LA STRUCTURE INTERNE DU GLOBE Il est possible d’étudier de façon directe seulement les quelques premiers km de profondeur de la Terre. L’étude des forages est insuffisante car les plus profonds ne dépassent pas 12km, alors que le rayon de la Terre = 6370 km. Pour déterminer la structure interne de la Terre, les géologues ont donc eu recours à des méthodes indirectes, telles que la géophysique. C’est pourquoi, nous verrons successivement la séismologie, la gravimétrie et le magnétisme qui sont des méthodes utilisées en géophysiques. Données fournies par la séismologie Définitions Séisme : rupture brutale de roches en profondeur, soumises à des tensions qui s’accumulent pendant des années ou des siècles ; Foyer ou hypocentre : lieu du séisme où se produit la rupture ; Epicentre : zone située à la surface du globe à la verticale du foyer ; Sismographe : appareil permettant d’enregistrer des ondes sismiques ; Sismogramme : courbe dessinée par le sismographe. L’appareillage Le sismographe est composé d’un pendule de grande masse (ayant une forte inertie) fixé sur un support qui est solidaire au sol (voir figure ci-dessous). En cas de secousse, c’est le mouvement relatif du support par rapport à la masse pesante du pendule qui est enregistré. Les courbes enregistrées ou sismogrammes (voir figure ci-dessous) permettent de distinguer trois types d’ondes dont les vitesses de propagation sont fonction des caractéristiques des milieux traversés (élasticité, densité, ….). Celles qui sont enregistrées en premier par le sismographe sont celles qui sont arrivées le plus rapidement du foyer du séisme. On les appelle les ondes P (premières), elles sont rapides, ce sont des ondes longitudinales de compression et de décompression se déplaçant dans les milieux solides ou fluides. Les secondes représentent les ondes S (secondaires), plus lentes à se propager. Elles sont des ondes transversales de cisaillement se déplaçant dans les solides (pas en milieu liquide). Les troisièmes sont les ondes L, ce sont des ondes de surface encore plus lentes et correspondent à un mouvement de torsion. Elles se subdivisent en ondes Q transversales et en ondes R (ou de Rayleigh), elliptiques nées de l’interférence des ondes P et S. Vitesse des différentes ondes Si pour un même séisme, on porte sur un graphique les temps d’arrivée des ondes P, S et L en fonction de la distance à l’épicentre, on obtient des courbes qui indiquent la vitesse de propagation des ondes ou courbes hodographes. Les ondes L ont une vitesse constante, on en déduit que le milieu parcouru ne change pas de propriétés avec l’éloignement du foyer. Les ondes P et S ont des vitesses croissantes en fonction des distances parcourues. Etant donné que la vitesse de propagation d’une onde est fonction de la densité du milieu traversé, on en déduit que les ondes qui traversent les couches profondes du globe circulent dans des milieux différents de ceux de la surface. La Terre n’étant pas un milieu homogène, on envisagera le comportement des ondes à travers des milieux différents. Comportement des ondes et structure de la Terre On appelle rayon (rai) sismique, une ligne perpendiculaire à la surface d’onde le long de laquelle l’énergie se déplace. Les surfaces sont des sphères et les rais des droites lorsque l’onde se déplace dans un milieu isotrope. Il en est de même en milieu anisotrope où la vitesse de propagation varie. On considère deux milieux isotropes superposés, on applique en première approximation aux rayons sismiques les lois de Descartes établissant les relations géométriques entre rayon incident, rayon réfléchi et rayon réfracté. Dans le cas d’un séisme, un phénomène apporte ici quelques complications ; en effet, à une onde de compression (P) unique incidente, correspondent deux ondes réfléchies (P et S) et deux ondes réfractées (P et S). Pour une incidence maximale, on aura une réflexion maximale. Il est montré que la vitesse des ondes croît avec la profondeur. Ainsi on peut imaginer un milieu composé de plusieurs lames caractérisées par des vitesses croissantes avec la profondeur. L’enregistrement de ce trajet donnera une onde dont la concavité est tournée vers le haut. A une certaine profondeur, il y a réflexion totale car l’angle d’incidence ne permet plus une réflexion, l’onde se déplace alors par réflexions successives de bas en haut vers la