Sédiment clastique

Sédiment clastique, mobile, avec un diamètre variant entre 0.06 et 1 mm. Plusieurs normes granulométriques peuvent être envisagées : (i) Sable très fin ; (ii) Sable fin ; (iii) Sable moyen ; (iv) Sable grossier et (v) Sable très grossier.

Dans l'échelle granulométrique d'Atterberg, quand le diamètre des grains varie entre 0.02 et 0.25 mm, le sable est considéré comme Sable Fin. Quand le diamètre varie entre 0.25 et 2 mm, il est considéré comme Sable Grossier. L'échelle granulométrique de Wentwork est un peu plus détaillée, une fois que sont considérés plus de types de sable : (i) Sable Très Fin, quand le diamètre des grains varie entre 0.06 et 0.12 mm, c'est-à-dire, avec des valeurs de φ entre 4 et 3 (échelle de Krumbein, φ = − log2 [diamètre en mm]) ; (ii) Sable Fin, quand le diamètre varie entre 0.12 et 0.25 mm ou avec φ entre 3 et 2 ; (iii) Sable Moyen, quand le diamètre varie entre 0.25 et 0.50 mm ou avec φ entre 2 e 1 ; (iv) Sable Grossier, quand le diamètre varie entre 0.50 et 1.0 mm ou φ entre 1 e 0 e (v) Sable Très Grossier, quand le diamètre varie entre 1.0 e 2.0 mm ou φ entre 0 et -1. Dans l'onshore (en terre, autrement dit, à montant de la ligne de côte) et dans un contexte géologique non-tropical, la silice (dioxyde de silice ou SiO_2) est le principal constituant des sables et particulièrement sous la forme de quartz due à son inertie chimique et à sa dureté, qui le rendent résistant aux altérations atmosphériques. La composition instable est très variable fonction de la nature de l'apporte terrigène et du climat. Dans les contextes tropicaux et sub-tropicaux, les sables blancs sont la plupart des fois le résultat de l'érosion des roches calcaires. Elles contiennent, très souvent, des fragments e coraux et conches en plus d'autre matériel calcaire et fragments organiques. Beaucoup de sables contiennent de la magnétite, chlorite, glauconite e même du gypse. Les sables riches en magnétite sont, en général, noirs, tandis que les sables riches en chlorite et glauconite sont verts. Les sables dérivés des basaltes contiennent un haut teneur en olivine. Par fois, la teneur en magnétite des sables est si importante, qu'ils sont utilisés comme des minerais de fer. Dans la recherche pétrolière, les sables sont des excellentes roches-réservoir, particulièrement, ceux qui sont légèrement cimentés, une fois que la cimentation retient le sable quand l'huile est produite, ce qui n'est pas souvent le cas, quand ils ne sont pas cimentés.

Sable qui contient une quantité suffisante d'asphalte pour qu'une commercialisation soit possible. En général, un sable asphaltique est un sable bitumineux (pétrolier), qui a perdu les composants légers. Considéré, souvent, comme un synonyme de « Sable Pétrolier » ou « Sable Bitumineux ».

Les sables asphaltiques ou sables bitumineux (selon d'autres auteurs) sont un mélange de sable, argile, eau et bitume (huile lourde noire et visqueuse). Les sables asphaltiques peuvent être exploités à ciel ouvert et traitées pour en extraire le bitume, lequel, ensuite, est transformé en huile légère. En fait, le bitume des sables asphaltiques ne peut être extraite du terrain dans sont état naturel par pompage comme l'est normalement l'huile. Tenant compte de cela, le bitume peut être extrait : (i) À ciel ouvert ; (ii) Par des puits ; (iii) Par chauffage avec la vapeur d'eau et (iv) Autres procédés de récupération. Les processus de récupération sont, généralement, composés de deux phases. Une phase d'extraction et une phase de séparation, dont le but est l'individualisation du bitume, sable, argile et de l'eau qui composent les sables asphaltiques. Le bitume nécessite un traitement supplémentaire avant d'être raffiné. Étant donnée que bitume est trop visqueux, il est presque toujours nécessaire une dilution avec des hydrocarbures légers de sorte qu'il puisse être transporté par oléoduc. Au sud du Venezuela, la ceinture pétrolifère de l'Orénoque est composée, en grande partie, par des sables asphaltiques, une fois qu'au long d'une grande migration latérale, du Nord vers le Sud, l'huile a perdue les éléments légers et s'est transformée dans un pétrole très lourd qui s'écoule difficilement. Au Venezuela ces sables n'affleurent pas. Ils sont enterrés à des profondeurs relativement faibles (entre 300 et 1200 m) et c'est huile (très lourde, environ 8-10 ° API) qui maintient les grains de sable en suspension. L'huile est mobilisée pour injection de vapeur d'eau, mais la rentabilité de l'extraction dépend surtout si elle est accompagnée ou non d'une subsidence compensatoire. En fait, les grains de quartz ne se touchent pas, car ils sont en suspension dans l'huile lourde. Ainsi, au fur et à mesure que l'huile est extraite, dans des cas favorables, le sable peut se compacter, ce qui provoque un l'affaissement des niveaux stratigraphiques sus-jacentes, ce qui favorise l'écoulement de l'huile chauffé et son extraction. C'est cette subsidence qui est la responsable des dépressions (4-10 m) observées dans la topographie actuelle dans la ceinture de l'Orénoque ainsi que sur les berges du lac de Maracaibo.

