Introduction

Most lavas of the Cameroon Volcanic Line (LVC), including those of the islands in the Gulf of Guinea, are typical alkali basalts. They sometimes produced more evolved rocks by fractional crystallization. Crustal melting may also have played a role, because significant gaps are sometimes observed in the series. These rocks are related to an asthenospheric mantle reservoir close to HIMU.

Some of the basalts of the LVC are exceptional, because they have transitional affinities. Examples are described from the Bamoun Plateau [21–23], Mount Bangou [6], Mounts Bambouto and the Oku Massif [19], Bana [15], the Biu Plateau, and the Jos Plateau in Nigeria [32]. Their origin is discussed.

Geological setting

The Bamoun Plateau (including the Mbam Massif, 2333 m high, and the Nkogam Massif, 1960 m high, in its western part) extends over 40 km from north to south and over 30 km from west to east, and has an area of about 900 km² (Fig. 1). Lavas resting on the old Pan-African basement (granite, gneiss, and gabbro) include both basaltic and siliceous lavas (trachyrhyolites and rhyolites occur as domes and ignimbrites) [21].

Petrography and mineralogy

BSOs are commonly porphyric (in the Mbam and Foumban provinces), but in some other places, aphyric (in Koutaba province). They consist mainly of plagioclase, clinopyroxene, ilmenite, and magnetite¹. Crystals make up 70 to 90% of the rocks and the matrix 10 to 30%. Plagioclases (45 to 55% of the crystals by volume) are An 71 to 58 for phenocrysts (3–8 mm), An 62 to 52 for microcrysts (1–2 mm), and An 55 to 44 for microliths (0.2–0.8 mm). Clinopyroxenes account for 20 to 25% of the crystals. Augites up to 5 mm in length contain 38 to 40% Wo. Augites from Koutaba are notably less magnesian (En_34–38.5 Fs_23.5–25.5) than those from Foumban and Mbam (En_41.5–42.5 Fs_19–20). They contain 0.03–0.08 ^IVAl and no ^VIAl (the structural formulae were calculated based on six oxygen anions), and 0.02–0.04 Ti. The amounts of Ca + Na (0.7 to 0.9) in the clinopyroxenes are typical of transitional basalts according to [18] (Fig. 2a). Oxides (5–10% of the crystals) are ilmenite, magnetite, and Al-spinel. They give calculated subsolidus temperature between 860 and 920 °C for an oxygen fugacity of 10⁻¹¹ to 10⁻¹³ (10⁻⁶ and 10⁻⁸ Pa) according to [33].

Geochemistry

BSOs contain 48 to 52 wt% SiO₂, 2 to 3 wt% TiO₂, and 4 to 5 wt% Na₂O + K₂O, whereas BAOs have the same amount of Na₂O + K₂O (4 to 5 wt%), but less SiO₂ (46 wt%), and more TiO₂ (4 wt%) (Fig. 3)¹. BSOs are basalts and trachybasalts according to [17]. Representative compositions plot in the overlap between alkaline and subalkaline fields. BSOs never contain normative nepheline, but have small amounts of normative olivine (less than 4 wt%) or normative quartz (less than 5 wt%) and up to 17 wt% of normative hypersthene. Mg (=100 Mg/[Mg + Fe]) ratios range between 37 and 46 for BSOs (54 for BAOs), which demonstrates a weak differentiation, as confirmed by low contents of Ni and Co (Ni < 115, Co < 50).

Low Nb contents (less than 50 ppm) and large ratios of K/Nb (253–552), Y/Nb (0.9–2), Rb/Nb (0.6–1), and Zr/Nb (9–10) are typical of transitional lavas (Fig. 2b). These ratios are larger than those of the BAOs and alkali basalts of LVC (0.4, 0.5, and 5 respectively). Zr/Y ratios of BSOs (6–11), lower than those of BAOs (11), and Nb/Y ratios indicate contributions of HIMU and EM components (Fig. 4).

REE distributions of BSOs are very close to those of Ti-rich basalts from Ethiopia. LREE/HREE ratios are always low, 7.6 to 10.1 for La_N/Yb_N and 6.3 to 7.7 for Ce_N/Yb_N (Fig. 5) compared to 32.7 and 22.4 respectively for BAOs. These ratios are very close to those obtained for the East-African rifts (8.5–9.9 and 6.3–8.5) [38], and Kerguelen Island (9.3–10.9 and 6.5–8.5) [2,7], but are moderately higher than those obtained for Parana in Brazil and Deccan in India (3.5 and 4) [12].