surface de la Terre. Sismique et structure interne du globe Quand une onde atteint une discontinuité (frontière séparant 2 milieux de propriétés physiques différentes), l’onde se réfléchit ou se réfracte. La vitesse de propagation des ondes dépend des caractéristiques du milieu dans lequel elle se propage : pression, température, composition. La première caractéristique d’une onde est le temps de parcours entre l’hypocentre et le point d’enregistrement. La figure montre qu’une onde P2 (rouge) ayant pénétré en profondeur dans un milieu à grande vitesse peut arriver avant une onde directe P1 (bleu) malgré la plus grande distance parcourue. L’onde P2 étant associable à une onde S un peu plus lente, a donc subi une réfraction (ou une réflexion totale) ce qui la distingue de P1. Ce qui conduit à distinguer une discontinuité en profondeur. P1 P2 Mise en évidence d’une discontinuité entre le manteau et le noyau Les stations situées jusqu’à 11500 km (105°) de l’épicentre d’un séisme enregistrent des ondes P et S directes. Au delà de cette limite et jusqu’à 14500 km (142°), il existe ce qu’on appelle la zone d’ombre, qui est une zone où les stations n’enregistrent pas les ondes directes dues au séisme. Ensuite, seules les ondes P réapparaissent. Cette zone d’ombre est due au fait que les ondes sont réfractées deux fois sur une discontinuité interne. Les calculs amènent à penser que cette discontinuité est située à 2900 km de profondeur, elle est appelée discontinuité de Gutenberg, séparant le manteau du noyau. Le fait que les ondes S ne réapparaissent pas conduit à conclure que ce noyau est liquide (les ondes S ne se propagent pas dans les liquides). Etude des vitesses des ondes en fonction de la profondeur. La courbe suivante présente la vitesse des ondes P et S en fonction de la profondeur : . Toutes les stations d’observation à la surface du globe enregistrent le même type de courbe. On peut donc penser que le globe est composé d’enveloppes concentriques. Sur le diagramme on peut remarquer trois « cassures » nettes dans les courbes : - au tout début de la courbe (entre 10 et 70 km de profondeur) augmentation très rapide de la vitesse, - à 2900 km de profondeur, grande chute de la vitesse, - à 5 400 km, augmentation brutale. Ces cassures mettent en évidence 3 discontinuités dans la constitution de la terre : - Le Moho (Mohorovicic) entre 10 et 70 km de profondeur, - la discontinuité de Gutenberg à 2900 km, - la discontinuité de Lehman à 5400 km. Ces 3 discontinuités délimitent 4 enveloppes concentriques constituant le globe : la croûte, le manteau, le noyau, la graine. Structure du manteau Une analyse fine du comportement des ondes P, permet de subdiviser le manteau en trois sous unités : - Le manteau supérieur (la vitesse des ondes P Vp= 8,1 km/s) qui forme avec la croûte la lithosphère (état rigide), dont la limite se situe aux environs de 100 à 150 km. Cette limite est appelée LVZ (low velocity zone); - Le manteau moyen ou asthénosphère, zone de moindre résistance à l’état semi fondu, les vitesses des ondes P (Vp) diminuent ente 100 et 150 km de profondeur puis augmentent jusqu’à 10 km/s ; - Le manteau profond ou Mésosphère où les vitesses des ondes P (Vp) sont de l’ordre de 13km/s. MODELE SISMOLOGIQUE DE LA TERRE Il est établi par l’interprétation des données fournies par les sismographes lors des enregistrements des séismes. La vitesse de propagation des ondes sismiques est basée sur le module d’élasticité et densité du milieu traversé. Modèle sismologique de référence ou PREM (Preliminary Reference Earth Model). Epaisseur - océans → 6km - continents → 30 km - profondeur → 670 km - profondeur → 2900 km - profondeur → 5150 km densités ρ < 3,3 ρ : 2,7 → 3,0 ρ : 4,0 → 5,6 ρ : 9,9 → 12,8 ρ : 12,8 → 13,1 Croûte : ------------------------------------- discontinuité : Mohorovicic ("Moho") Manteau supérieur : -----------------------------------------------------------------------LVZ Manteau inférieur : ρ : 4,0 ------------------------------------ -------discontinuité majeure : Gutenberg Noyau : liquide : ρ : 9,9 Graine : solide MODELE MINERALOGIQUE, CHIMIQUE ET PETROGRAPHIQUE DE LA TERRE Composition du manteau de de la croûte http://mon.univ-montp2.fr/courses/GLST101/document/R%E9sum%E9s_de_cours/1_La_geosphere/index.html L’écorce terrestre ou la croûte Deux types de croûtes existent, très