Caractéristiques pétrologiques et géochimiques des roches magmatiques d’El Aouana, NE algérien

Petrological and geochemical characteristics of the magmatic rocks from El Aouana, NE Algeria

H. Hamlaoui1,2, R. Laouar1,3,*, S. Bouhlel4, A.J. Boyce5

1 Département de Géologie, Faculté des Sciences de la Terre, Université Badji-Mokhtar Annaba, B.P. 12, 23000 Annaba, Algeria. Emails: hamlaouihanane@yahoo.com, rabahlaouar@yahoo.fr; ORCID ID: http://orcid.org/0000-0001-5728-7362; https://orcid.org/0000-0002-2470-6863

2 Laboratoire de Recherche de Géologie, Université Badji Mokhtar Annaba, B.P. 12, 23000 Annaba, Algeria.

3 Laboratoire de Géodynamique, Géologie de l’Ingénieur et de Planétologie, F.S.T.G.A.T., USTHB, BP. 32, Bab Ezzouar, 16111, Algiers, Algeria.

4 Mineral Resources Group, Geology Department, Faculty of Sciences of Tunis, University Tunis El Manar, Tunis 2092, Tunisia. Email: salah.bouhlel@fst.rnu.tn; ORCID ID: https://orcid.org/0000-0003-3466-4633

5 Isotope Geosciences Unit, SUERC, East Kilbride, Glasgow G75 0QU, Scotland. Email: a.boyce@suerc.gla.ac.uk; ORCID ID: https://orcid.org/0000-0002-9680-0787

* Corresponding author

 

RÉSUMÉ

Les roches ignées du massif d’El Aouana font partie de la chaîne magmatique miocène des Maghrébides qui s’étend du nord de la Tunisie jusqu’au Maroc. Ces roches sont composées de faciès volcaniques (andésites et dacites) et subvolcaniques (microdiorites et microgranodiorites), qui ont été mis en place au sein des flyschs crétacés, oligo-miocènes et sédiments miocènes post-nappes. Les andésites sont composées de phénocristaux de plagioclase, d’amphibole et de pyroxène dans une mésostase microlithique. Les dacites sont plus riches en plagioclase avec de rare minéraux ferromagnésiens souvent altérés. Les microdiorites et microgranodiorites sont généralement à hornblende verte, plagioclase, pyroxène et rare biotite dans une mésostase microcristalline. Les résultats géochimiques montrent que ces roches sont calco-alcalines avec une affinité type-I et elles présentent un enrichissement en éléments à grand rayon ionique (LILE) et éléments de terres rares légers (LREE) par rapport aux éléments à champs électrostatique élevé (HFSE) et aux éléments de terres rares lourds (HREE). Les anomalies négatives en Nb, P et Ti témoignent d’un magma de zones de subduction. Les observations de terrains, les données pétrographiques et géochimiques montrent que les granitoïdes miocènes d’El Aouana ont été mis en place dans un environnement post-collisionnel. Ces roches sont similaires aux granitoïdes métalumineux, post-collisionnels de l’Algérie du nord, considérés comme dérivés d’une source mantellique métasomatisée suite au processus de ‘slab break-off’ sous la marge nord-africaine.

Mots clés: Magmatisme; Calco-alcalin; type-I; post-collisionnel; El Aouana; Algérie

 

ABSTRACT

The El Aouana igneous rocks are part of the Miocene magmatic suite that extends from Northern Tunisia to Morocco through the Algerian coast in the Maghrebin chain. These rocks are composed of volcanic (andesites and dacites) and subvolcanic (micodiorites and microgranodiorites) lithologies that intruded both the Cretaceous and Oligo-Miocene nappes, and the Miocene post-nappe sediments. The andesites are composed of plagioclase, amphibole and pyroxene phenocrysts that are set in a microlithic groundmass. The dacites are plagioclase-rich and rare, highly altered ferromagnesian minerals. The microdiorites and microgranodiorites are hornblende-bearing rocks with plagioclase, pyroxene and rare biotite phenocrysts that are set in a microcrystalline groundmass. Geochemical observations show that the rocks are calc-alkaline with I-type affinity. They are enriched in large ion lithophile elements (LILE) and light rare earth elements (LREE) compared to high field strength elements (HFSE) and heavy rare earth elements (HREE). The negative Nb, P and Ti anomalies observed on the multi-element patterns are imprints of magmas originated from subduction zones. Field, petrological and geochemical investigations show that the El Aouana Miocene igneous rocks are emplaced in a post-collisionnal setting. These rocks show similarities with the metaluminous, post-collisionnel granitoids of north-eastern Algeria which are thought to have been derived from a metasomatized mantle source as a consequence of ‘slab break-off’ underneath the North African margin.

Keywords: Magmatism; Calc-alkaline; I-type; post-collisional; El Aouana; Algeria.

 

Recibido el 18 de octubre de 2018; Aceptado el 17 de junio de 2019; Publicado online el 9 de julio de 2020

Citation / Cómo citar este artículo: Hamlaoui, H. et al. (2020). Caractéristiques pétrologiques et géochimiques des roches magmatiques d’El Aouana, NE algérien. Estudios Geológicos 76(1): e124. https://doi.org/10.3989/egeol.43391.510.

Copyright: © 2020 CSIC. This is an open-access article distributed under the terms of the Creative Commons Attribution-Non Commercial (by-nc) Spain 4.0 License.


 

CONTENT

IntroductionTOP

Durant le Cénozoïque, un magmatisme prononcé a été développé autour de la Méditerranée occidentale. Ce magmatisme est lié principalement à la tectonique profonde du bassin méditerranéen de l’Ouest (ex: Auzende et al., 1973; Carminati et al., 1998a et b; Carminati et al., 2012). Afin de retracer l’évolution pétrologique et géochimique de ce magmatisme néogène, plusieurs travaux ont été effectués dans différents pays de ce bassin: au SE de l’Espagne (ex: De Larouzière et al., 1988; Crespo-Blanc et al., 1994; Zeck, 1996; Zeck et al., 1998; Benito et al., 1999); en Italie centrale et méridionale (ex: Peccerillo, 1999); au Maroc (ex: Hernandez & Bellon, 1985; El Azzouzi et al., 1999; El Bakkali et al., 1998); en Algérie du nord (ex: Coulon et al., 1986; Louini-Hacini et al., 1995; Hilly, 1962; Villemaire, 1987; Ahmed-Said, 1993; Ouabadi, 1994; Semroud, 1994; Fourcade et al., 2001; Laouar et al., 2002; Laouar et al., 2005; Bosch et al., 2014; Abbassene et al., 2016; Laouar et al., 2016; Chazot et al., 2017) et en Tunisie septentrionale: (ex: Rekhiss, 1984; Talbi et al., 2005; Belayouni et al., 2010; Decrée et al., 2013; Decrée et al., 2014).

De nombreux auteurs affirment que la subduction-collision et le « slab roll-back » sont les principaux mécanismes contribuant à la restructuration du manteau sous le littoral de l’Afrique nord-occidentale (ex: Carminati et al., 1998a; Maury et al., 2000; Laouar et al., 2005; Bouyahiaoui et al., 2015), mais ces processus restent toujours un sujet de débat. Dans cette région et à proximité de la côte actuelle qui s’étends de Ras Tarf (Maroc) jusqu’au Mogod et à l’archipel de la Galite (Tunisie), le magmatisme tertiaire est représenté par des formations ignées incorporant une chaine d’environ 1200 km de long et 50 km de large (Fig. 1). Il s’agit essentiellement de formations plutoniques et volcaniques appartenant à deux séries magmatiques distinctes (Maury et al., 2000): (1) une série calco-alcaline à shoshonitique, relativement ancienne, généralement volcano-plutonique dont les âges diminuent de l’est de l’Algérie (16 Ma-15 Ma) vers la Tunisie (14-8 Ma) d’une part, et de l’est de l’Algérie vers le Maroc (12-5 Ma) d’autre part; et (2) une série alcaline plus jeune, représentée principalement par des basaltes et des basanites, qui affleure en Tunisie et au Maroc, dont l’âge est de 8 Ma (Bellon, 1981a) et s’est poursuivie jusqu’au Pléistocène en Oranie (Louni-Hacini et al., 1995) et au Maroc (El Azzouzi et al., 1999). Dans cette chaine, la nature des processus tectoniques complexes ainsi que la position et l’origine des magmas mantelliques et/ou crustaux sont largement débattus (Maury et al., 2000; Lustrino et al., 2011; Carminati et al., 2012).

Figure 1.—Carte de répartition du magmatisme tertiaire dans le littoral algérien (Maury et al., 2000 modifiée). 1: Edough-Cap de fer; 2: Filfila; 3: Cap Bougaroun; 4: Beni Touffout; 5: El Aouana; 6: Bejaia-Amizour; 7: Algérois; 8: Charchell; 9: Oranie.

