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.

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).

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.

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).

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