différentes, mais le passage continu de l'une à l'autre est fréquent sur une même plaque. Croûte océanique : OPHIOLITES Elle occupe 55% de la surface de la géosphère. Sa structure simple et sa composition basaltique, sont connues par forage sismique et grâce aux parties de croûte océanique qui ont été engagées dans des phénomènes d'obduction. La croûte océanique se forme à partir de magmas basaltiques issus de la fusion partielle du manteau à l'aplomb des rides médio-océaniques (voir partie tectonique globale). Les gabbros ont cristallisé en profondeur aux flancs de la chambre magmatique, les filons de dolérite ont amené le magma au fond de l'océan où il s'est épanché et s'est solidifié sous forme de Pillow-lavas ou laves en coussin. http://mon.univ-montp2.fr/courses/GLST101/document/R%E9sum%E9s_de_cours/1_La_geosphere/index.html Croûte continentale Recouvrant 45% de la surface de la géosphère (30% émergée, 15% immergée), sa densité est 2,7 et son épaisseur moyenne 40 km (mais avec de grandes variations, de 20 à 70 km). La structure de la croûte continentale est très complexe, très hétérogène aussi bien verticalement qu'horizontalement et reflète une histoire longue et multi épisodique. La croûte continentale superficielle, dont l'épaisseur varie de 0 à quelques milliers de mètres, est constituée de roches de nature très variée, formées à la surface de la géosphère, et que l'on appelle les Roches Sédimentaires. La croûte continentale supérieure est formée de Roches Métamorphiques, roches d'origines variées ayant recristallisé en profondeur sous l'action de l'élévation de la température et de la pression. Dans ces roches métamorphiques sont venues se mettre en place des magmas essentiellement granitiques, provenant de la fusion partielle de la croûte continentale en profondeur et qui ont cristallisé en Plutons et en Batholites de granite s.l. La croûte continentale inférieure est composée de roches ultramétamorphiques (Granulites) et d'intrusions basiques provenant de magmas issus du manteau. http://mon.univ-montp2.fr/courses/GLST101/document/R%E9sum%E9s_de_cours/1_La_geosphere/index.html Données fournies par la gravimétrie La gravimétrie est la science de la mesure et de l’étude de la pesanteur, c’està-dire de l’accélération que subit un corps au repos à la surface de la Terre, ou d'une autre planète. La pesanteur résulte donc de la force gravitationnelle exercée par la Terre, mais aussi par les autres astres (Lune, Soleil, planètes), et de l’effet centrifuge dû à la rotation de la Terre ou de la planète. Elle nous renseigne sur le dynamisme de notre globe et nous aide à mieux connaître la forme et la constitution des différentes enveloppes. La Gravité et Géoïde On appelle pesanteur l’attraction de tout corps par la Terre. On appelle gravité l’intensité de cette pesanteur. La gravité varie selon l’altitude et la latitude. Cette attraction est liée : -d’une part à la gravitation universelle de Newton traduite par la formule f = k xmm’/r2 m et m’étant des masses ponctuelles situées à une distance r l’une de l’autre ; k est une constante = 6.6710-11. -d’autre part à la rotation de la Terre dont l’influence sur l’attraction est de l’ordre de 0,3% qui représente 0,3% de l’intensité de la pesanteur. En tous points du globe, on peut déterminer d’une part les verticales et d’autre part, les valeurs de l’intensité de la pesanteur g. Les surfaces orthogonales aux courbes verticales (ou lignes de force de la pesanteur) sont équipotentielles (g est constant). On appelle par convention géoïde la surface équipotentielle de gravité correspondant au niveau moyen des mers. www.topogr.perso.neuf.fr L’intensité de la pesanteur g à la surface du globe varie : - en fonction de la latitude : aux pôles, la distance au centre de la Terre est inférieure à ce qu’elle est à l’équateur. Ainsi la gravitation de Newton varie, puisque la distance entre la masse considérée à la surface du globe et la masse supposée en son centre varie. En outre, la vitesse de rotation de la Terre augmente au fur et à mesure que l’on s’éloigne des pôles. L’influence de la rotation de la Terre sur le champ de gravité sera maximum à l’équateur et minimum aux pôles ; - en fonction de l’altitude : la distance r au centre de la Terre augmente, diminuant donc l’attraction de la gravité ainsi que la vitesse de rotation du point considéré. - en