Initial isotopic ratios have been calculated for BSOs: 0.704472 for ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr and 0.512528 for ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd for Mbam, 0.704240 and 0.512589 for Foumban. These ratios are respectively higher and lower than those of BAOs (0.703343 and 0.512774). Note that the average values for LVC range between 0.7028 and 0.7037 and 0.5128 and 0.5130 [10,11,19,32]. Isotopic ratios of BSOs are close to those of tholeiitic lavas of Ahaggar or the Kerguelen Islands [1,7]. They indicate a mixture of HIMU and EM mantle components, in accord with their Zr, Nb, Rb, Ba, and La contents [37,40] (Table 1, Fig. 6).

Tableau 1

Teneurs comparées en éléments incompatibles d’un basalte transitionnel (BSO) du plateau Bamoun avec celles d’un basalte alcalin (BAO) du même plateau [22], de la croûte et de certains réservoirs du manteau [40]

Table 1 A comparison of incompatible elements of a transitional basalt (BSO) from the Bamoun Plateau with those of an alkali basalt (BAO) from the same plateau [22], the crust, and some mantle reservoirs [40]

	Zr/Nb	La/Nb	Ba/Nb	Rb/Nb	K/Nb	Ba/La
BSO (EF)	10,84	0,63	8,13	0,58	364	12,9
BAO (P4)	5,15	0,91	13,84	0,49	198	15,19
Croûte continentale	16,2	2,2	54	4,7	1341	25
Manteau primitif	14,8	0,94	9.0	0,91	323	9,6
N-MORB	46,2	1,07	1,7–8,0	0,36	280	4.0
E-MORB	14,07	1,05	4,9–8,5	nd	215	nd
HIMU–OIB	3,2–5,6	0,66–0,77	4,9–6,9	0,35–0,38	120	6,8–8,7
EM1-OIB	4,2–11,5	0,86–1,19	11,4–17,8	0,88–1,77	300	13,2–16,9
EM2-OIB	4,5–7,3	0,89–1,11	7,3–13,3	0,59–0,85	280	8,3–11,3

Discussion and conclusion

Dans la ligne volcanique du Cameroun (LVC), les laves sont essentiellement basiques, et plus rarement acides. Les laves basiques sont, dans leur grande majorité, des basaltes alcalins typiques. Mais ont été décrits aussi quelques basaltes à affinité transitionnelle, précoces dans la LVC : au plateau Bamoun [21–23], au mont Bangou [6], aux monts Bambouto et au massif d’Oku [19], au complexe volcano-plutonique de Bana [15], aux plateaux de Biu et Jos au Nigeria [32].

Les roches acides peuvent dériver des roches basiques par cristallisation fractionnée. Mais la présence d’une lacune (gap) entre les laves basiques et les laves acides semble impliquer aussi une origine crustale pour certaines roches acides [3,13,19,21].

Les valeurs moyennes des rapports isotopiques initiaux du ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr (0,7032–0,7034), obtenues par la plupart des auteurs sur les basaltes alcalins, indiquent une source mantellique unique (réservoir proche du pôle HIMU) pour l’ensemble des basaltes alcalins de la LVC [10,11,24,30]. Cela est vrai pour les basaltes de la partie continentale de la LVC, mais aussi pour la partie océanique (îles du golfe de Guinée) [5].

Cependant, l’importance spatiotemporelle du magmatisme, la complexité structurale, la variété des types pétrographiques, mais aussi les différences observées pour certains rapports isotopiques dans cette mégastructure volcanotectonique de 2000 km, ont amené d’autres auteurs à s’intéresser à la nature hétérogène du manteau sous-jacent. C’est, par exemple, le cas des travaux de Marzoli et al. [19] sur les roches volcaniques des monts Bambouto, du massif d’Oku et du plateau de l’Adamaoua, et de Rankenburg et al. [32] sur les basaltes des plateaux de Biu et de Jos.

L’ensemble de ces travaux a identifié le manteau asthénosphérique comme source des roches basiques alcalines, qui ne montrent pas de variations géochimiques significatives. Pour Marzoli et al. [19] et Rankenburg et al. [32], certaines faibles variations géochimiques observées peuvent être liées, soit à la contamination crustale des magmas mantelliques, soit à la provenance de certains magmas, localement à partir d’un manteau moins profond, lithosphérique.