 

Il est maintenant connu que la diversité pétro--géochimique des produits magmatiques est l’une des particularités du magmatisme post-collisionnel, traduit par la succession temporelle des magmas calco-alcalins (moyennement à hautement potassiques, parfois shoshonitiques) à des magmas alcalins intraplaques (Harris et al., 1986; Turner et al., 1996; Lustrino et al., 2007). Dans ce contexte géodynamique de subduction-collision, la série (andésite-dacite-rhyolite) des roches volcaniques calco-alcalines est un produit typique. Elles sont caractérisées par un enrichissement en éléments lithophiles à grand rayon ionique (LILE) et un appauvrissement en éléments à champs électrostatique élevé (HFSE) déterminé par des anomalies négatives en Nb et Ta dans les diagrammes multi-éléments (Pearce, 1983; Pearce & Parkinson, 1993). Ces signatures géochimiques sont reliées à un magma généré suite à la fusion d’un manteau métasomatisé par les fluides issus de la déshydratation de la plaque océanique plongeante, parfois combiné avec le flux de fusion des sédiments subductés (Gill, 1981; Grove & Kinzler, 1986; Tatsumi, 1989; Hawkesworth et al., 1993; Elliott et al., 1997).

Au nord-est algérien, ce magmatisme est représenté par des granitoïdes métalumineux (ex: Edough, Cap de Fer, Bejaia-Amizour) à hyperalumineux (ex: Filfila, Cap Bougaroun) qui ont été mis en place au Burdigalien-Langhien inférieur (17 Ma-15 Ma) (Penven & Zimmermann, 1986; Mitchell et al., 1988; Belanteur et al., 1995; Abbassene et al., 2016; Abbassene et al., 2019). Il a fait l’objet de plusieurs études géologiques, géochimiques et isotopiques. Cependant, les granitoïdes d’El Aouana restent mal étudiés, malgré leur potentialité minière vu qu’ils contiennent un important gisement de Cu-Pb-Zn. Dans ce secteur, à part l’étude géologique de la thèse de Robin (1970), les travaux de Benali et al. (2003) sur la pétrologie des dômes périphériques du massif, ceux de Villemaire (1987) sur les amas sulfurés du massif et les données géochimiques sur El Aouana dans Chazot et al. (2017) aucune étude géochimique détaillée de l’ensemble du complexe igné n’y a été établie. De ce fait, les objectifs de cet article sont: (1) présenter les caractéristiques pétrographiques et géochimiques des roches volcaniques et sub-volcaniques d’El Aouana; (2) comparer ces données avec celles des différentes roches ignées du NE de l’Algérie; et (3) proposer un modèle pétrogénétique de mise en place de roches d’El Aouana dans le cadre de l’évolution géodynamique de la Méditerranée occidentale, en tenant compte des travaux déjà publiés.

Cadre géologiqueTOP

A l’échelle régionale, le massif magmatique d’El Aouana s’intègre, par sa position, dans la chaine des Maghrébides. L’évolution de cette chaine a commencé au Crétacé supérieur, quand les blocs continentaux (futurs Rifs et Kabylies) ainsi que les bassins océaniques bordant cette chaine, ont été affectés par une convergence nord-sud entre les deux plaques africaine et européenne (ex: Dewey et al., 1989). Durant l’Eocène, cette convergence a été accompagnée d’une subduction qui était à l’origine du métasomatisme du manteau lithosphérique. La naissance de la future marge maghrébine, vers l’Eocène supérieur, a été la conséquence de la collision de la marge africaine avec les blocs continentaux, provoquée par ce régime de convergence (Auzende et al., 1975). C’est au Miocène que cet évènement de collision a conduit à la mis en place des nappes rifaines et des nappes telliennes (El Azzouzi, 2003). Selon Aïte et Gélard (1997), cette collision a été succédée d’une distension post-collisionnelle qui était à l’origine du magmatisme calco-alcalin de la marge maghrébine. Cette hypothèse a reçu par la suite le soutien de plusieurs auteurs qui ont travaillé sur le magmatisme miocène du littoral algérien (ex: Maury et al., 2000; Fourcade et al., 2001; Laouar et al., 2005; Chazot et al., 2017).

En effet, la richesse exceptionnelle des roches magmatiques en K, la signature crustale marquée et le faible volume des magmas émis sont des caractéristiques par lesquelles le magmatisme néogène de la marge maghrébine se distingue de celui de la plupart des zones de subduction. Ainsi, Maury et al. (2000) ont pensé au modèle de rupture de la lithosphère subductée (Cohen, 1980; Davies et al., 1995) soutenu par des études de tomographie sismique (ex: Carminati et al., 1998a et b; Spakman & Wortel, 2004). Selon Maury et al. (2000), les effets magmatiques du détachement sont apparus au Langhien (16 Ma) sous l’Algérie orientale et centrale et se sont propagés par la suite vers l’Est et l’Ouest. La remontée du manteau asthénosphérique à travers la déchirure lithosphérique, qui apparait sous l’Algérie orientale et centrale, a provoqué une anomalie thermique qui, à son tour, a été la cause de la fusion partielle du manteau lithosphérique métasomatisé lors d’un événement de subduction précédent. Durant cette période, il y a eu formation de magmas calco-alcalins basiques, qui ont été contaminés par la croûte continentale africaine donnant naissance aux granitoïdes et aux laves associées d’âge Langhien. Ce modèle de ‘slab break-off’ a été adopté plus tard par Fourcade et al. (2001), Laouar et al. (2005), Abbassene et al. (2016) et Chazot et al. (2017) sur la base d’études pétrologique, géochimique et isotopique des granitoïdes du nord-est algérien.

A l’échelle locale, le massif montagneux d’El Aouana, qui s’inscrit dans ce cadre géodynamique, s’étend sur environ 40 km2 au sud-ouest de la ville de Jijel et il se situe à la limite des zones internes et externes de l’Atlas tellien. Le massif est limité à l’est par les nappes de flysch du massif de Petite Kabylie et au sud par les nappes telliennes des Babors (Fig. 2). Il est caractérisé par l’affleurement de formations volcaniques (andésites, dacites, tufs et roches pyroclastiques) et sub-volcaniques (microgranodiorites et microdiorites). Ces roches ont été mises en place au sein de la nappe numidienne et les séries miocènes post-nappes au Langhien à environ 15 Ma (Robin, 1970).

Figure 2.—Carte géologique du Massif d’E1 Aouana (d’après SGA, 2009; modifié).

 

Les formations sédimentairesTOP

Les terrains sédimentaires affleurent à la périphérie du massif; il s’agit des sédiments évaporitiques du Trias, des séries à dominance calcaire et marno-calcaire du Lias, du Crétacé et du Tertiaire.

Le Trias est la formation la plus ancienne dans la région. Les dépôts évaporitiques de cette formation (marnes gypsifères, dolomies) ainsi que des blocs de calcaires et de grès apparaissent sous forme de pointements extrusifs au cœur des terrains récents ou de lambeaux à la base des chevauchements, comme semelles de nappes (Vila, 1980). Les calcaires du Lias constituent la bordure de la chaine calcaire des Babors; ils chevauchent parfois la chaine dans sa partie méridionale (Robin, 1970). Le Crétacé est représenté par des formations marneuses, des calcaires, des flyschs, des formations argileuses et des bancs de grès. Le Tertiaire est bien développé dans la région. D’après le Service Géologique de l’Algérie (SGA, 2009), il est représenté par: (a) des flyschs paléocènes qui montrent une alternance de marne et de bancs calcaires et des marnes schisteuses; (b) un Oligocène charrié, représenté principalement par la nappe numidienne constituée de grès avec de rares intercalations d’argilites; et (c) un Miocène post-nappe (Burdigalien inférieur), composé principalement de grès, de marnes, de calcaire sableux et de brèches sédimentaires de couleur gris bleuâtre très caractéristique. Il apparait essentiellement à la périphérie du massif.

Les formations magmatiquesTOP

Les formations magmatiques du massif d’El Aouana sont subdivisées en deux unités volcaniques principales, entourées par des intrusions périphériques (Fig. 2) (Tayeb, 1956; Robin, 1970; Benali et al., 2003):

•  Une unité inférieure, appelée unité de Bou Soufa: Elle apparait dans la partie centrale du massif et dans le cours moyen de l’oued El Kebir, sur une superficie d’environ 2 km2 et une épaisseur qui peut atteindre 500 m (SGA, 2009). Cette formation est constituée de coulées andésitiques à hornblende et de pyroclastites.
•  Une unité supérieure, dite unité de Port Maria: Elle occupe presque la totalité de la surface du massif avec une épaisseur qui atteint 480 à 500 m (SGA, 2009): Elle est caractérisée par des coulées de laves andésito-basaltiques et dacitiques dont les parties périphériques sont constituées de laves bréchiques occupant une surface considérable.
•  Les intrusions périphériques sont l’une des caractéristiques les plus importantes du massif d’El Aouana. Il s’agit d’affleurements de dômes de composition dioritique et encaissés dans les terrains sédimentaires oligocène et miocène.

D’après Villemaire (1987), la mise en place des roches volcaniques s’est effectuée en milieu continental et non marin et que la montée du magma dacitique est contemporaine de la phase de distension débutant au Burdigalien. Cette phase est matérialisée par des failles normales majeures de direction N60-N145 qui ont joué du Burdigalien au Miocène moyen. Le volume important des produits volcaniques, estimé à plus de 6 km3, a entrainé l’effondrement du toit de la chambre magmatique créant ainsi une forme de caldeira d’une dizaine de kilomètres de diamètre. Cette dernière est délimitée par des failles normales à fort pendage.

