Mineral primary textures of the studied rocks are characteristic of orthogneisses, with an almost constant paragenesis: sphene + apatite + oxides + quartz + alkali feldspars (Or_70–80Ab_30–20 and Or₉₂Ab₈) + plagioclases (An_55–13) + biotite (X_Mg = 0.62–0.43) ± amphibole ± pyroxene (Wo₄₇En₃₆Fs₁₇) ± zircon. Four petrographic facies are distinguished: biotite, biotite–amphibole, biotite–pyroxene, biotite–pyroxene–amphibole facies (Table 1). Biotites cluster in the calc-alkaline field (Fig. 2a) of Al^t vs. Mg diagram [15]. Amphiboles are all calcic [12], including magnesio-hornblende, magnesio-hastingsite and hastingsite as primary phases and actinolite as secondary phase. On the basis of geothermometer of [2] and geobarometer of [10], the P–T conditions during the mylonitization event were estimated at 738–800 °C and 3.7–5.7 kb [19].

SiO₂ varies from 56 to 74.5 wt% and Na₂O + K₂O from 6.1 to 9.6 wt% (Table 2). Rocks plot in the transalkaline field (Fig. 2b) of [14] and mostly concentrate in the shoshonitic field (Fig. 2c) of the K₂O vs. SiO₂ diagram [22]. The A/CNK ratios (⩽1.06) indicate metaluminous to weakly peraluminous I-type granitoids [4]. Three Sm/Nd whole rock model ages vary from 3140 Ma (sample Mtv3) to 1620 Ma (sample Mbc6) (Table 2).

The studied rocks display typically magmatic mineralogical textures. In the QAP diagram, the plots define a granodioritic suite [19]. Their transalkaline, potassic and magnesian characters show that they are clearly shoshonitic. Comparison with those in northern Cameroon (Fig. 2c), allows to determine a north-to-south positive gradient of potassium in the so-called WCD [31], consistent with a progressive change in magma composition from the oceanic (low-K tholeiites) towards the continental domain (shoshonitic suite, hyperpotassic) of an active margin.

The Central Cameroon Shear Zone (CCSZ) is a syn-D₃ structure, characterized by metric to plurimetric thick mylonitic layers which alternate with more or less thick and discontinuous folded bands (Fig. 3a and b). Within mylonitic bands, S₁ and S₂ foliations form a composite surface S_1–2 and their intersection angle with S₃ tends to zero by progressive rotation of S_1–2 into parallelism with S₃. Sm planes in the Magba area mainly strikes N25° to N55°E (Fig. 4), oblique to the mean CCSZ direction (N70°E). Stretching directions (marked by acicular feldspars) are almost constant (N15°–N58° with maximum between N28° and N35°, Fig. 4), at low pitch angle (⩽20°NE). Joints and dykes show three sets: N30–N55°; N70°–N90° and N120°–N145°. They form continuously during the mylonitization.

Kinematic markers include boudins and porphyroclast systems, asymmetric (Fig. 5) or symmetric (Fig. 3b), ‘M’ folds in folded bands (Fig. 3a), ‘Z’ or ‘S’ folds in mylonitic bands, or S/C and S/C′ structures. Noteworthy is the presence of δ-type porphyroclasts characterized by less stretched tails, associated with micro-folds (Fig. 5a and b). This atypical geometry suggests the rotation of ϕ-type or sinistral σ-type clasts, following a relative movement and shortening, parallel to the foliation, during the dextral shearing (Fig. 5). Some clasts show an internal granulation, suggesting that the subgrain formation preceded micro-folding and the dextral clast rotation (Fig. 5a).

The presence of clasts of myrmekites isolated in the quartzo-feldspathic mylonitic band and in some crystallization tails in mylonites [18] suggest that the orthogneisses studied were emplaced during a deformation phase preceding the mylonitization. As a whole, the Foumban–Bankim sector of the CCSZ appears as a complex syn-D₃ post-collisional structure. It shows unusual δ-type (dextral) porphyroclasts suggesting rotation of early σ-type (sinistral) porphyroclasts and folding of respective wings following layer parallel shortening during dextral shear evolution. These rotated porphyroclasts show evidence of granulation compatible with the existence of a mylonitization phase prior to D₃. Among the theoretical and numerical models of mantled porphyroclasts with δ-shape geometry, only that of [27] can lead to the observed δ-type porphyroclasts (Fig. 5a and b). These observations, compared to those models suggest that the atypical δ-type (dextral) porphyroclasts (Fig. 5a and b) in the CCSZ likely developed from common σ-type (sinistral) ones at constant direction, according to the model shown in Fig. 6.