Dans la présente note, les données géochimiques et isotopiques (Sr, Nd) des basaltes transitionnels du plateau Bamoun sont analysées pour identifier la nature de la source magmatique. Il s’agit des premières coulées volcaniques de cette province volcanique, d’une composition chimique relativement exceptionnelle dans la LVC.

Le plateau Bamoun s’étend sur près de 900 km² (Fig. 1), soit sur des distances nord–sud et est–ouest de l’ordre de 40 et 30 km, respectivement. Il comprend, dans sa partie ouest, les massifs du Mbam et du Nkogam, alignés nord–sud.

Le massif bordier du Mbam (2333 m d’altitude) est constitué d’une centaine de dômes de volcanites acides (rhyolites, rhyolites ignimbritiques et tuffacées, trachyrhyolites) et de quelques lambeaux de basaltes. Ces laves reposent sur un substratum panafricain de granito-gneiss et de gabbros anorthositiques dépourvus d’olivine, affleurant dans sa partie sud [21]. Le massif bordier du Nkogam (1960 m d’altitude) comprend des roches plutoniques (granites, granites micropegmatitiques) et volcaniques (ignimbrites et basaltes), de nature alcaline [14].

Le plateau Bamoun est recouvert par des basaltes fissuraux éocènes, qui reposent sur les roches du socle panafricain. Parmi ceux-ci ont été identifiés des basaltes sans olivine (BSO), à caractère transitionnel, et des basaltes à olivine (BAO), à caractère alcalin. Les BSO apparaissent plus âgés (une datation nouvelle ⁴⁰K/⁴⁰Ar sur roche totale à 51,8 ± 1,2 Ma ; il s’agit de l’âge le plus ancien connu de la LVC) que les BAO (une datation nouvelle à 46,7 ± 1,1 Ma). Des basanites (ankaramites) récentes (une datation nouvelle à 0,82 ± 0,05 Ma) affleurent dans le secteur de Mamevouo.

Les BAO affleurent sur la partie est du plateau. Les BSO, objets de cette note, affleurent dans la partie ouest (soit 60 % en surface), dans les provinces du Mbam, de Koutaba et de Foumban (Fig. 1). Le relief des provinces du Mbam et de Koutaba, situées à 1100 m d’altitude, est relativement plat, alors que celui de Foumban (1200 m d’altitude) est constitué d’inselbergs taillés par des vallées plus ou moins profondes.

Dans tous ces espaces, les BSO affleurent, soit sous forme de petites coulées ou en fenêtres sous les dépôts ignimbritiques du massif du Mbam (où ils ont été découverts en premier [21,23]), soit en coulées débitées en blocs et boules dans les vallées (et les tranchées routières) à Koutaba et à Foumban.

Les basaltes transitionnels du plateau Bamoun sont à texture microlitique porphyrique (massif du Mbam ou Foumban) ou microlitique aphyrique (Koutaba). Plus localement, à Koupa dans la province de Koutaba, certains basaltes montrent des mégacristaux de plagioclase pouvant atteindre 6 cm de long.

Dans l’ensemble, la composition minéralogique de ces roches reste assez constante. Les principales phases minérales (plagioclase, clinopyroxène et minéraux opaques) représentent 70–90 % de la roche et la mésostase constitue les 10–30 % restants. L’olivine est absente ou exceptionnelle. Les résultats analytiques relatifs aux compositions chimiques des minéraux sont disponibles sur demande à l’adresse électronique de l’auteur correspondant.

Les plagioclases (45–55 % des minéraux) forment des phénocristaux (3–8 mm), des microcristaux (1–2 mm) et des microlites (0,2–0,8 mm) à composition de labrador et, plus rarement, de bytownite. La teneur en anorthite, plus importante pour les BSO du massif du Mbam (An₇₁), est continue dans l’ensemble des cristaux, des phénocristaux (An₇₁–An₅₈ ; Si_2,44Al_1,52Fe_0,03Ca_0,59Na_0,38K_0,02O₈, soit An_59,2) aux microcristaux et microlites (An₆₄–An₅₂ et An₅₅–An₄₄, respectivement ; Si_2,45Al_1,50Fe_0,01Ca_0,66Na_0,35K_0,02O₈, soit An_64,1 pour un microcristal).