PétrologieTOP

Les andésitesTOP

Les andésites se présentent généralement sous forme de coulées, de puissance importante, et parfois sous forme massive (en ‘dôme’) ou en dykes. Ces roches sont souvent de texture porphyrique avec une mésostase sub-vitreuse microlithique (Fig. 3a). Elles sont composées de phénocristaux (2 à 4 mm) de plagioclase (andésine), de hornblende verte, de clinopyroxène, d’orthopyroxène, d’orthose perthitique et de rares cristaux de biotite et de quartz (Fig. 4a). Les ferromagnésiens s’altèrent parfois en oxydes et hydroxydes de fer. L’apatite et le zircon représentent les minéraux accessoires. La mésostase est composée essentiellement de microlithes de plagioclase et de minéraux ferromagnésiens. Les andésites contiennent des enclaves microgrenues, composées de biotite, d’amphibole, de quartz et de minéraux opaques (Fig. 4b).

Figure 3.—Macrophotographes montrant l’aspect (a) des andésites; (b) des tufs; (c) des pyroclastites et (d) des microdiorites du massif d’El Aouana.

 

Figure 4.—Vue microscopique des roches magmatiques d’El Aouana montrant: (a) aspect des andésites; (b) enclaves associées aux andésites; (c) dacites porphyriques; (d) texture vitreuse des dacites; (e) aspect des tufs cristallins; (f) aspect des laves volcaniques.

 

Les dacitesTOP

Les dacites se présentent habituellement en coulées de laves et en roches massives. Elles sont généralement de couleur gris-clair, d’aspect vitreux et souvent altérées. L’examen microscopique montre que ces roches sont de texture porphyrique (Fig. 4c et d), constituées de phénocristaux de plagioclase automorphes à subautomorphes (andésine) relativement altérés en séricite et en calcite. Les cristaux de biotite sont rares et le quartz n’est présent que dans la mésostase. L’apatite et les minéraux opaques figurent parmi les minéraux accessoires. La mésostase est microlithique parfois vitreuse (Fig. 4d). Les ferromagnésiens sont fortement altérés en chlorite et en calcite; la calcitisation est le phénomène d’altération le plus prononcé.

Les roches pyroclastiquesTOP

Les roches pyroclastiques sont représentées principalement par des tufs et des laves volcaniques. Les tufs sont représentées par des formations tendres grisâtres à verdâtres (Fig. 3b). Ce sont généralement des tufs cristallins composés essentiellement de fragments de plagioclase et de silice secondaire, de zéolites et d’oxydes et hydroxydes de fer (Fig. 4e). Les laves occupent une place importante dans le massif d’El Aouana. Ce sont des roches compactes (Fig. 3c), porphyriques présentant parfois une texture fluidale. Les laves sont généralement sombres, représentées par des laves andésitiques. Les phénocristaux de plagioclase (Fig. 4f), de composition andésine,sont abondants et légèrement altérés en séricite. On note la présence des fantômes de ferromagnésiens altérés en oxyde et hydroxyde de fer. Les vacuoles et microfissures sont remplies de minéraux tardifs, tels que les zéolites et le quartz amorphe. L’apatite est l’un des minéraux accessoires les plus présents dans ces laves. La mésostase est vitreuse, parfois microlithique, composée le plus souvent de plagioclase, de zéolite et de minéraux ferromagnésiens altérés.

Les microdiorites et microgranodioritesTOP

Les dômes intrusifs périphériques du massif sont constitués de roches massives microdioritiques et microgranodioritiques, généralement altérées en surface. Les microdiorites fraiches sont de couleur grisâtre (Fig. 3d) contenant des cristaux prismatiques d’amphibole et de plagioclase de taille millimétrique. Au microscope, elles montrent une texture microgrenue avec des phénocristaux automorphes à subautomorphes de plagioclase, d’amphibole, de clinopyroxène et d’orthopyroxène (Fig. 5a); la biotite et le quartz sont rares. Le plagioclase est abondant; il présente une composition andésine-labrador et est rarement saussuritisé. Les phénocristaux d’amphibole, souvent automorphes, sont généralement de la hornblende verte qui présente souvent des textures ‘en tamis’ (Fig. 5b). Le clinopyroxène est généralement de l’augite qui montre des sections prismatiques, parfois automorphes (Fig. 5c, d). Le quartz est rare; il se présente en plages xénomorphes, interstitielles (Fig. 5e). Certains cristaux de minéraux ferromagnésiens sont totalement altérés en chlorite et en calcite. Les minéraux accessoires sont rares et sont représentés par de l’apatite et des minéraux opaques. La mésostase est microcristalline, composée essentiellement de plagioclase et de minéraux ferromagnésiens relativement altérés. Les microfissures, quand elles sont présentes, sont remplies de calcite et de silice amorphe. Les microdiorites contiennent des enclaves riches surtout en plagioclase mais également avec des amphiboles, des pyroxènes et des minéraux opaques (Fig. 5f).

Figure 5.—Vue microscopique des roches subvolcaniques d’El Aouana montrant: (a) aspect des microdiorites; (b) phénocristale d’hornblende montrant la texture ‘en tamis’; (c) phénocristal d’augite automorphe en LPA; (d) même section en LP; (e) section montrant le quartz interstitiel dans les microdiorites; (f) aspect des enclaves associées aux microdiorites. Amp: amphibole; Opx: orthopyroxène; cpx: clinopyroxène; Pl: plagioclase; Qz: quartz; op: opaques.

 

Les microgranodiorites sont composées essentiellement de phénocristaux de plagioclase maclé, rarement altéré en calcite et de fantômes de minéraux ferromagnésiens totalement altérés en calcite et en chlorite. La mésostase est composée essentiellement de microcristaux de plagioclase, de quartz, de zéolite et de calcite. Des vacuoles peuvent être présentes; elles sont alors remplies de calcite et de zéolite.

Méthodes analytiquesTOP

Sur la base de l’étude pétrographique, vingt-cinq échantillons (treize échantillons de microdiorites, huit échantillons d’andésites et de dacites et un échantillon de tufs et un échantillon de laves) représentatifs et frais ont été sélectionnés pour les analyses chimiques (éléments majeurs, éléments en traces et éléments de terres rares). La localisation des échantillons prélevés des différentes formations ignées est représentée sur la figure 2. Les échantillons ont été nettoyés et concassés à environ 1 cm3 avant d’être envoyés au laboratoire ALS Minerals, Séville en Espagne pour analyses chimiques. Pour les éléments majeurs, 0,200 g de chaque échantillon préparé est dissous par fusion (1000°C) au métaborate/tétraborate de lithium (0,90 g). Le produit fondu est refroidi et dissous dans 100 ml d’acide nitrique (4%)/acide hydrochlorique (2%). Cette solution est analysée par ICP-AES (Inductively Coupled Plasma-Atomic Emission Spectroscopy). La même procédure de préparation est utilisée pour les éléments en trace, mais les solutions obtenues sont analysées par ICP-MS (Inductively Coupled Plasma- Mass Spectroscopy). Les résultats obtenus sont corrigés pour les interférences spectrales inter-éléments. Pour la détermination de la perte au feu (LOI, loss of ignition), 1 g de chaque échantillon préparé est placé dans un four à 1000°C pour une heure, ensuite refroidi et pesé. Le pourcentage en LOI est alors calculé à partir de la différence en poids.

Sur la base d’analyses répétées et de standards, la précision analytique était mieux que 5% pour la plupart des éléments majeurs et en traces. Les résultats des analyses chimiques sont reportés dans le Tableau 1.

