La naissance d’une dorsale océanique

                               La naissance d’une dorsale océaniques

La théorie de la tectonique des plaques implique la formation d’«une dorsale, elle repose sur quelques faits et sur beaucoup de déduction.  Tous commence avec un continent très plat, très ancien (Afrique, Eurasie). La Terre dégage de la chaleur

La Terre dégage de la chaleur ; D’où vient cette chaleur ?

3 sources sont possible :

-la radioactivité( principalement présent dans le manteau (uranium)

- le refroidissement du noyau( très long encore 3 ou 4 milliards d’année)

-Cristallisation de la graine ( noyau : fer et nickel) : le fer et le nickel se transforme en cristaux, les cristaux dégage de l’énergie

Schéma 1

Quant il y a beaucoup de chaleur les molécules s’agitent, la masse volumique diminue, le volume augmente, cela provoque la remontée de matériaux chauds.  

Schéma 2

Les remontées vont provoquées des bombements de 2 à 3 Km de la croûtes continentale.

Schéma 3

Cette croûtes finie par se fissuré puis par ce taillée. Ces failles sont plutôt courbes ont les appellent les failles listrique.

Schéma 4

Les matériaux chauds continuent de montées, la contrainte verticale devient une contrainte horizontale. Il y a divergence des deux plaques ( elles s’écartent)

Le bloc central perd de l’altitude. Mais la contrainte est toujours là, des failles listriques vont apparaître.

Schéma 5

Des contraintes verticales continuent, d’autres failles listriques apparaissent, les blocs basculent le long de la pente courbe. C’est bloc basculé existe, on peut les voir. Par contre, on ne peut pas le voir basculer.

Schéma 6

Schéma 7

Le rifting est la naissance de la dorsale. Ce rif ting à lieu en général sous un océan. Donc, des sédiments se déposent, ce sont les sédiments ante rift. Pendant que le bloc bascule (plusieurs millions d’années) les sédiments symrift se déposent en éventaillistes sur les bloc basculé. Lorsque les blocs auront fini de basculé, les sédiments vont se redéposer à l’horizontal, ce sont les sédiments post rift.

Schéma 8

Au fur et à mesure de la divergence, la croûtes continentale s’amincit au point de la remontée. Les roches du manteaux qui remontent sont très chaudes mais elles restent solides à cause de la pression. Toutefois à cause de amincissement de la croûte, il se produit une forte dépression. La roche très chaudes entrent en fusion partielle ( 15-20%). Elle forme un magma qui s’infiltre par les fissures de la croûte et arrive même à la surface. On considère que à partir de ce moment là, le rif ting est terminé. Le magma refroidie et donne 3 roches : le basalte, le gabbro et la péridotite qui sont les trois roches qui composent la croûte océanique.

Schéma 9

Le rif ting dure entre 5 et 20 millions d’années, il y a un b on exemple de rif ting en Afrique, c’est donc un bon sujet d’études pour les géologues. D’autres rif ting ont eu lieu mais ne se sont jamais fini. Par exemple en Bretagne.  

Le diagramme pression température. En laboratoire, on a réalisé des conditions de pression et de température pour voir ce que devenaient les roches et les minéraux, c’est se que l’on appelle le diagramme pression température. Toutes ces conditions n’existent pas dans la température mais elles ont permis de définir trois états pour la roche : l’état solide, l’état solide liquide (magma) et l’état liquide. Ces trois états sont séparés par deux droites que l’on appelle solidus et liquidus. Les conditions existantes sur Terre sont représentées sur ce diagramme, on les appelle les géotherme.

Définition géotherme : c’est l ‘évolution de la pression et de la température en fonction de la profondeurs. 

Le géotherme sous une croûte océanique ne croise jamais le solidus. Elle ne devient donc jamais magma. Par contre, sous une dorsale, la roche qui remonte croise son solidus vers une centaine de Km, elle devient donc magma. Et le recroise vers une 20 aine de Km, elle redevient donc solide. Toyefois en réalité, l’inertie thermique des roches et telles qu’il y a un décalage temporel, elle fond lentement et se refroidie lentement.

 Cristallisation fractionnée  

Schéma 1

Sous la dorsale, le magma se forme localement. Les mouvements de convections brassent ce magma. Les éléments les plus léger ont tan dense à aller vers le haut de la chambre, les éléments les plus lourd vers le bas de cette chambre. Au sommet de cette chambre, le magma refroidit très vite et donne du basalte. On trouvera donc dans ce basalte des petits cristaux, des bulles de gaz ( CO2), tout le reste n’aura même pas le temps de ce cristalliser, cela devient du verre.Il a une structure microlithique. On milieu, le magma donne du gabbro qui est composé de gros cristaux, il a une structure holocristalline.  En bas le magma se transforme en péridotite qui est composé de gros cristaux, il a donc une structure holocristalline.

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