fonction du relief : les directions du fil à plomb à une latitude et une altitude données, ne sont pas parallèles au centre d’une très vaste plaine et au pied d’une montagne. Il y a déviation de la verticale en direction des collines. www.futura-sciences.com Si la Terre était immobile et si la répartition des masses était homogène, ce géoïde serait une sphère. Les modèles mathématiques ont permis d’assimiler la Terre à un ellipsoïde appelé ellipsoïde de Clairaut (du nom de l’auteur). Cet ellipsoïde est une approximation du géoïde qui permet le calcul théorique de la valeur de g à chaque point du globe caractérisée par une altitude donnée. Tout écart entre la valeur mesurée et la valeur calculée s’appelle anomalie qui sera imputable à l’inhomogénéité de la répartition des masses à l’intérieur du globe. Les Anomalies de la gravimétrie On peut mesurer la valeur de g (intensité de la pesanteur) par un gravimètre. Cette valeur peut être corrigée à partir de la valeur théorique obtenue sur l’ellipsoïde de Clairaut, valeur dans laquelle interviennent les corrections tenant compte de l’altitude, de la nature des roches au voisinage, etc…. Les valeurs théoriques sont calculées à partir d’un ellipsoïde régulier (assimilé à la Terre) d’aplatissement α = 1/298,25 [α = (a + b)/a] a est le grand axe et b le petit axe de l’ellipsoïde. Clairaut a établi aussi les variations de g suivant la latitude θ. L’intensité g = 978,049 (1 + 0,0052884 sin2 θ – 0,0000059 sin2 θ) gals, la valeur 978,049 est celle de g à l’équateur. Pour vérifier le degré d’homogénéité de répartition des masses profondes, il faut comparer les valeurs théoriques et mesurées ramenées à la même côte altimétrique. Les corrections sont au nombre de trois : -la correction d’altitude (Ca) dite à l’air libre ou de Faye, rend compte de l’altitude de la station ; -la correction de plateau (Cp) rend compte des masses rocheuses situées entre la station et la côte 0 m ; -la correction topographique (Ct) rend compte de l’irrégularité du relief autour de la station. La correction de Bouguer est la somme de ces trois corrections (correction d’altitude, de plateau et topographique). Elle est définie comme étant la différence entre la valeur mesurée et la valeur calculée. Théoriquement les observations montrent qu’il existe des valeurs positives ou négatives pour les anomalies de Bouguer. Elles sont généralement négatives dans les régions de montagnes et de hauts plateaux (-143,5mgal à Chamonix) et positives sur les fonds marins profonds. Il existe donc une inégalité de répartitions de masses (continents et océans) mais également des différences d’épaisseurs et des déséquilibres isostatiques. La notion d’isostasie On appelle théorie de l’isostasie, les hypothèses qui interprètent les compensations en profondeur des déséquilibres dus en partie aux reliefs. - Hypothèse de Pratt (1855) Selon cet auteur, la compensation se fait par une distribution particulière des densités. Au-dessus de la surface de compensation, la croûte serait formée de colonnes de hauteurs et de densité différentes telles que les masses des matériaux soient identiques. - Hypothèse d’Airy (1855) Selon cet auteur, les montagnes comme toute la croûte flottent sur une substance de forte densité. Les élévations topographiques seraient compensées en profondeur par de véritables racines de matériau léger s’enfonçant dans un milieu dense. Il s’agit donc pour ces deux modèles d’une surface de compensation audessous de laquelle il y a homogénéité de compensation des masses. Modèles d’isostasie (http://pst.chez-alice.fr/) L’isostasie basée sur le principe d’Archimède, est l’équilibrage en altitude de masses en fonction de leur répartition et de leur densité. Cette répartition des masses qui est à l’origine d’anomalies gravimétriques locales est généralement due à des remontées du manteau. Ainsi quand il y’a déficit de masse, on parle d’anomalie négative et quand il y’a excès de masse, on parlera d’anomalie positive. Exemple : Cas de la Scandinavie. Il y’a 12000 ans une immense calotte glaciaire recouvrait cette région. La fonte brutale des glaces créa un déficit de masse important et pour compenser le déséquilibre isostatique, la Scandinavie se soulève progressivement jusqu’à 5mm/an et ce phénomène continue de se produire. La subsidence est un phénomène tectonique qui localement provoque