Tableau 1.—Teneurs en éléments majeurs (pds %) et en éléments en trace (ppm) des roches ignées d’El Aouana.
Echant. AH02 AH04 AH06 AH08 AH13 AH14 AH17 AH18 AH62 AH65 AH66 AH67 AH68 AH21A AH21B AH72 AH73 AH74 AH75 AH22 AH25 AH12 AH70
Faciès µdi µdi µdi µdi µdi µgdi µdi µdi µdi µdi µdi µdi µdi and and da da da da and and pyr tu
  62.6 61.4 58.6 62.4 68.5 68.4 61.5 62.8 60.8 61.8 61.3 61.1 62.6 61.9 61.4 67.6 69.6 68.2 69.9 60.8 64.6 68.3 72.9
TiO2 0.26 0.26 0.29 0.47 0.35 0.4 0.4 0.41 0.43 0.43 0.46 0.42 0.43 0.47 0.46 0.45 0.41 0.39 0.39 0.4 0.41 0.35 0.4
Al2O3 14.7 16.35 17.65 16 14.75 15.2 14.8 15.85 15.3 15.4 15.35 15.6 15.8 16.75 15.8 14.9 13.2 15.75 14.45 15.55 14.85 17.95 13.85
Fe2O3t 4.49 4.55 5.63 5.4 3.41 3.34 5.3 5.31 5.47 5.18 5.5 5.31 5.14 5.44 5.25 4.29 3.86 3.49 3.53 6.48 7.21 1.03 3.61
MnO 0.05 0.05 0.04 0.06 0.07 0.05 0.07 0.06 0.06 0.07 0.08 0.07 0.05 0.07 0.05 0.08 0.05 0.03 0.04 0.11 0.09 0.01 0.07
MgO 1.56 1.84 2.85 2.43 1.03 0.79 3.11 3.82 3.28 2.44 2.16 2.45 2.08 2.74 2.3 1.78 1.48 0.98 0.97 1.99 1.36 0.14 0.49
CaO 6.55 5.15 4.6 4.98 5.62 4.29 5.01 3.23 4.48 5.94 6.88 6.33 4.56 3.9 4.24 4.12 4.45 1.82 3.57 4.76 5.2 3.63 3.57
Na2O 4.48 4.81 4.86 4.97 4.05 5.31 3.49 5.66 4.25 3.52 3.42 3.2 3.76 6.21 5.17 5.15 3.82 5.68 3.35 3.24 3.11 5.97 3.11
K2O 1.61 1.6 2.16 1.77 1.02 1.11 2.02 1.68 2.01 1.77 2.2 1.78 1.89 1.64 1.71 1.22 1.04 3.3 2.52 1.48 1.29 1.34 1.22
P2O5 0.06 0.06 0.04 0.1 0.08 0.08 0.06 0.07 0.08 0.08 0.09 0.08 0.09 0.09 0.09 0.06 0.07 0.08 0.07 0.05 0.07 0.11 0.06
LOI 4.51 3.92 2.42 1.73 1.65 1.22 2.28 2.46 1.82 5.07 3.62 4.74 3.07 1.84 1.54 2.11 1.63 0.83 1.42 4.34 3.43 1.02 2.53
Total 100.93 100.06 99.23 100.38 100.58 100.25 98.08 101.44 98.04 101.75 101.12 101.13 99.53 101.15 98.09 101.87 99.7 100.6 100.26 99.24 101.7 99.91 101.85
A/CNK 0.7 0.86 0.94 0.83 0.82 0.86 0.87 0.93 0.88 0.83 0.75 0.83 0.96 0.88 0.87 0.86 0.85 0.97 0.98 1 0.93 1 1.07
A/NK 1.61 1.69 1.71 1.58 1.9 1.53 1.87 1.42 1.67 2 1.92 2.17 1.92 1.4 1.52 1.52 1.78 1.22 1.75 2.24 2.28 1.59 2.15
Eléments en traces (ppm)
Zr 85 80 79 107 73 90 89 91 83 94 85 89 96 107 102 57 52 115 99 76 72 79 55
Y 9.7 10.4 13.8 15.9 11.7 12 13.7 14.7 14.3 13.6 14.8 13 15.2 15.8 15.8 13.7 13 14.5 13.4 16.8 14.4 6.7 14.2
Sr 505 509 604 429 344 372 212 367 277 275 272 291 289 410 415 147 137 186.5 198 272 309 562 167
Rb 59.4 57.8 85.3 55.2 30.2 24 65.2 58.5 104 70.4 72.1 72.9 66.7 43 53.8 51.9 43.3 87.5 105 68.6 49.5 26.2 50.8
Th 5.82 6.24 4.58 6.74 4.78 5.54 5.5 5.52 6 5.57 5.7 5.43 6.16 6.31 6.46 3.84 3.52 8.2 7.59 4.43 4.2 5.49 3.51
U 3.64 3.11 1.97 2.62 2.51 2.49 2.59 2.38 3.61 2.58 3.16 2.44 2.98 2.58 2.38 1.69 1.71 3.91 3.83 1.94 2.08 3.55 1.72
Nb 4 4.5 6.6 6.3 4.1 5 4.7 5.4 5.5 5.4 6 5.5 5.6 6.1 6 26.3 3.2 7.2 6 4 4.6 4.2 3
Ta 0.6 0.1 0.7 1 0.1 0.1 0.3 0.9 0.4 0.2 1.4 0.1 0.1 0.1 0.1 8.2 0.3 0.5 6.6 0.1 0.1 0.5 0.1
V 134 138 206 163 126 119 151 166 162 149 162 154 156 149 152 188 184 113 115 227 166 103 211
Ga 13.3 14.1 17.1 17 12.6 12.2 13.9 16 17.3 14.4 15.4 15.5 15.2 15.3 16.5 11.7 11.5 14.5 13.9 14 14.1 15.1 10.8
Cs 1.97 2.56 2.8 0.91 3 4.3 0.94 0.65 2.66 1.59 0.79 1.6 0.79 0.38 0.87 6.84 4.2 3.53 4.72 5.12 3.27 4.33 6.34
Ba 189.5 275 289 246 145 163.5 184 368 188 165 215 162.5 229 369 227 290 170 238 278 68.5 338 135 119.5
Hf 2.3 2 2.2 2.9 2.1 2.2 2.3 2.4 2.4 2.4 2.4 2.5 2.5 2.9 2.7 2 1.7 3.3 3.1 2.1 2 2.2 1.7
La 8.6 8.8 8.3 15.4 12.3 13.6 11.9 13.6 15.7 13.5 12.4 14.3 14.8 14.5 14.2 10.4 12.5 16.6 15.1 12.7 10.1 11.3 8.9
Ce 15.9 16.1 16.3 29.8 23.4 26.2 23.7 27.9 28.8 27.8 22.9 28.2 27.8 29.8 27.5 16.5 16.6 32.6 26.5 27.1 21.3 20.4 17.5
Pr 1.64 1.66 2.03 3.35 2.51 2.9 2.48 2.93 3.32 2.81 2.87 2.93 3.18 3.2 3.09 2.29 2.54 3.35 3.09 2.89 2.28 1.93 2.11
Nd 6.1 6.4 8.6 13.3 9.7 11.3 10.3 11.5 13.5 11.6 12.5 11.2 12.1 13.2 12.7 9.7 10.4 13.5 12.2 11.5 9.2 6.7 9.1
Sm 1.12 1.35 1.72 2.82 2.01 2.3 2.03 2.59 2.73 2.31 2.77 2.37 2.43 2.59 2.78 2.02 2.23 2.65 2.39 2.43 1.96 1.3 2.23
Eu 0.4 0.42 0.44 0.72 0.59 0.55 0.54 0.77 0.61 0.69 0.74 0.71 0.73 0.72 0.79 0.63 0.61 0.64 0.58 0.68 0.59 0.59 0.57
Gd 1.45 1.59 1.82 2.92 2.11 2.11 2.16 2.66 2.49 2.29 2.55 2.46 2.56 2.77 2.86 2.46 2.55 2.51 2.35 2.85 2.27 1.37 2.56
Tb 0.24 0.26 0.34 0.43 0.31 0.33 0.32 0.39 0.41 0.35 0.41 0.36 0.43 0.44 0.43 0.37 0.4 0.44 0.4 0.45 0.38 0.24 0.41
Dy 1.65 1.65 2.11 2.77 1.97 2.03 2.23 2.39 2.46 2.23 2.5 2 2.64 2.63 2.89 2.5 2.27 2.55 2.59 3.02 2.63 1.6 2.83
Ho 0.34 0.35 0.46 0.62 0.43 0.44 0.5 0.53 0.51 0.49 0.49 0.46 0.47 0.56 0.59 0.53 0.48 0.54 0.48 0.66 0.52 0.29 0.59
Er 1.06 1.17 1.47 1.63 1.31 1.31 1.63 1.62 1.5 1.45 1.58 1.25 1.76 1.68 1.75 1.45 1.45 1.71 1.37 2.16 1.74 0.89 1.77
Tm 0.16 0.18 0.25 0.23 0.17 0.18 0.2 0.22 0.25 0.22 0.23 0.2 0.22 0.24 0.24 0.22 0.2 0.26 0.23 0.28 0.23 0.13 0.24
Yb 1.22 1.37 1.53 1.79 1.29 1.3 1.55 1.54 1.42 1.57 1.63 1.42 1.54 1.71 1.73 1.48 1.39 1.62 1.53 2.24 1.59 0.82 1.86
Lu 0.18 0.19 0.27 0.25 0.16 0.15 0.19 0.19 0.24 0.18 0.23 0.21 0.22 0.21 0.23 0.19 0.18 0.25 0.24 0.31 0.2 0.1 0.24
Fe2O3t: Fer total; µdi: microdiorite; µgdi: microgranodiorite; and: andésite; da: dacite; pyr: pyroclastite; tu: tuff volcanique

RésultatsTOP

Les teneurs en SiO2 varient entre 58 et 73% indiquant des compositions intermédiaires à felsiques. Sur le diagramme de classification et de nomenclature de Le Bas et al. (1986), la majorité des échantillons appartient aux domaines des andésites et des dacites (Fig. 6a). Il s’agit d’andésites, trachy--andésites, dacites, trachy-dacites et leurs équivalents sub-volcaniques. L’effet de l’altération et de la migration des éléments mobiles, tels que Na et K est testé par le diagramme de nomenclature de Winchester & Floyd (1977) (Fig. 6b): les échantillons étudiés tombent dans les mêmes domaines que ceux du diagramme TAS. Ceci indique que les échantillons analysés sont relativement frais et que l’effet de l’altération sur la mobilité des éléments chimiques peut être considérée comme négligeable. Le diagramme AFM d’Irvine & Baragar (1971) (Fig. 7a) et le diagramme de discrimination K2O (%) vs SiO2 (%) de Peccerillo & Taylor (1976) (Fig. 7b) montrent que ces roches ont une affinité calco-alcaline et appartiennent à la série moyennement potassique. Sur le diagramme A/CNK (mol. Al2O3/CaO+Na2O+K2O) vs. A/NK (mol. Al2O3/Na2O+K2O) de Maniar & Piccoli (1989), les roches magmatiques d’El Aouana tombent dans le domaine des granitoïdes type-I (Fig. 8) avec une signature métalumineuse à légèrement peralumineuse.