Les clinopyroxènes (20–25 % des minéraux), trapus (2–4 mm) ou allongés (0,3–5 mm de longueur) ont une composition d’augite. Il s’agit d’augites, avec des proportions en wollastonite assez constantes, en général comprises entre Wo₃₈ et Wo₄₀. Les augites de Koutaba sont statistiquement moins magnésiennes (En_34–38,5Fs_23,5–25,5 ; Si_1,92Ti_0,04Al_0,04 Fe²⁺_0,42Fe³⁺_0,08Mn_0,01Mg_0,68Ca_0,79Na_0,02O₆) que celles de Foumban et du Mbam (En_41,5–42,5Fs_19–20 ; Si_1,90Ti_0,03Al_0,07Fe²⁺_0,29Fe³⁺_0,08Mn_0,01Mg_0,83Ca_0,76Na_0,02O₆ à Foumban). D’après les formules structurales calculées sur la base de six oxygènes, l’ensemble des augites ont des teneurs cationiques moyennes de 0,03–0,08 en ^IVAl (absence d’^VIAl) et 0,02–0,04 en Ti. En particulier, elles présentent des sommes Ca + Na de l’ordre de 0,7–0,9, correspondant à celles des pyroxènes des basaltes transitionnels (Fig. 2a), définies par [18]. Elles apparaissent ainsi bien différentes des clinopyroxènes des BAO et de l’ensemble des basaltes alcalins de la LVC qui, plus riches en Ca + Na (>0,9), correspondent à des augites alcalines et à des diopsides [4,36].

Les minéraux opaques (5–10 % des minéraux) observés sont l’ilménite dominante (Ti_7,26Al_0,04Fe²⁺_6,59Fe³⁺_1,44Mn_0,10Mg_0,55Ca_0,02O₂₄ à Koutaba), la titanomagnétite (Ti_3,79Al_1,46Fe²⁺_9,37Fe³⁺_6,96Mn_0,11Mg_2,25Ca_0,05O₃₂ à Koutaba) et le spinelle alumineux. Les associations ilménite-titanomagnétite en interdigitations sont fréquentes. Elles ont permis un calcul des températures et des f_O2 d’après la méthode de [33]. Les températures d’équilibre obtenues, comprises entre 860 et 920 °C, correspondent probablement à des phases de démixtion en domaine subsolidus. Les fugacités d’oxygène sont comprises entre 10⁻¹¹ et 10⁻¹³ atm (10⁻⁶ et 10⁻⁸ Pa).

Des assemblages minéralogiques semblables ont été observés dans d’autres basaltes transitionnels du Cameroun : monts Bambouto et massif d’Oku [19], mont Bangou [6]. Ils ont été aussi retrouvés dans d’autres séries transitionnelles typiques, en contexte d’ouverture : rifts est-africains, mais aussi en contexte intraplaque : îles Hawaii (île Molokaii et volcan Kohala sur Big Island), îles Kerguelen [2,7], atoll de Fangataufa [2,9].

Les analyses chimiques (éléments majeurs, en traces et terres rares) représentatives des BSO sont disponibles sur demande à l’adresse électronique de l’auteur correspondant. Les teneurs sont relativement élevées en SiO₂ (48–52 %), moyennes en TiO₂ (2–3 %) et Na₂O + K₂O (4–5 %). Il s’agit de basaltes et de trachybasaltes, à la limite des trachyandésites basaltiques, selon la classification de [17] (Fig. 3). Les points représentatifs se situent juste dans la zone de recouvrement des champs alcalin et subalcalin, confirmant l’affinité transitionnelle de ces laves. À titre comparatif, l’analyse du BAO (basalte typique selon cette même classification) montre une teneur en Na₂O + K₂O peu différente pour une teneur en silice significativement plus faible (46 %) et une plus forte teneur en TiO₂ (4 %). Dans les BSO, cela se traduit à la norme par la présence d’hypersthène en fortes proportions (10–17 %), de quartz (jusqu’à 5 %) ou d’olivine en faibles proportions (0–4 %) et par l’absence systématique de la néphéline. Ces caractéristiques diffèrent beaucoup de celles des basaltes alcalins de la LVC, dans lesquels l’olivine modale et normative et la néphéline normative sont ubiquistes [3,28,36].