[size=undefined]Sable Bitumineux..........................................................................................................................................................................Tar sand, Oil sand[/size]

Dépôt sableux, mal consolidé, contenant de la matière organique imprégnée de matériel bitumineux constitué, principalement, par des hydrocarbures à partir desquels l'huile peut être extraite. Sable qui contient asphalte ou bitume, à partir duquel des hydrocarbures peuvent être potentiellement extraits par distillation. Le terme sable bitumineux est synonyme de sable asphaltique ou pétrolifère, c'est-à-dire, d'une combinaison d'argile, sable, eau et bitume.

Les sables bitumineux (ou sables pétrolifères) sont des formations géologiques qui contiennent de l'huile lourde, appelé, parfois, bitume. Ils sont composés par plus au moins 80% de sable et argile, 10% d'eau et environ 10% de l'huile. Chaque grain de sable é enveloppé par un filme d'eau, lequel à son tour est enveloppe par un film d'huile. En général, les sables bitumineux n'affleurent pas. Ils sont couverts par d'autres formations géologiques. Cependant, pour que son exploitation soit économiquement viable, leur enfouissement ne doit pas être très grand (entre 300 et 500 mètres). La mobilité de l'huile est un facteur important dans la rentabilisé d'un projet de sables bitumineux. Quand le prix de l'huile était autour de 20 dollars par barils (avant que le pic de production ait été atteint, c'est-à-dire, pendant l’huile bon marché de J. Laherrere), la majorité des accumulations de sables bitumineux étaient non-économiques. Actuellement, avec le prix du baril autour de 80-110 dollars, ce qui en termes d'heures de travail est encore mieux marché qu'en 1982, l'exploration de quelques unes de ces accumulations commence à peine a être rentable. Notons qu'en 1982, pendant le premier choque pétrolier, il étaient nécessaires 11 heures de travail d'un américain moyen pour acheter un baril d'huile contre 8 heures aujourd'hui (2007-2008). Les ressources (ne pas confondre avec des réserves) de sables bitumineux dans la province de l'Alberta, au Canada, sont estimées à 1.7-2.5 Tb (tera = 10^12), sont l'une des plus grandes du monde. Cependant, il est très peu probable que toute ces ressources puissent être extraits économiquement. Cependant, il est peu probable que ces ressources puissent être toutes exploités de manière rentable, c'est-à-dire qu'elles puissent passer à des réserves. Un autre pays très riche en ressources de sables bitumineux c'est le Venezuela (Faja de Orenoco).

[size=undefined]Sable Carbonaté [size=undefined][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b](de haut fond)[/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size].............................................................................................................................................Carbonate sand shoal[/size]

Accumulation de sable carbonaté qui se dépose, généralement, en aval des bancs et plates-formes carbonatées. Moins fréquemment, les sables carbonatés de bas fonds peuvent, également, se former dans les plates-formes intérieures et zones topographiquement élevées des environnements plus profonds. Les sables carbonatés de bas fond peuvent passer latéralement (distances relativement petites) à d'autres faciès calcaires.