Figure 6.—Diagrammes de classification chimique et de nomenclature de (a) Le Bas et al. (1986) et de (b) Winchester & Floyd (1977) des roches ignées d’El Aouana.

 

Figure 7.—Caractère calco-acalin des roches ignées d’El Aouana. (a) diagramme AFM (Na2O+K2O-MgO-Fe2O3tot) de Irvine & Baragar (1971). (b) K2O vs SiO2 avec les différents domaines de Peccerillo & Taylor (1976). Mêmes symboles que ceux de la figure 6.

 

Figure 8.—Diagramme A/CNK (mol. Al2O3/(CaO+Na2O+K2O)) vs A/NK (mol. Al2O3/(Na2O+K2O)) des roches ignées d’El Aouana (d’après Maniar & Piccoli, 1989). Mêmes symboles que ceux de la figure 6.

 

D’autre part, dans les diagrammes de variation Harker, les éléments incompatibles, tels que Hf, Nb, Th, montrent des corrélations positives avec Zr, et les éléments Sr, Y et Ba avec des corrélations faiblement positives (Fig. 9). Cependant, les éléments compatibles, tels que MgO et Fe2O3tot présentent des corrélations légèrement négatives avec SiO2 (Fig. 10).

Figure 9.—Variations des alcalins et des éléments en trace en fonction du Zr (ppm). Mêmes symboles que ceux de la figure 6.

 

Figure 10.—Variations des éléments majeurs en fonction du SiO2 (wt%). Mêmes symboles que ceux de la figure 6.

 

Les spectres des éléments de terres rares (REE) des différentes formations sont presque similaires; ils sont caractérisés par un fractionnement plus ou moins important entre les terres rares légères (LREE) et les terres rares lourdes (HREE), des anomalies légèrement négatives en Eu et des spectres presque plats pour les HREE (Fig.11a). Les échantillons des microdiorites, des andésites et des dacites montrent un fractionnement modéré des spectres des terres rares [(La/Yb)N = 5,04 à 10,26)], de légères anomalies négatives parfois nulles en Eu (Eu/Eu* = 0,71 à 0,96 pour les microdiorites et 0,71 à 1 pour les andésites et les dacites) dues au fractionnement du plagioclase et des spectres des HREE sub-plats. L’échantillon de tufs présente un fractionnement modéré des LREE ([La/Yb]N = 6,52) et une anomalie légèrement négative en Eu (Eu/Eu* = 0,78) tandis que l’échantillon de pyroclastites montre un fractionnement prononcé des terres rares ([La/Yb]N = 12,80) et une anomalie positive en Eu (Eu/Eu* = 1,35). Cette dernière est causée par l’abondance relative des plagioclases dans les pyroclastites par rapport aux tufs (cf. Fig. 4e, f).

Figure 11.—(a) Spectres de terres rares normalisés aux chondrites (d’après Taylor & McLennan, 1985) et (b) les spectres des éléments en traces normalisés au manteau primitif (d’après Sun & McDonough, 1989) des échantillons d’El Aouana.

 

Dans les diagrammes multi-éléments normalisés au manteau primitif, la majorité des roches des différents faciès montrent un enrichissement en Large Ion Lithophile Elements LILE (ex: Rb, Cs, Sr) et un appauvrissement en Ba, P et en éléments à champs électrostatique élevé (HFSE) (ex: P, Nb et Ti) par rapport aux éléments de terres rares, exprimés par des anomalies positives et des anomalies négatives respectivement (Fig. 11b).

DiscussionTOP

Cristallisation fractionnée et assimilation crustaleTOP

Les corrélations observées dans les diagrammes de variation Harker pour quelques éléments majeurs et éléments en trace des échantillons d’El Aouana (Figs 9 et 10), ainsi que le parallélisme des spectres de terres rares et les spectres des teneurs multiéléments normalisés à leurs concentrations dans le manteau primitif (Fig. 11), indiquent une évolution des différents faciès à partir d’une même source magmatique. Elles indiquent également que le processus de cristallisation fractionnée a joué un rôle important dans l’évolution du magma. On note une corrélation positive entre les teneurs en Zr et Na2O, K2O, Hf, Nb et Th une corrélation légèrement négative entre les teneurs en SiO2 et MgO et Fe2O3tot. Généralement, la diminution du Fe2O3 en fonction de l’augmentation de SiO2 indique également le fractionnement des minéraux opaques tels que la magnétite et l’ilménite (vu que le Fe2O3 est l’une de composantes principales de ces minéraux). De plus, la cristallisation du clinopyroxène a également pu influencer le fractionnement de Fe2O3. La corrélation négative de MgO en fonction de SiO2 indique le fractionnement du pyroxène et de l’amphibole. Notons que l’anomalie légèrement négative en Eu observée dans la majorité des formations magmatiques d’El Aouana (Eu/Eu* = 0.71-0.96 pour les microdiorites; Eu/Eu* = 0.71-1 pour les andésites et les dacites; Eu/Eu* = 0.78 pour les pyroclastites et Eu/Eu* = 1.35 pour les tufs) indique que le fractionnement de plagioclase est important dans l’évolution de ces formations magmatiques (Fig. 11a).

D’autre part, l’assimilation de la croûte continentale durant l’évolution du magma par le processus AFC (assimilation et cristallisation fractionnée) peut être envisagée. Dans le digaramme La/Sm vs La de Blein et al. (2001) et celui de Ce/Yb vs Ce de Ajaji et al. (1998) (Fig. 12a, b), les échantillons d’El Aouana montrent des tendances sub-parallèles aux lignes qui correspondent aux processus de cristallisation fractionnée et d’AFC. A noter que la contribution de matériaux crustaux dans l’évolution des magmas métalumineux a été déjà prouvée par les études antérieures (Ouabadi, 1994; Fourcade et al., 2001; Laouar et al., 2005).

Figure 12.—Diagrammes La/Sm vs La (Blein et al., 2001) et Ce/Yb vs Ce (Ajaji et al., 1998) montrant les tendances des roches d’El Aouana. FC: cristallisation fractionnée; AFC: assimilation couplée avec la cristallisation fractionnée. Même symboles que ceux de la figure 6.

 

Source des magmasTOP

Les formations magmatiques d’El Aouana sont caractérisées par l’emplacement de diverses roches magmatiques: volcaniques (andésites, dacites, tufs et pyroclastites) et subvolcaniques (microdiorites et microgranodiorites). Elles ont une composition intermédiaire à acide. Les enclaves dans ces faciès sont en majorité magmatiques, seuls quelques rares xénolithes métasédimentaires sont observés. Ces granitoïdes possèdent des caractères minéralogiques et chimiques permettant de les classer comme des granites de type I selon la terminologie de Chappell & White (1974, 2001) avec: (1) un large intervalle de variation en SiO2 (entre 72.9 et 58.6%; tableau 1); (2) des teneurs élevées en Na2O (supérieures à 3.1% tableau 1); (3) des rapports molaires Al2O3/(Na2O+K2O+CaO) inférieurs à 1.1 (Fig. 8); (4) des variations inter éléments presque linéaires (Fig. 9 et 10). Ils peuvent être également classés comme ACG (amphibole-rich calc-alkaline granitoids) selon la définition de Barbarin (1999). Les caractéristiques pétrographiques reflètent la composition chimique de ces roches avec l’abondance de la hornblende, la présence de l’orthopyroxène et du clinopyroxène dans les roches les plus mafiques et la présence de l’apatite comme minéral accessoire. Les anomalies négatives des éléments à champs électrostatique élevé (HFSE), tels que le niobium (Nb), le phosphore (P) et le titane (Ti), observées sur les spectres multiéléments (Fig. 11) sont des empreintes communément attribuées aux magmas de zones de subduction. La genèse de ces roches ignées est donc compatible avec une mise en place dans un contexte post-collisionnel avec une assimilation crustale et une cristallisation fractionnée simultanées (AF) de magma dérivé probablement d’une croûte continentale formée lors d’une subduction antérieure.

Modèle pétrogénétique et environnement géotectoniqueTOP

En se basant sur les observations de terrain et les données pétro-géochimiques des roches magmatiques d’El Aouana, tels que la présence de failles normales, roches d’affinité calco-alcaline moyennement potassique de signature métalumineuse et de caractère de type I, on peut proposer que ce magmatisme s’est formé dans un contexte tectonique probablement extensif; contexte déjà évoqué par Villemaire (1987). Ces caractéristiques sont, ainsi, compatibles avec un environnement de mise en place post-collisionnel (Fig. 13), comme suggéré antérieurement pour le magmatisme miocène du littoral algérien (ex: Maury et al., 2000).

Figure 13.—Diagramme de discrimination tectonique Rb vs (Y+Nb) des roches ignées d’El Aouana de Pearce et al. (1984). Syn-COLG: Granites syn-collisionnels, VAG: Granites d’arcs volcaniques; WPG: Granites intra-plaques; ORG: Granites des rides océaniques; post-COLG: Granites post-collisionnels (domaine définit par Pearce (1996)). Même symboles que ceux de la figure 5.