The mylonitic rocks of the Foumban–Bankim area represent ancient I-type calc-alkaline magmatic rocks. These orthogneisses are here identified, due to their clear shoshonitic affinity that distinguishes them from those of North Cameroon, as witnesses of an internal zone of an active margin ongoing shearing. Indeed, their emplacement recorded sinistral and dextral shear movements, respectively, suggesting the interactions of two stress directions during the post-collisional evolution: a north-south direction probably involving the Congo and East-Saharan cratons and a east–west direction compatible with the Dahomeyan collision (Fig. 1a). Such superimposed shear zones seem very rare in nature and, in our knowledge, only the one reported in western Norway [33] presents a similar kinematic evolution.

Les protomylonites conservent, pour la plupart, les associations minéralogiques de leurs équivalents magmatiques originels. La composition, qualitativement assez constante (sphène + apatite + oxydes + quartz + feldspaths [alcalins et plagioclases] + biotite ± amphibole ± pyroxène ± zircon), a permis d'identifier quatre faciès d'orthogneiss (à biotite, biotite et amphibole, biotite et pyroxène, biotite, pyroxène et amphibole) (Tableau 1).

Le quartz est interstitiel ou en association myrmékitique, aux contacts des feldspaths. Les feldspaths alcalins sont perthitiques (Or_70–80Ab_30–20 et Or₉₂Ab₈), ou à cœur de plagioclase (An_30–13). Les phénocristaux de plagioclase zoné sont fréquents à Mba Kop (An_55–28) et Folap (An_25–19 et An_21–15). La biotite (XMg=0,62–0,43) est interstitielle et contient du zircon. Dans le diagramme Mg vs. Al^t [15], ces biotites occupent surtout le champ défini par la lignée calco-alcaline (Fig. 2a). Les amphiboles sont souvent poecilitiques (biotite + quartz + apatite + oxydes + sphène). Certains prismes d'amphibole sont à cœur de pyroxène relictuel à Folap. Toutes les amphiboles sont calciques [12] : magnésio-hornblende (0,62⩽XMg⩽0,68), magnésio-hastingsite (0,51⩽XMg⩽0,54 ; Al^VI < Fe³⁺) et hastingsite (0,47⩽XMg⩽0,48 ; AlVI<Fe3+), avec actinotes (XMg=0,61–0,71) comme principaux produits d'altération. Les pyroxènes (Wo₄₇En₃₆Fs₁₇ ; X_Mg Mg/[Mg + Fe²⁺] = 0,69–0,73) sont subautomorphes et le plus souvent instables. Apatite, sphène, oxydes et zircon constituent les minéraux accessoires.

Parmi les transformations minérales, on note celles :

• – du feldspath alcalin en microcline ;
• – du plagioclase en damourite ou calcite ;
• – du pyroxène en amphibole ; de l'amphibole en biotite ou chlorite ;
• – de la biotite en chlorite ou muscovite ;
• – du sphène en oxydes, calcite ou épidotes.

Le caractère pré- à syntectonique de certains orthogneiss se traduit par la coexistence d'orientations préférentielles de cristaux automorphes et de cristaux déformés de feldspaths [9]. Cette coexistence de déformations plastiques et magmatiques à l'échelle minéralogique (feldspath, amphiboles, sphène) [19] indique une recristallisation à HT au moins égale à 700 °C, confirmée à l'aide du géothermomètre de Blundy et Holland [2] et du géobaromètre de Johnson et Rutherford [10], qui ont permis d'obtenir une température de 738–800 °C et une pression de 3,7–5,7 kbar [19].

SiO₂ varie de 56% à 74,5% et la somme des alcalins de 6,1% à 9,6%. Toutes ces roches appartiennent au domaine transalcalin (Fig. 2b) de Middlemost [14]. Elles se concentrent essentiellement dans le domaine des shoshonites (Fig. 2c). Les rapports molaires Al₂O₃/(Na₂O + CaO + K₂O) ou A/CNK (⩽1,06) traduisent leur appartenance aux granitoïdes de type I de Chappell et White [4].