Plate-formes caractérisées par la présence de récifs ou sables calcaires de haut-fond sur le rebord de la plate-forme (comme illustré dans cette figure) et des sables argileux dans les lagons ou sur plate-forme ouverte (ces plate-formes se forment dans des eaux calmes) ; (ii) Plates-formes de type rampe, dans les quelles des sables carbonatés de la ligne de côte passent, à la base de la rampe, a des sables argileux et boues d'eau profonde (les récifs sont rares) ; (iii) Plates-formes épéiriques (ou épiriques), caractérisées par la présence de surfaces de marée et des lagons protégés ; (iv) Plates-formes isolées, où les faciès sont très contrôlés par l'orientation des vents dominants (des récifs et des corps sable sur les marges au vent, tandis que dans marges sous vent, les sédiments sont plus argileux) ; (v) Plates-formes noyées ou mortes (situées sous la zone photique). Comme illustré dans ce schéma, c'est dans les plates-formes auréolées et ouvertes, caractérisées par une profondeur d'eau ne dépassant pas 10 m, que les bancs de sable carbonaté sont fréquentes. En effet, le développement de ces corps sédimentaires carbonatés exige que les sédiments aient ont une certaine granulométrie et la présence d'agents géologiques pour enlever les sédiments plus grande. Ces conditions se trouvent, en général, dans les régions de forte production de carbonate, quand la rupture d'inclinaison de la plate-forme coïncide, plus ou moins, avec la profondeur de l'action des vagues ou des courants de marée. En d'autres termes, pour des sables carbonatés de haut-fond se forment durant le cortège transgressif, par exemple, les incréments des montées relatives du niveau de la mer (montées en accélération) doivent être telles que la profondeur de l'action des vagues puisse éliminer les sédiments grossier, ce qui signifie que dans des conditions de mer calme, la profondeur de l'eau ne doit pas dépasser 10 mètres.

[size=undefined]Sable de Débordement [size=undefined][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b](turbidites)[/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size]..............................................................................................................................Outer bend splay sand[/size]

Sable associé aux digues naturelles marginales turbiditiques des cônes sous-marin de talus. Les sables de débordement (sables et boues) sont déposés quand un courant turbiditique déborde la dépression le long de laquelle il s'écoule vers les parties plus profondes du bassin (plaine abyssale). Un courant turbiditique déborde lorsque sa hauteur est supérieure à la capacité de transport le long de la dépression qui, parfois, (quand il y a érosion) correspond à un chenal turbiditique. Les horizons sableux associés avec ce type de dépôt ne dépassent pas 1-2 m d'épaisseur. Localement, sous certaines conditions, ils peuvent être considérés comme des roches-réservoirs alternatives potentielles.

Cette photographie illustre un système de déposition turbiditique d'âge Éocène (Est de la Turquie). Les relation géométrique entre : (i) Les remplissages des dépressions entre les digues naturelles marginales qui, parfois, mais pas dans ce cas particulier, correspondent à des chenaux turbiditiques (érosion) ; (ii) Les digues naturelles marginales et (iii) D'autres dépôts de débordement sont clairement visibles. Sur le terrain, les relations spatiales entre les différents corps sédimentaires qui composent des cônes sous-marin de talus sont plus faciles de déterminer que sur les lignes sismiques, dû à la résolution sismique. Cependant, même sur le terrain (échelle naturelle ou 1:1), la différenciation entre les digues naturelles marginales et d'autres dépôts de débordement peut être subtile (fonction de la teneur en sable). Parmi tous les dépôts de débordement, les digues naturelles marginales sont ceux qui peuvent avoir le grand contenu sable, qui, cependant, est souvent bien inférieure à la teneur de sable de remplissage des certaines dépressions entre les digues ou des canaux turbiditiques (en cas d'érosion), quand ceux-ci ne sont pas complètement remplis par des shales. Notons que le remplissage des chenaux turbiditiques de certains géoscientistes, parfois, correspond plus au remplissage de la dépression créée par une absence de dépôt entre les digues naturelles marginales, qu'à une chenalisation produite par l'action érosive des courants turbiditiques, est toujours postérieur aux dépôts de débordement. La grande majorité des chenaux turbiditiques (ou des dépressions entre les digues naturelles marginales) sont remplis en rétrogradation (épaississement vers le continent) lorsque le niveau relatif de la mer commence à monter.

[size=undefined]Sable à Gaz [size=undefined][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b](peu perméable)[/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size].....................................................................................................................................................................Tight sand gas[/size]

Sable imperméable, actuellement à grande profondeur, contenant du gaz qui est, parfois, produit par simple fracturation ou fracturation hydraulique, mais qui s'est déposé soit sur une faible profondeur d'eau (plate-forme continentale) ou sur une grande profondeur (talus continental ou plaine abyssale). La production de ce type d'accumulation de gaz n'est rentable que dans des cas exceptionnels.