 

Les roches magmatiques d’El Aouana possèdent des caractéristiques géochimiques similaires à celle des autres roches magmatiques miocènes du littoral algérien, telles que des teneurs élevées en éléments mobiles (ex: Rb et U), une anomalie négative en Nb, un enrichissement en LREE par rapport aux HREE. Ces caractéristiques sont également observées dans les roches ignées de Beni Touffout, de Cap Bougaroun, de Cap de Fer et de Bejaia-Amizour du NE de l’Algérie (Semroud et al., 1994; Fourcade et al., 2001; Laouar et al., 2005; Abbassene et al., 2016; Chazot et al., 2017; Laouar et al., 2018). Ces dernières ont été classées comme des roches typiques de magmas post-collisionnels probablement dérivés d’une croûte inférieure ou d’une source mantellique, enrichie, métasomatisée par des fluides de la plaque plongeante et des sédiments subductés lors d’un événement de subduction et de ‘slab break-off’ antérieur (Semroud, 1994; Maury et al., 2000; Laouar et al., 2005; Abbassene et al ., 2016; Chazot et al., 2017) et qui a subi, par la suite, une contamination par la croûte continentale selon un modèle AFC. Malgré le manque de données isotopiques, les analogies des études pétro-géochimiques des roches magmatiques d’El Aouana avec celles des roches ignées citées ci-dessus permet de les classer dans le même contexte géodynamique.

ConclusionTOP

Les études pétrologique et géochimique des granitoïdes d’El Aouana permettent d’avancer les conclusions suivantes :

•  Les roches volcaniques sont représentées par des andésites et des dacites sous forme de coulées massives, de dômes, de dykes ou de pyroclastites et tufs volcaniques. Les andésites sont composées essentiellement de plagioclase (andésine), de hornblende, de clinopyroxène et de rares cristaux d’orthopyroxène et de biotite. Les dacites sont de texture vitreuse, composées de plagioclases (andésine) et de minéraux ferromagnésiens altérés. Les microdiorites sont de texture microgrenue composées essentiellement de plagioclase (andésine), d’amphibole, de clinopyroxène et d’orthopyroxène. Les microgranodiorites sont de texture microgrenue dont le plagioclase est le minéral le plus abondant; les minéraux ferromagnésiens sont totalement altérés en chlorite et en calcite.
•  La composition chimique des différents faciès indique que ce sont des roches calco-alcalines moyennement potassiques. Les variations inter-éléments indiquent que ces roches ont évolué à partir d’un processus de cristallisation fractionnée accompagné d’une contamination crustale. Tous les faciès montrent un caractère métalumineux et possèdent des caractéristiques similaires à ceux des granitoïdes de type I de Chappell et White (1974) et des granitoïdes ACG de Barbarin (1999).
•  Les roches magmatiques d’El Aouana montrent un enrichissement en LREE par rapport aux HREE, des anomalies négatives en Eu traduites par le fractionnement du plagioclase et des spectres des HREE sub-plats. Les spectres multiéléments montrent que la plus part des roches sont riches en éléments mobiles et présentent des anomalies négatives en Nb, P et Ti. Ces caractéristiques sont similaires à celles des granitoïdes post-collisionnels, issus d’une source mantellique métasomatisée enrichie lors d’un évènement de subduction antérieur et contaminée par la croûte continentale.

REMERCIEMENTSTOP

H. Hamlaoui voudrait remercier l’Université Badji Mokhtar Annaba qui lui a octroyé un stage de courte durée en Tunisie pour effectuer des analyses à la DRX. M. Djaafar Allem est également remercié pour son assistance au cours de la préparation des échantillons et confection des lames minces. Notre gratitude va à Dr. A. Lekoui pour son soutien et assistance durant les travaux de terrain. Nous voudrons remercier beaucoup les deux reviewers: Jean-Paul Liégeois et Gilles Chazot qui ont minutieusement commenté le manuscrit et contribuée ainsi à l’amélioration de sa qualité scientifique. Notre gratitude va également à l’Editeur en Chef pour la prise en charge du manuscrit.

 