Les éléments traces sont plus abondants dans les faciès sombres que dans les faciès clairs (Sr : 515–1021 à 116–364 ppm ; Ba : 1123–2833 à 344–1299 ppm) (Tableau 2). En outre, la variation des teneurs en éléments de transition (Cr, Ni, V, Co, Sc et Cu) reflète l'abondance relative des minéraux ferromagnésiens qui les fractionnent.

La somme des terres rares (∑REE) varie de 513 à 129 ppm. En général, les faciès à amphibole sont plus riches en REE que les faciès à biotite. Tous sont à anomalies négatives en Eu (Eu/Eu^∗ = 0,96–0,23).

Les âges modèles sur roche totale (trois échantillons, Tableau 2), varient entre 3140 et 1620 Ma. Ces âges sont significatifs, car les rapports ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd correspondants sont nettement inférieurs à 0,16 [23]. Ils se situent dans la gamme de ceux trouvés par Toteu et al. [30] dans le domaine dit Adamawa–Yadé Domain, défini comme ensemble paléoprotérozoïque réactivé.

Les roches étudiées ont des textures minéralogiques typiquement magmatiques. Dans le triangle QAP [24], ce sont des granodiorites et monzogranites, plus rarement des syénites quartzifères (Fol4, Fol5) ou des monzonites quartzifères (Mbc6, Mbc8) [19]. Leur appartenance au domaine shoshonitique les rapproche du complexe plutonique de Ngondo [26] (Fig. 2c) et des plutons post-collision de l'est du Nigéria [7]. Toutefois, leur affinité shoshonitique est confirmée par leur caractère transalcalin, potassique et magnésien qui les distingue des plutons précédents, plutôt ferro-potassiques [7,26], et donc non shoshonitiques [7]. La comparaison des orthogneiss étudiés, à leurs équivalents du Nord-Cameroun (Fig. 2c), permet de mettre en évidence un gradient positif nord-sud de la teneur en potassium, compatible avec le passage d'une marge active (suite tholéiitique pauvre en K) vers un domaine franchement continental (suite shoshonitique, hyperpotassique).

Le cisaillement centre-camerounais (CCC) est une structure syn-D₃, caractérisée par des bandes mylonitiques subverticales, d'épaisseurs métriques à plurimétriques, alternant avec des couloirs plissés plus ou moins épais et discontinus (Fig. 3a et b). Ces couloirs sont caractérisés par des plis F₃ d'amplitude métrique, généralement droits et symétriques, à axes sub-horizontaux (α⩽30°), et présentant des profils ouverts ou fermés. Ces profils sont matérialisés par une foliation mylonitique S₂, plan axial des plis F₂ isoclinaux, dont les charnières conservent les restes de la foliation précoce S₁. À l'intérieur des bandes mylonitiques, les plis F₃ sont plus généralement intrafoliaux, avec des profils isoclinaux ou en fourreau. Les foliations S₁ et S₂ forment une surface composite S_1–2 dont l'angle d'intersection avec S₃ tend vers zéro par rotation progressive de S_1–2 parallèlement à S₃.

Les orthogneiss montrent généralement une schistosité (Sm) globalement SW–NE, matérialisée par l'orientation des minéraux ferromagnésiens ou par des amandes quartzo-feldspathiques dans une matrice sombre. Par endroits, cette schistosité se superpose à un rubanement décimétrique, matérialisé par des bandes alternativement riches en biotite (Kd3a) et en quartz et feldspaths (Kd3b). La déformation dans les protomylonites se caractérise par une réduction modérée de la taille des clastes. Les porphyroclastes de feldspaths sont plus ou moins fracturés, avec un débit en bandelettes parallèles ou en lamelles déformées, des sections étirées, avec fissuration oblique et déplacements relatifs (microcisaillement).

Des clastes feldspathiques étirés à queues dissymétriques, de type σ ou δ, peuvent également être observés à l'intérieur des bandes mylonitiques étroites. Ces bandes se caractérisent par une granulation intense des clastes et des porphyroclastes, dont l'étirement détermine une schistosité Sm parallèle à la foliation et au rubanement. Sm, dans le secteur de Magba, a une direction préférentielle N25°E à N55°E, oblique à la direction moyenne N70° du CCC (Fig. 4) ; ce domaine apparaît donc comme une zone de relais oblique, reliant la zone de cisaillement dite « de Foumban » et celle dite « de Ngaoundéré ».