Les sables organiques imperméables avec du gaz sont des roches-réservoirs de très basse perméabilité (capacité d'un matériel, comme une roche, de transmettre des fluides ou la connectivité des pores d'une roche) qui nécessitent une fracturation artificielle pour que le gaz puisse fluer. En général, ils se trouvent dans des zones où il y a de la production de gaz conventionnel dans des roches-réservoirs peu profondes. Dans les années 70, certaines compagnies pétrolières ont découvert de grandes quantités de gaz (ressources) dans le bassin profond (à l'Est de la province de l'Alberta, Canada), comme illustré sur le schéma. Dans cette région, la plupart des roches de la colonne stratigraphique sont saturées des gaz naturel. Cependant, les roches ont une très faible perméabilité, mais elles contiennent de l'eau (ce qui peut permettre, éventuellement, une production de gaz). Des régions présentant les mêmes caractéristiques ont été trouvées dans d'autres bassins dans différentes parties du monde. Actuellement, le gaz naturel est produit à partir des sables organiques imperméables au Canada, États-Unis, Australie et Argentine. Au Canada, ces sables se trouvent dans le bassin profond et l'avant-fosse des Montagnes Rocheuses (Colombie Britannique et Alberta), ainsi que les plaines du sud de la province d'Alberta et dans la région du nord des plaines de la Colombie-Britannique. Les services géologiques des EUA pensent que les sables imperméables avec du gaz peuvent contenir jusqu'à 460 Tcf (10^12 pieds cubes ) de gaz dans les États-Unis (près de trois fois le montant actuel des réserves prouvées de gaz) et desquelles, probablement, 135 Tcf peuvent être techniquement récupérables. Beaucoup de géoscientistes connaissent, à peu près ce potentiel, mais jusqu'à récemment, il était très difficile, voire impossible de produire des quantités importantes de gaz à partir de roches imperméables. Actuellement, les choses ont changé (prix du gaz est beaucoup plus élevé et de nouvelles techniques de production ont été découvertes). Aux États-Unis, la production actuelle de gaz à partir du sable et des argiles imperméables est d'environ 20% de la production totale.

[size=undefined][size=undefined]Sable Pétrolifère[/size].............................................................................................................................................................................Tar sand, Oil sand[/size]

Dépôt sableux, mal consolidé, contenant de la matière organique imprégnée de matériel bitumineux composé, essentiellement, d'hydrocarbures, à partir du quel de l'huile peut être extraite. Sable contenant de l'asphalte ou du bitume d'où des hydrocarbures peuvent, potentiellement, être extraits par distillation. Souvent considéré comme synonyme de « Sable asphaltique » ou « Sable bitumineux »

Voir: « Sable Bitumineux »
&
« Sable Asphaltique »
&
« Asphalte »

La grande majorité de sables bitumineux ou sables bitumineux (comme certains géoscientistes l'appellent) n'est pas appropriée pour une exploitation à ciel ouvert et doit être faite par une récupération in situ. La méthode in situ la plus productive est le drainage par gravité assistée par la vapeur (DGAV). L'inondation par le feu ("Fireflooding») et l'electrovolatization sont des méthodes alternatives de récupération in situ, mais ne sont pas aussi utilisé que le drainage par gravité au moyen de la vapeur. Comme illustré dans cette figure, dans cette méthode, la vapeur d'eau à haute pression est injectée dans les sables bitumineux via des puits verticaux qui, au niveaux des sables, sont déviés parallèlement à l'inclinaison des couches. La chaleur et la vapeur forcent le bitume, et souvent, l'huile lourde à s'écouler vers les puits d'extraction à partir desquelles elle est pompée vers la surface pour être traitée. Une des régions où plusieurs société utilisent, plus ou moins, cette méthode, c'est la ceinture de l'Orinoco (Venezuela), où les sables pétroliers (huile lourde, de densité 8-10° API) se situent entre 300 et 1000 mètres de profondeur. Un des grands problèmes de cette méthode est que, dans la plupart des cas, la trajectoire de la vapeur d'eau est difficile à déterminer, ce qui complique, évidemment, l'emplacement des puits de production, même quand ils sont horizontaux, ce qui est le plus fréquent. Pour remédier à ce problème, certains géoscientistes comme Manik Talwani a proposé l'utilisation d'un micro-gravimétrie 4D, c'est-à-dire, d'utiliser plusieurs campagnes de micro-gravimétrie, avant et après injection de vapeur, ce qui, en théorie, par comparaison des résultats permet de localiser les zones où la vapeur d'eau se concentre, et donc de mieux localiser les puits de production. Cette méthode micro-gravimétrique 4D a été utilisé avec succès dans certains champs de pétrole de Marathon Oil Company.