Les rapports mg (=100 Mg/[Mg + Fe]) compris entre 37 et 46 pour les BSO (54,4 pour le BAO) témoignent du caractère non primaire de ces roches, qui ont subi un début de différenciation. Cela est confirmé par les faibles teneurs en éléments de transition (Ni < 115, Co < 50).

De façon générale, les basaltes transitionnels sont aussi caractérisés par de faibles teneurs en Ba et La. Cela se confirme bien pour les roches de Foumban et Mbam : 250–400 ppm de Ba (750 ppm pour le BAO) et 20–30 ppm de La, à comparer aux 50 ppm du BAO. En revanche, les laves de Koutaba se distinguent par leur teneur en La (proche de 50 ppm) mais surtout par leur importante teneur en Ba (700–1000 ppm). Cette richesse en Ba est en rapport avec la présence de mégacristaux de plagioclases, systématiquement observée. Mais remarquons que, par ailleurs, ces laves de Koutaba présentent toutes les autres caractéristiques minéralogiques et géochimiques des basaltes à affinité transitionnelle.

Les teneurs en Nb inférieures à 50 ppm caractérisent aussi l’affinité transitionnelle des BSO du plateau Bamoun (Fig. 2b). Cela se traduit par des rapports élevés en K/Nb (253–552), Y/Nb (0,9–2), Rb/Nb (0,6–1), Zr/Nb (9–10), comme pour les basaltes équivalents du mont Bangou au Cameroun [6] et les basaltes transitionnels des rifts est-africains. Ces rapports sont supérieurs à ceux du BAO (respectivement 198, 0,4, 0,5, 5) et plus généralement à ceux de l’ensemble des basaltes alcalins de la LVC [3,14,26,28,29,35,36]. Les valeurs du rapport Zr/Y des BSO (6–11) apparaissent nettement inférieures à celles relatives aux BAO (13). En prenant en compte également les rapports Nb/Y (Fig. 4), les rôles des pôles mantelliques HIMU et EM apparaissent significatifs.

Les rapports LREE/HREE des BSO sont bas par rapport à ceux des basaltes alcalins, ce qui se traduit par une pente plus faible (Fig. 5). Par exemple, La_N/Yb_N est compris entre 7,6 (massif du Mbam) et 10,1 (Foumban) et Ce_N/Yb_N entre 6,3 (massif du Mbam) et 7,7 (Foumban). Ces valeurs sont bien inférieures à celles obtenues sur la plupart des basaltes alcalins de la LVC (en moyenne 32 et 22 respectivement [26,30]), roches issues de la fusion à un taux faible d’un manteau asthénosphérique à grenat résiduel. Ces valeurs sont de 32,7 et 22,4 pour le basalte à olivine BAO P4 et de 23,9 et 18,6 pour le basalte de l’éruption de 1999 du mont Cameroun, décrit par [4]. Ces rapports sont du même ordre que ceux des basaltes transitionnels des rifts est-africains (8,5–9,9 pour La_N/Yb_N et 6,3–8,5 pour Ce_N/Yb_N [38]) et des îles Kerguelen (9,3–10,9 pour La_N/Yb_N et 6,5–8,5 pour Ce_N/Yb_N [2,7,39]). En revanche, ils restent supérieurs aux rapports La_N/Yb_N des tholéiites typiques du Parana au Brésil et du Deccan, en Inde, compris entre 3,5 et 4 [12].

Les spectres des BSO (Fig. 5) se rapprochent de ceux des basaltes riches en Ti des plateaux d’Éthiopie [31]. Ils montrent, en revanche, une plus forte teneur systématique en toutes terres rares par rapport aux basaltes pauvres en Ti de ces mêmes plateaux, lesquels se rapprochent de la série tholéiitique crétacée de Mayo Oulo-Léré au Cameroun [26].

En ce qui concerne les isotopes, les valeurs des rapports initiaux du Sr et du Nd, établis pour deux BSO, donnent des résultats assez semblables. Pour les BSO du massif du Mbam, les valeurs sont de 0,704472 pour ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr et 0,512528 pour ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd. Les rapports des BSO de Foumban sont de respectivement 0,704240 et 0,512589. Ces valeurs sont significativement différentes de celles obtenues pour un BAO (0,703343 et 0,512774), de celles des basaltes alcalins de la LVC, dont les moyennes se situent autour de 0,7028–0,7037 et 0,5128–0,5130, respectivement [10,11,19,32], ou bien de celles des districts alcalins de l’Ahaggar, dans le Sahara algérien [1] (Fig. 6).