l’enfoncement de l’écorce, enfoncement qui serait associé en surface de dépôt de sédiments de forte épaisseur. Exemples : Dans le bassin houiller Nord (France), on constate qu’en 20 Ma, on a eu 3500 m de dépôt de grès et de schistes qui montrent des caractères de dépôt marin peu profond. Il faut envisager non pas l’enfoncement dû aux sédiments, mais l’action de failles en bordure de ce bassin. Bassin de Ségou (voir une belle subsidence à Dinndefello dans la région de Kédougou) Causes possibles d’une subsidence ou d’une isostasie : - un volcan crée une surcharge de la lithosphère qui s’enfonce : il y a subsidence. Ensuite, l’érosion rabote progressivement le volcan, la lithosphère remonte, c’est l’isostasie. - La disparition d’un plateau glaciaire : soulèvement général de l’Islande. La glace avait d’abord enfoncé l’île qui est ensuite remontée. - Des nappes de charriage ou l’accumulation de dépôts sédimentaires peuvent provoquer une subsidence. - Il peut y avoir apport de matière par en dessous : c’est l’orogenèse. Selon l’épaisseur de la croûte continentale, il y a une compensation par soulèvement du manteau pour créer un réajustement selon un enfoncement ou un soulèvement du Moho d’où du manteau qui est plus dense. Les deux lithosphères sont en équilibre isostatique sur l'asthénosphère (http://www.annabac.com/) Exemple : Si la croûte continentale a une épaisseur de 30km pour une densité de 2,7 quelle est l’épaisseur x de la racine d’une montagne de 3000m si la densité du manteau lithosphérique est de 3,2. En équilibrant les masses verticales partant de l’altitude de la base de la racine avec et sans montagne, on trouve : 2,7*(30+3+ x) = x *3.2 + 30*2.7 0.5* x = 2,7*3 x = 16.2 km. Données fournies par le magnétisme L’étude du magnétisme est la branche la plus ancienne de la géophysique. En géologie, l’existence de l’aimantation dans les roches est connue depuis très longtemps et sa localisation dans les formations géologiques a permis très tôt de développer un mode de prospection magnétique. L’étude du champ magnétique terrestre est fondamentale pour les sciences de la Terre. En effet, elle donne des informations directes sur le noyau de par l’existence du champ magnétique et également sur l’hypothèse de la tectonique globale. Le champ magnétique terrestre Un corps magnétique est un corps qui, placé dans un champ magnétique H acquiert une aimantation ɸ qui est fonction de la susceptibilité magnétique k, telle que ɸ = k*H. La susceptibilité magnétique est fonction de la nature du corps considéré. On distingue des corps ferromagnétiques qui conservent une aimantation permanente et des corps para et diamagnétiques qui prennent une très faible aimantation ; cette aimantation est temporaire. Seuls les corps ferromagnétiques et notamment la magnétite, ont un intérêt. En effet, lors de leur mise en place à haute température, puis après refroidissement, ces minéraux conservent leur aimantation, on parle alors d’aimantation thermorémanente (ATR). Ainsi, des basaltes riches en magnétite, acquièrent lors de leur refroidissement une ATR qui est une image du champ magnétique à une époque donnée (Fig.). Remarques : L’aimantation fossilisée d’une roche. Lorsqu'une lave basaltique est émise à haute température, de nombreux cristaux ferromagnétiques telle la magnétite (Fe304) cristallisent rapidement lors du refroidissement du magma. En - dessous de la température dite de Curie (~600 °C pour les roches), les cristaux de magnétite contenus dans ces basaltes acquièrent une aimantation forte et vont la garder en « mémoire ». Au-dessous de la température de Curie, les moments magnétiques atomiques ont tendance à s'aligner dans une même direction parallèle au champ extérieur. Celle-ci est caractéristique du champ magnétique terrestre régnant à l'époque au cours de laquelle la lave s'est refroidie. On peut alors déterminer la direction du pôle magnétique de l'époque, responsable de l'aimantation fossilisée. Un barreau aimanté suspendu à son centre de gravité s’oriente naturellement suivant le champ magnétique terrestre avec une certaine direction et une certaine inclinaison, et revient toujours à cette position lorsqu’on l’écarte. Le champ magnétique est représenté par un vecteur H qui présente une composante horizontale et une composante verticale. On constate que la direction du champ magnétique (boussole) et celle des pôles ne coïncide pas. Ainsi, on appelle déclinaison D en un point, l’angle formé en ce point par le méridien magnétique et le méridien géographique (voir fig.). L’inclinaison I est l’angle mesuré dans un plan vertical entre la direction du champ magnétique et la direction du champ géomagnétique. Les composants du champ magnétique terrestre (www.chemix.com) Le champ magnétique terrestre peut être considéré comme le champ produit par un dipôle unique situé au centre de la Terre c’est-à-dire dans le noyau. Ce champ magnétique existe autour de la Terre et s’amenuise au fur et à mesure que l’on s’éloigne. Champ Magnétique terrestre Evolution du champ magnétique terrestre et paléomagnétisme Le champ magnétique terrestre varie d’un lieu à un autre (champ primaire). Mais en plus, on a des variations locales dues à la présence de roches magnétiques. On constate que les roches n’ont de propriétés magnétiques qu’à proximité de la surface (profondeur inférieure à 15 km). L’ensemble crée des anomalies magnétiques dont les dimensions peuvent se caler sur les structures géologiques c'est-à-dire des anomalies magnétiques pouvant être de même taille que les structures géologiques. Ainsi, on définit un champ moyen B(t) = B1(t)+Bn(t). B1(t) est le terme polaire et Bn(t) le terme non polaire. Grâce aux mesures par satellites, on a mis en évidence que des anomalies magnétiques de grande longueur d’onde s’étendant parfois sur des milliers de kilomètres sont dues aux variations d’aimantation de la croûte profonde et sans doute de la partie supérieure du manteau terrestre. Ces variations peuvent être produites par des réchauffements locaux de l’écorce terrestre qui font perdre aux roches leurs propriétés ferrimagnétiques suite aux phénomènes métamorphiques lors des orogenèses. L’étude des propriétés magnétique des roches se développe dans les années 50 avec le développement de magnétomètres sensibles. Certaines roches comme les basaltes sont riches en Fe, lors de leur refroidissement les minéraux qui cristallisent acquièrent une faible magnétisation liée au champ magnétique terrestre à cette époque. Selon l’âge des minéraux, on peut donc reconstituer l’évolution du champ magnétique terrestre (Paléomagnétisme). Le champ magnétique terrestre serait dû à la rotation du noyau externe liquide. Cette rotation engendrerait un courant électrique et développerait le champ magnétique. La terre est assimilable à un barreau aimanté. L’étude des propriétés magnétiques de nombreux basaltes dans le monde a démontré que le champ magnétique terrestre s’est inversé à de nombreuses reprises au cours des derniers 70-80 Ma. Des époques de polarité normales (i.e., lorsque le champ magnétique a la même orientation par rapport à la période actuelle) de 1 à 3 Ma sont suivies par des périodes de polarité inverse (pôles nord et sud inversés par rapport à la période actuelle. La période actuelle a débuté il y a environ 700.000 ans. Paléomagnétisme : Preuves de l’expansion océaniques Lors des premières phases de l'exploration des fonds océaniques, les relevés de l'intensité du champ magnétique à l'aide d'un magnétomètre tiré par un bateau avaient montré l'existence sur le plancher océanique, d'alternances de bandes parallèles de magnétisme faible et de magnétisme élevé. On s'expliquait mal cette situation. Au début des années 1960, Vine, Matthews et Morlay ont montré que l'existence de ces bandes d'anomalie magnétique expliquait bien l'hypothèse de l’expansion des fonds océaniques de Hess. La formation de la lithosphère océanique au niveau des dorsales enregistre la polarité du champ magnétique terrestre au moment où cristallise le basalte. Le plancher océanique qui s'étale se comporte comme une bande qui enregistre la polarité du champ magnétique au fur et à mesure de son déroulement. La polarité actuelle étant normale, les bandes d'intensité élevée correspondent aux bandes de polarité normale, résultant d'un effet d'addition, alors que les bandes d'intensité faible correspondent aux bandes de polarité inverse, résultant d'un effet de soustraction. Les quatre schémas qui suivent montrent comment se construit dans le temps un plancher océanique constitué de bandes parallèles, de polarités magnétiques alternant entre normales et inverses, et symétriques de part et d'autre d'une dorsale. www2.ggl.ulaval.ca/personne