaniques, les hawaiites, téphri-phonolites, phonolites et trachytes ont
87 86des rapports isotopiques Sr/ Sr élevés compris entre (0,70339-0,72909 ; n =
4), ce qui suggère également une forte interaction croûte-magma.
En conclusion, l'évolution des magmas résulte du fractionnement de magmas
faiblement alcalins progressivement contaminés par la croûte continentale
durant leur différenciation.
2.1.5. Le Mont Bana
Le massif volcano-plutonique de Bana (Nana, 1988), localisé à 14 kilomètres
à l’est de Bafang (Ouest Cameroun), s'aligne avec les Monts Nlonako et Koupé
suivant une direction Est-Nord-Est—Ouest-Sud-Ouest. Ce massif culminant à
2097 mètres possède un relief peu hardi dont la pente moyenne est de l'ordre de
30°. Il se découpe en grandes écailles concentriques et recoupe le socle
métamorphique panafricain et les basaltes des plateaux d'âge probable Eocène-
Oligocène. Le massif a une forme circulaire et un diamètre d’environ 6
kilomètres (Dumort, 1968; Tchoua, 1974a; Moreau et al., 1987b). La suite
volcanique comprend des mugéarites, benmoréites, rhyolites et tufs rhyolitiques.
Les roches plutoniques sont des leucogabbros, monzodiorites, monzonites et
40