Les rapports isotopiques ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr et ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd des BSO montrent certaines similitudes avec ceux des laves tholéiitiques du Taharaq dans l’Ahaggar, et se rapprochent de celles de Kerguelen [7] (Fig. 6). Ces valeurs sont également proches de celles des basaltes transitionnels du Deccan [8] et du Parana [12]. Les points se situent sur une droite de mélange entre deux composants majeurs : HIMU (rapport ²³⁸U/²⁰⁴Pb élevé) et EM (manteau enrichi) (voir infra).

Les basaltes transitionnels du plateau Bamoun sont les plus vieux de la LVC. Ils se caractérisent par l’absence d’olivine modale, par la présence d’hypersthène et de quartz normatifs et par de faibles rapports La_N/Yb_N et Ce_N/Yb_N.

Ils révèlent des rapports isotopiques initiaux relativement forts en Sr et faibles en Nd. Ces faits peuvent difficilement être interprétés comme une contamination du magma alcalin avec des xénolites granito-gneissiques du substratum. L’hypothèse de la contamination est émise pour des rapports supérieurs à 0,7045 pour ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr et inférieurs à 0,5123 pour ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd. C’est le cas pour certaines roches du Deccan [8] et du Parana [12], pour lesquelles ces valeurs atteignent 0,706 et 0,5121. De telles données isotopiques sont généralement soutenues par des arguments pétrographiques, comme la présence des enclaves du socle [27,32], ou des arguments géochimiques (forte anomalie négative en Nb, par exemple). Cela n’est pas observé dans les BSO. L’acquisition d’un caractère transitionnel par la seule contamination d’un magma alcalin avec des xénolites du substratum granito-gneissique paraît peu probable pour les BSO, presque totalement dépourvus d’enclaves. Quant aux laves acides de la LVC, telles les rhyolites alcalines du plateau Kapsiki [25], elles diffèrent sensiblement de l’ensemble par leur rapport élevé ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd (0,512821) relativement à leur rapport ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr (0,71540) (Fig. 6).

En revanche, l’hypothèse d’une source mantellique moins profonde, au niveau lithosphérique, est proposée pour les cas où les rapports isotopiques montrent des valeurs inférieures à 0,7045 pour ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr et supérieures à 0,5123 pour ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd. Par exemple, le manteau lithosphérique a été mis en évidence comme source des magmas pour les basaltes transitionnels des monts Bambouto au Cameroun [19], Biu au Nigeria [16], d’Afrique de l’Est [31], du Parana au Brésil [12], de Fangataufa et de Kerguelen [2]. Ces basaltes montrent des rapports initiaux du Sr et du Nd compris entre 0,7038 et 0,7065 et entre 0,5122 et 0,5128 respectivement.

Comme pour ceux-ci, le manteau lithosphérique apparaît comme une source importante des magmas des basaltes transitionnels du plateau Bamoun. Le réservoir est proche du pôle EM (plus particulièrement EM1), défini par [40] (Tableau 1), c’est-à-dire un manteau enrichi de sédiments ou de fragments lithosphériques réinjectés et/ou ayant également conservé des caractères de manteau primitif. La nature de la source des BSO est donc différente de celle des BAO, qui, comme pour les autres basaltes alcalins de la LVC, correspond plutôt à un réservoir où le pôle HIMU (caractérisé par un rapport ²³⁸U/²⁰⁴Pb élevé, mais dont l’origine reste encore énigmatique) joue le plus grand rôle. Remarquons également que les rapports Rb/Nb des BSO, proches de 1, caractérisent bien le pôle EM, alors que la valeur de 0,5 pour le BAO est plus proche du pôle HIMU [37].

Les basaltes transitionnels du plateau Bamoun apparaissent ainsi assez exceptionnels, de par leur âge et leur composition, et bien différents des basaltes alcalins classiques de la LVC. Ils montrent des caractéristiques pétrographiques et géochimiques semblables à celles des rares laves analogues de la LVC et à celles de rifts et de certaines îles océaniques. Ils proviendraient d’une fusion partielle, à taux relativement élevé, (suivi d’une légère différenciation) d’une source mixte : le pôle HIMU asthénosphérique joue un rôle secondaire (alors que le pôle appauvri DM a un rôle quasi nul) et le manteau lithosphérique peu profond, enrichi, proche du pôle EM, joue un rôle majeur.