RéférencesTOP


Abbassene, F. (2016). Contraintes chronologiques et petro-géochimiques du magmatisme sur l’évolution pré- et post-collisionnelle de la marge algérienne: secteur de la Petite Kabylie. PhD Thesis, USTHB Alger/UBO Brest, 360 pp.
Abbassene, F.; Chazot, G.; Bellon, H.; Bruguier, O.; Ouabadi, A.; Maury, R.C.; Devéchère, J.; Bosch, D. & Monié, P. (2016). A 17 Ma onset for the post-collisional K-rich calc-alkaline magmatism in the Maghrebides: evidence from Bougaroun (northeastern Algeria) and geodynamic implications. Tectonophysics, 674: 114-134. https://doi.org/10.1016/j.tecto.2016.02.013
Abbassene, F.; Chazot, G.; Bellon, H.; Maury, R.C. (2019). New chronostratigraphic contraints on the emplacement of Miocène high-K calc-alkaline igneous rocks from West Edough- Cap de Fer, NE Algeria. Arabian Journal of Geosciencies, 12: 22. https://doi.org/10.1007/s12517-018-4196-9
Ahmed-Said, Y.; Leake, B.E. & Rogers, G. (1993). The petrology, geochemistry and petrogenesis of the Edough igneous rocks, Annaba, NE Algeria. Journal of African Earth Sciences (and the Middle East), 17: 111-123. https://doi.org/10.1016/0899-5362(93)90027-N
Aïte, M. O & Gélard, J. (1997). Distension néogène post-collisionnelle sur le transect de Grande--Kabylie (Algérie). Bulletin de la Société Géologique de France, 168: 423-436.
Ajaji, T.; Weis, D.; Giret, A. & Bouabdellah, M. (1998). Coeval potassic and sodic calc-alkaline series in the post-collisional Hercynian Tanncherfi intrusive complex, northeastern Morocco: geochemical, isotopic and geochronological evidence. Lithos, 45: 371-93. https://doi.org/10.1016/S0024-4937(98)00040-1
Auzende, J.M.; Bonnin, J. & Olivet, J.L. (1973). The origin of the Western Mediterranean basin. Journal of the Geological Society London, 129: 607-620. https://doi.org/10.1144/gsjgs.129.6.0607
Auzende, J.M.; Bonnin, J. & Olivet, J.L. (1975). La mage nord-africaine considérée comme marge active. Bulletin du Service Géologique de France, 17(7): 486-495. https://doi.org/10.2113/gssgfbull.S7-XVII.4.486
Barbarin, B. (1999). A review of the relationships between granitoid types, their origins and their geodynamic environments. Lithos, 46: 605-626. https://doi.org/10.1016/S0024-4937(98)00085-1
Belanteur, O.; Bellon, H.; Maury, R.C.; Ouabadi, A.; Coutelle, A.; Semroud ,B.; Megartsi, M. & Fourcade, S. (1995). Le magmatisme miocène de l’Est de l’Algérois: géologie, géochimie et géochronologie 40K-40Ar. Comptes Rendus de l’Académie des sciences Paris, série IIa, 321: 489-496.
Belayouni, H.; Brunelli, D.; Clocchiatti, R.; Brunelli, D.; Clocchiatti, R.; Di Staso, A.; Hassani, I.E.E.A.E.; Guerrera, F.; Kassaa, S.; Ouazaa, N.L.M.; Manuel, M.M.; Serrano, F. & Tramontana, M. (2010). La Galite Archipelago (Tunisia, North Africa): stratigraphic and petrographic revision and insights for geodynamic evolution of the Maghrebian Chain. Journal of African Earth Sciences, 56: 15-28. https://doi.org/10.1016/j.jafrearsci.2009.05.004
Bellon, H. (1981a). Chronologie radiométrique K-Ar des manifestations magmatiques autour de la Méditerranée occidentale entre 33 et 1 Ma. In: Sedimentary basins of Mediterranean margins (Wezel, F.C., Ed.), C.N.R. Italian Project of Oceanography, Tecnoprint, Bologna, 341-360.
Benali, H.; Semroud, B. & Kolli, O. (2003). Caractéristiques des dômes périphériques du complexe magmatique d’El Aouana (Jijel, Algérie). Bulletin du Service Géologique de l’Algérie, 14: 3-14.
Benito, R.; López-Ruiz, J.; Cebriá, J.M.; Hertogen, J.; Doblas, M.; Oyarzun, R. & Demaiffe, D. (1999). Sr and O isotope constraints on source and crustal contamination in the high-K calc-alkaline and shoshonitic Neogene volcanic rocks of SE Spain. Lithos, 46: 773-802. https://doi.org/10.1016/S0024-4937(99)00003-1
Blein, O.; Lapierre, H. & Schweickert, R.A. (2001). A Permian island-arc with a continental basement: the Black Dyke Formation Nevada, North American Cordillera. Chemical Geology, 175: 543-566. https://doi.org/10.1016/S0009-2541(00)00357-0
Bosch, D.; Hammor, D.; Mechati, M.; Fernandez, L.; Bruguier, O.; Caby, R. & Verdoux, P. (2014). Geochemical study (major, trace elements and Pb-Sr-Nd isotopes) of mantle material obducted onto the North African margin (Edough Massif, North Eastern Algeria): Tethys fragments or lost remnants of the Liguro--Provençal basin. Tectonophysics, 626: 53-68. https://doi.org/10.1016/j.tecto.2014.03.031
Bouyahiaoui, B.; Sage, F.; Abtout, A.; Klingelhoefer, F.; Yelles-Chaouche, K.; Schnürle, P.; Marok, A.; Déverchère, J.; Arab, M.; Galve, A. & Collot, J.Y. (2015). Crustal structure of the eastern Algerian continental margin and adjacent deep basIn: implications for late Cenozoic geodynamic evolution of the western Mediterranean. Geophysical Journal International, 201: 1912-1938. https://doi.org/10.1093/gji/ggv102
Carminati, E.; Wortel, M.J.R.; Spakman, W. & Sabadini, R. (1998a). The role of slab detachment processes in the opening of the western-central Mediterranean basins: some geological and geophysical evidence. Earth and Planetary Science Letters, 160: 651-665. https://doi.org/10.1016/S0012-821X(98)00118-6
Carminati, E.; Wortel, M.J.R.; Meijer, P.T. & Sabadini, R. (1998b). The two-stage opening of the western-central Mediterranean basins: a forward modeling test to a new evolutionary model. Earth and Planetary Science Letters, 160: 667-679. https://doi.org/10.1016/S0012-821X(98)00119-8
Carminati, E.; Lustrino, M. & Doglioni, C. (2012). Geodynamic evolution of the central and western Mediterranean: Tectonics vs. igneous petrology constraints. Tectonophysics, 579: 173-192. https://doi.org/10.1016/j.tecto.2012.01.026
Chappell, B.W & White, A.J.R. (1974). Two contrasting granite types. Pacific Geology, 8: 173-174.
Chappell, B.W & White, A.J.R. (2001). Two contrasting granite types: 25 years later. Australian Journal of Earth Sciences, 48: 489-499. https://doi.org/10.1046/j.1440-0952.2001.00882.x
Chazot, G.; Abbassene, F.; Maury, R.C.; Déverchère, J.; Bellon, H .; Ouabadi, A. & Bosch, D. (2017). An overview on the origin of post-collisional Miocene magmatism in the Kabylies (northern Algeria): Evidence for crustal stacking, delamination and slab detachment. Journal of African Earth Sciences, 125: 27-41. https://doi.org/10.1016/j.jafrearsci.2016.10.005
Cohen, C.R. (1980). Plate tectonic model for the Oligo-Miocene evolution of the western Mediterranean. Tectonophysics, 68: 283-311. https://doi.org/10.1016/0040-1951(80)90180-8
Coulon, C.; Maluski, H.; Bollinger C. & Wang, S. (1986). Mesozoic and Cenozoic volcanic rocks from central and southern Tibet 39Ar/40Ar dating, petrological characteristics and geodynamic significance. Earth and Planetary Science Letters, 79: 281-302. https://doi.org/10.1016/0012-821X(86)90186-X
Crespo-Blanc, A.; Orozco, M. & Garcia-DueAas, V. (1994). Extension versus compression during the Miocene tectonic evolution of the Betic choir. Late folding of fault systems. Tectonics, 13(1): 78-88. https://doi.org/10.1029/93TC02231
Davies, H.J. & Von Blanckenburg, F. (1995). Slab breakoff: A model of lithosphere detachment and its test in the magmatism and deformation of collisional orogens. Earth and Planetary Science Letters, 129: 85-102. https://doi.org/10.1016/0012-821X(94)00237-S
De Larouzière, F.D.; Bolze, J.; Bordet, P.; Hernandez, J.; Montenat, C. & Ott d’Estevou, P. (1988). The Betic segment of the lithospheric Trans- Alboran shear zone during the Late Miocene, Tectonophysics, 152: 41-52. https://doi.org/10.1016/0040-1951(88)90028-5
Decrée, S.; Baele, J. M.; De Putter, T.; Yans, J.; Clauer, N.; Dermech, M.; Aloui, K. & Marignac, C. (2013). The Oued Belif hematite-rich breccia (Nefza Mining District, NW Tunisia): a potential candidate for a Miocene small-scale iron oxide copper gold (IOCG) deposit in Northern Tunisia. Economic Geology, 108: 1425-1457. https://doi.org/10.2113/econgeo.108.6.1425
Decrée, S.; Marignac, C.; Liégeois, J. P.; Yans, J.; Ben Abdallah, R. & Demaiffe, D. (2014). Miocene magmatic evolution in the Nefza district (Northern Tunisia) and its relationship with the genesis of polymetallic mineralizations. Lithos, 18: 240-258. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2014.02.001
DePaolo, D.J. (1981). Trace element and isotopic effects of combined wallrock assimilation and fractional crystallization. Earth and Planetary Science Letters, 53: 189-202. https://doi.org/10.1016/0012-821X(81)90153-9
Dewey, J.F.; Pitman, W.C.; Ryan, W.B.F. & Bonnin, J. (1973). Plate tectonics and the evolution of the Alpine system. Geological Society of America Bulletin, 84: 3137-3180. https://doi.org/10.1130/0016-7606(1973)84<3137:PTATEO>2.0.CO;2
El Azzouzi, M.h.; Bernard-Griffiths, J.; Bellon, H.; Maury, R.C.; Piqué, A.; Fourcade, S.; Cotten, J. & Hernandez, J. (1999). Evolution des sources du volcanisme marocain au cours du Néogène. Comptes Rendus de l’Académie des sciences Paris, 329: 95-102. https://doi.org/10.1016/S1251-8050(99)80210-9
El Azzouzi, M.h.; Maury, R.C.; Fourcade, S.; Coulon. C.; Bellon, H.; Ouabadi, A.; Semroud, B.; Megartsi, M.h.; Cotten, J.; Belanteur, O.; Louni-Hacini, A.; Coutelle. A.; Piqué, A.; Capdevila, R.; Hernandez, J.; Rehault, J.P. (2003). Evolution spatial et temporelle du magmatisme néogène de la marge septentrionale du Maghreb: manifestation d’un détachement lithosphérique. Service Géologique du Maroc, 447:107-116.
El Bakkali, S.; Gourgaud, A.; Bourdier, J. L.;. & Gundogdu, N. (1998). Post-collision Neogene volcanism of the Eastern Rif (Morocco): magmatic evolution through time. Lithos, 45: 523-543. https://doi.org/10.1016/S0024-4937(98)00048-6
Elliott, T.; Plank, T.; Zindler, A.; White, W. & Bourdon, B. (1997). Element transport from slab to volcanic front at the Mariana arc. Journal of Geophysical Research, 102: 0148-0227. https://doi.org/10.1029/97JB00788
Fourcade, S.; Capdevila, R.; Ouabadi, A. & Martineau, F. (2001). The origin and geodynamic significance of the Alpine cordierite-bearing granitoids of northern Algeria. A combined petrological, mineralogical, geochemical and isotopic (O, H, Sr, Nd) study. Lithos, 57: 187-216. https://doi.org/10.1016/S0024-4937(01)00034-2
