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. Hamlaoui^1,2, R. Laouar^1,3,*, 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

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).

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).

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):

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).

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).

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.

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.

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 Fe₂O_3tot présentent des corrélations légèrement négatives avec SiO₂ (Fig. 10).

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).

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 Fe₂O_3tot. 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).

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).

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 :

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.

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