La fabrique mylonitique est généralement linéaire dans les ultramylonites à rubans polycristallins aciculaires prédominants, ou planaire dans des mylonites où prédominent des agrégats quartzo-feldspathiques en amandes. Les linéations ont des plongements faibles à modérés (⩽20°) et des directions variables, entre N15°E et N58°E, avec des valeurs maximales entre N28°E et N35°E (Fig. 4).

Les structures de type S/C sont fréquentes dans la bande mylonitique. On note par endroits la présence de plans synthétiques de type C′, assimilables aux « R-shears » [25] et parfois associés à un boudinage de foliation de type « shear fracture » [8]. En général, les niveaux quartzo-feldspathiques micrométriques à métriques montrent un boudinage symétrique ou asymétrique (Fig. 3b), et parfois des clastes feldspathiques de type σ, δ ou ϕ, notamment dans les ultramylonites (Figs. 3b et 5).

La bande mylonitique est traversée par un réseau dense de fractures concordantes ou sécantes, formant trois principales directions, N30°–N55°, N70–N90° et N120°–N145°, respectivement. Ces fractures sont tapissées par des minéraux néoformés, ou injectées de matériel quartzo-feldspathique, qui suggèrent la persistance des conditions P–T proches de la fusion crustale lors de la mylonitisation.

Les marqueurs observés sont de forme symétrique ou asymétrique : il s'agit des boudins et des porphyroclastes sigmoïdes (Fig. 5) ou symétriques (Fig. 3b), des plis en « M » dans les couloirs plissés (Fig. 3a), en « Z » ou en « S » dans les bandes mylonitiques, ou des structures de type S/C et S/C′. La coexistence de tous ces marqueurs est symptomatique d'un cisaillement dextre, associant une forte composante de cisaillement pur. La zone de cisaillement de Magba se caractérise donc comme une structure transpressive dextre.

Parmi les structures d'enroulement de type « Z » ou rolling structures, on relève la présence de porphyroclastes de type δ, caractérisés par des queues faiblement étirées et associées à des microplis (Fig. 5a et b). Cette morphologie atypique suggère la rotation de clastes de type ϕ ou σ sénestres, à la suite d'un raccourcissement parallèle à la foliation lors du cisaillement dextre (Fig. 6). En effet, les structures d'enroulement typiques présentent des clastes δ caractérisés par des queues longues ( « tails ») et en marches d'escalier ( « stair stepping ») autour des porphyroclastes de feldspath relativement rigides. Or, les clastes de type δ observés dans les mylonites de Waka'a se présentent comme des marqueurs atypiques à queues courtes et plissées [20] et se caractérisent par une granulation interne, parfois complète, suggérant la formation des sous-grains antérieurement à la rotation dextre des clastes et au plissement des queues adjacentes (Fig. 5a).

La présence des fragments de myrmékites isolés dans les bandes mylonitiques quartzo-feldspathiques et dans certaines queues de cristallisation dans les mylonites [18] indique l'antériorité de la mise en place des orthogneiss à la déformation mylonitique. Dans l'ensemble, le CCC dans le secteur de Foumban–Bankim apparaît comme une structure post-collisionnelle complexe. La présence quasi ubiquiste des porphyroclastes tabulaires et ovoïdes dans les mylonites y est symptomatique d'un ellipsoïde de déformation en galette ou oblongue (aplatissement), qui indique une évolution transpressive de la phase de cisaillement dextre. Toutefois, l'étude des porphyroclastes mantelés suggère que cette phase se superpose à une phase sénestre antérieure de même direction. En effet, comparés à certains modèles analogiques et théoriques [13,20,27], les porphyroclastes de type δ décrits dans cette étude ne se présentent pas comme des structures d'enroulement simples, telles que celles de Ten Brink et Passchier [27] (Fig. 5g) obtenues par rotation horaire (dextre) à 360 mn (intensité de cisaillement γ=56) d'objets rectangulaires et rigides à rapports axiaux de 1,4, mais se singularisent par leur granulation antérieure à leur rotation, et par leurs queues anormalement courtes et plissées. Ces observations suggèrent que ces clastes se développeraient à partir des porphyroclastes de type σ (sénestres), dont les queues dissymétriques, initialement situées dans les cadrans nord-ouest et sud-est, auraient été plissées au cours d'un cisaillement dextre de même direction (Fig. 6).