Gill, J.B. (Ed.) (1981). Orogenic Andesites and Plate Tectonics. Springer-Verlag, Heidelberg-New York, 390 pp. https://doi.org/10.1007/978-3-642-68012-0
Grove, T.L. & Kinzler, R. (1986). Petrogenesis of Andesites. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 14: 417-454. https://doi.org/10.1146/annurev.ea.14.050186.002221
Harris, N.B.W.; Pearce, J.A. & Tindle, A.G. (1986). Geochemical characteristics of collision zone magmatism. In: Collision Tectonics (Coward, M.P. & Ries, A.C., Eds). Geological Society of London, Special Publications, 19: 67-82. https://doi.org/10.1144/GSL.SP.1986.019.01.04
Hawkesworth, C.J.; Gallagher, K.; Hergt, J.M. & McDermott, F. (1993). Trace element fractionation processes in the generation of island arc basalts. Philosophical Transactions of the Royal Society of London, Series A, 342: 179-19. https://doi.org/10.1098/rsta.1993.0013
Hernandez, J. & Bellon, H. (1985). Chronologie K-Ar du volcanisme miocène du Rif oriental (Maroc): implications tectoniques et magmatologiques. Revue de Géologie Dynamique et de Géographie Physique, 26: 85-94.
Hilly, J. (1962). Etude géologique du massif de l’Edough et du Cap de Fer (Est-Constantinois). Publications du Service de la Carte Géologique de l’Algérie, (-Nouvelles séries) N° 19, 408 p.
Irvine, T.N. & Baragar, W.R.A. (1971). A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks. Canadian Journal of Earth Sciences, 8: 523-548. https://doi.org/10.1139/e71-055
Laouar, R. (2002). Petrogenetic and metallogenetic studies of the Tertiary igneous complexes of northeast Algeria: a stable isotope study. PhD Thesis, University of Annaba, Algeria, 171 pp.
Laouar, R.; Boyce, A.J.; Arafa, M.; Ouabadi, A. & Fallick, A.E. (2005). Petrological, geochemical, and stable isotope constraints on the genesis of the Miocene igneous rocks of Chetaibi and Cap de Fer (NE Algeria). Journal of African Earth Sciences, 41: 445-465. https://doi.org/10.1016/j.jafrearsci.2005.06.002
Laouar, R.; Lekoui, A.; Bouima T.; Salmi-Laouar, S.; Bouhlel, S.; Abdallah, N.; Boyce, A.J.; & Fallick, A.E. (2018). Petrology, geochemistry and stable isotope studies of the Miocene igneous rocks and related sulphide mineralisation of Oued Amizour (NE Algeria). Ore Geology Reviews, 101: 312-329. https://doi.org/10.1016/j.oregeorev.2018.07.026
Laouar, R.; Satouh, A.; Salmi-Laouar, S.; Abdallah, N.; Cottin, J.Y.; Bruguier, O.; Bosch, D.; Ouabadi, A.; Boyce, A.J. & Fallick, A.E. (2016). Petrological, geochemical and isotopic characteristics of the Collo ultramafic rocks (NE Algeria). Journal of African Earth Sciences, 125: 59-72. https://doi.org/10.1016/j.jafrearsci.2016.10.012
Le Bas, M.J.; Le Maitre, R.; Streckeisen, A. & Zanettin, B. (1986). A chemical classification of volcanic rocks based on the total alkali-silica diagram. Journal of Petrology, 27: 745-750. https://doi.org/10.1093/petrology/27.3.745
Louni-Hacini, A.; Bellon, H.; Maury, R.; Megartsi, M.; Coulon, C.; Semroud, B.; Cotten, J. & Coutelle, A. (1995). Datation 40K-40Ar de la transition du volcanisme calco-alcalin au volcanisme alcalin en Oranie au Miocène supérieur. Comptes Rendus de l’Académie des Sciences Paris, 321: 975-982.
Lustrino, M. & Wilson, M. (2007). The circum-Mediterranean anorogenic Cenozoic igneous province. Earth-Science Reviews, 81: 1-65. https://doi.org/10.1016/j.earscirev.2006.09.002
Lustrino, M.; Duggen, S. & Rosenberg, C.L. (2011). The Central-Western Mediterranean: Anomalous igneous activity in an anomalous collisional tectonic setting. Earth-Science Reviews, 104: 1-40. https://doi.org/10.1016/j.earscirev.2010.08.002
Maniar, P.D. & Piccoli, P.M. (1989). Tectonic discrimination of granitoids. Geological Society of America Bulletin, 101: 635-643. https://doi.org/10.1130/0016-7606(1989)101<0635:TDOG>2.3.CO;2
Maury, R.C.; Fourcade, S.; Coulon, C.; Bellon, H.; Coutelle, A.; Ouabadi, A.; Semroud, B.; Megartsi, M.h.; Cotten, J. & Belanteur, O. (2000). Post-collisional Neogene magmatism of the Mediterranean Maghreb margIn: a consequence of slab breakoff. Comptes Rendus de l’Académie des sciences Paris, Série IIA, 331: 159-173. https://doi.org/10.1016/S1251-8050(00)01406-3
Mitchell, J.G.; Ineson, P.R. & Miller, J.A. (1988). Radiogenic argon and major-element loss from biotiteduring natural weathering: A geochemical approach to the interpretation of potassium-argon ages of detrital biotite. Chemical Geology: Isotope Geoscience, 72: 111-126. https://doi.org/10.1016/0168-9622(88)90060-7
Ouabadi, A. (1994). Pétrologie, géochimie et origine des granitoïdes peralumineux à cordiérite (Cap Bougaroun, Beni-Toufout et Filfila), Algérie Nord Orientale, PhD Thesis, Université de Rennes I de France, 257 pp.
Pearce, J.A. (1983). The role of sub-continental lithosphere magma genesis at destruction plate margin. In: Continental basalts and mantle xenoliths, Nantwich, Cheshire (Hawkesworth, C.J. & Norry, M.J., Eds.), Shiva Publications, 230-249.
Pearce, J.A. (1996). Source and setting of granitic rocks. Episodes, 19: 120-125. https://doi.org/10.18814/epiiugs/1996/v19i4/005
Pearce, J.A.; Harris, N.B.W. & Tindle, A.J. (1984). Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks. Journal of Petrology, 25: 956-83. https://doi.org/10.1093/petrology/25.4.956
Pearce, J.A. & Parkinson, I.J. (1993). Trace element models for mantle melting: Application to volcanic arc petrogenesis. Geological Society Special Publications, 76: 373-403. https://doi.org/10.1144/GSL.SP.1993.076.01.19
Peccerillo, A. & Taylor, S.R. (1976). Geochemistry of Eocene calc-alkaline volcanic rocks from theKastamonu area, northern Turkey. Contributions to Mineralogy and Petrology, 58: 63-81. https://doi.org/10.1007/BF00384745
Peccerillo, A. (1999). Multiple mantle metasomatism in centralsouthern Italy: geochemical effects, timing and geodynamic implications. Geology, 27: 315-318. https://doi.org/10.1130/0091-7613(1999)027<0315:MMMICS>2.3.CO;2
Penven, M.J. & Zimmermann, J.L. (1986). A Langhian K-Ar age of calc-alkaline plutonism in Kabylie de Collo (Algeria). Comptes Rendus de l’Académie des Sciences Paris, 303: 403-406.
Rekhiss, F. (1984). Les roches intrusives miocènes de l’île de La Galite (Tunisie): microgranodiorite à hypersthène et microgranite monzonitique. PhD Thesis, Université Pierre et Marie Curie, Paris, 230 pp.
Robin, C. (1970). Etude géodynamique du massif volcanique de Cap Cavallo. Thése de 3ème Cycle, Université Pierre et Marie Curie, Paris VI, 130 pp.
Semroud, B.; Maury, R.C.; Ouabadi, A.; Cotten, J.; Fourcade, S.; Fabriès, J. & Gravelle, M. (1994). Géochimie des granitoïdes miocènes de Bejaia-Amizour (Algérie du Nord). Comptes Rendus de l’Académie des Sciences Paris, 319: 95-102.
SGA, (Service Géologique de l’Algérie) (2009). Notice explicative de la carte-minute géologique des feuilles de Taza-Jijel (n°27-28) à 1/50 000. Rapport interne, 32 pp. (inédit).
Spakman, W. & Wortel, R. (2004). A tomographic view on Western Mediterranean Geodynamics. In: The TRANSMED Atlas. The Mediterranean Region from Crust to Mantle, 31-52. https://doi.org/10.1007/978-3-642-18919-7_2
Sun, S.S. & McDonough, W. (1989). Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. Geological Society, London, Special Publications, 42: 313-345. https://doi.org/10.1144/GSL.SP.1989.042.01.19
Talbi, F.; Jaafari, M. & Tlig, S. (2005). Magmatisme néogène de la Tunisie septentrionale: pétrogenèse et événements géodynamiques. Revista de la Sociedad Geológica de España, 18: 241-252.
Tatsumi, Y. (1989). Migration of fluid phases and genesis of basalt magma in subduction zones. Journal of Geophysical Research, 94: 4697-4707. https://doi.org/10.1029/JB094iB04p04697
Tayeb, G. (1956). Géologie et minéralisation du massif éruptif de Cavallo. Bulletin Scientifique et économique du Bureau de recherches minières de l’Algérie, 4: 5-41.
Taylor, S.R. & McLennan, S.M. (EDS.) (1985). The Continental Crust: Its composition and evolution: an examination of the geochemical record preserved in sedimentary rocks. Blackwell, Oxford, 312pp.
Turner, S.; Arnaud, N.; Liu, J.; Rogers, N.; Hawkesworth, C.; Harris, N.; Kelley, S.; Van Calsteren, P. & Deng, W. (1996). Post-collision, shoshonitic volcanism on the Tibetan plateau: Implications for convective thinning of the lithosphere and the source of ocean island basalts. Journal of Petrology, 37: 45-71. https://doi.org/10.1093/petrology/37.1.45
Vila, J.M. (1980). La chaîne alpine de L’Algérie orientale et des confins algéro-tunisiens. PhD Thesis, Université de Pierre et Marie Curie, Paris VI, 663 pp.
Villemaire, C. (1987). Les amas sulfurés du massif miocène d’El Aouana (Algérie). Dynamisme de mise en place des roches volcaniques et implications métallogéniques. Journal of African Earth Sciences, 7: 133-148. https://doi.org/10.1016/0899-5362(88)90060-7
Winchester, J.A. & Floyd, P.A. (1977). Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation product using immobile elements. Chemical Geology, 20: 325-343. https://doi.org/10.1016/0009-2541(77)90057-2
Zeck, H.P. (1996). Betic-Rif orogeny: subduction of Mesozoic Tethys lithosphere under eastward drifing Iberia, slab detachment shortly before 22 Ma, and subsequent uplift and extensional tectonics. Tectonophysics, 254: 1-16. https://doi.org/10.1016/0040-1951(95)00206-5
Zeck, H.P.; Kristensen, A.B. & Williams, I.S. (1998). Post-collisional volcanism in a sinking slab setting-crustal anatectic origin of pyroxene-andesitic magma, Caldear Volcanic Group, Neogene Alborán volcanic province, southeastern Spain. Lithos, 45: 499-522. https://doi.org/10.1016/S0024-4937(98)00047-4



Copyright (c) 2020 Consejo Superior de Investigaciones Científicas (CSIC)

Licencia de Creative Commons
Esta obra está bajo una licencia de Creative Commons Reconocimiento 4.0 Internacional.


Contacte con la revista estudios.geologicos@igeo.ucm-csic.es

Soporte técnico soporte.tecnico.revistas@csic.es