[size=undefined]Saltation [size=undefined][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b](transport)[/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size] ................................................................................................................................................................................................Saltation[/size]

L'une des diverses façons dont les sédiments peuvent être transportés dans un écoulement. Les sédiments sont transportés, généralement, par une combinaison de : (i) Roulement ou glissement sur le substratum ; (ii) Saltation (sauts dans l'écoulement pour après tomber et reposer sur le substratum ) et (iii) Suspension dans l'écoulement.

Voir: « Transport (sédiments) »
&
« Sédiment »
&
« Écoulement »

La saltation est un processus de transport des sédiments par un fluide, qu'il soit de l'eau ou du vent. Les particules sédimentaires de la taille du sable ou gravier quand entraînés par un fluide se déplacent, généralement, par des sauts. En effet, en géologie, on peut dire que la saltation est un type spécifique de transport des particules sédimentaires par des fluides. La saltation se produit lorsque le matériel non consolidé, enlevé de la terre ou du lit d'un courant, est porté par le fluide, avant de retomber sur la surface où il a été enlevé. Comme exemples de saltation, on peut citer le transport de gravier par les rivières, le sable des déserts, le sol sur les champs de culture ou même de la neige sur les surfaces lisses de l'Arctique ou des prairies du Canada. Lorsqu'un fluide s'écoule à basse vitesse, le matériel sédimentaire non consolidé roule vers l'aval, en restant toujours en contact avec la surface du substrat. C'est ce qu'on appelle roulement, glissement, reptation ou entraînement. Dans ce cas, les forces exercées par le fluide sur les particules sont juste suffisantes pour faire rouler la particule autour du point de contact avec la surface. Cependant, à grande vitesse, l'ascension et le moment exercés par le fluide sur les particules sont suffisantes pour les entraîner loin de la surface dans l'écoulement. Ainsi, au début, la particule se déplace rapidement par rapport à l'écoulement et, pour cela, elle se lève et se déplace vers le haut et loin de la surface. Comme la particule se déplace en direction d'un plus rapide écoulement, la différence de vitesse entre la particule et l'écoulement diminue. Quand le poids de la particule est supérieure à la force d'ascension, la particule tombe à nouveau vers la surface. Au cours de la chute, la particule maintient, à peu près, la vitesse qu'elle a acquit et retourne à la surface du substrat avec une vitesse plus élevée que celle de l'écoulement a la proximité du substrat. Cela crée une trajectoire de la particule, plus ou moins, parabolique à travers le fluide, qui est caractéristique d'un transport par saltation.

[size=undefined]Sapement [size=undefined][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b](encoche)[/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size].................................................................................................................................................................................Undercut, Groove[/size]

Creusement concave sculpté par l'action des vagues au pied d'une falaise, entre les niveaux des marées hautes et basses.

Dans cette figure, un sapement (encoche) est, clairement, visible sous une falaise constituée par de roches dures. Le niveau de marée haute de vives eaux qui se produit pendant les syzygies) est probablement, au sommet du sapement. La partie inférieure peut être considéré comme la plate-forme avec des vasques et mares embryonnaire ou la plate-forme avec des vasques incrustées d'algues calcaires. Le niveau de la marée basse en vives eaux, où abondent les tubicole qui couvre l'encoche immergée, est recouverte par la mer. La topographie des régions côtières résulte, principalement, des mêmes forces qui façonnent la surface de la Terre : (i) Érosion , (ii) Dépôt ; (iii) Soulèvement tectonique et (iv) Subsidence. L'action des vagues, comme illustré dans cette figure, est l'agent d'érosion le plus important le long des lignes de côte, en particulier pendant les tempêtes. En fait, quand une vague frappe contre une falaise, l'impact peut exercer une pression de plus de 100 kg/m^2. Ainsi, lorsque l'eau des ondes (de translation) entre dans les fractures des roches, elle comprime l'air à l'intérieur des fractures, lequel fonctionnant comme un coin élargit les fractures rendant la roche moins solide. D'autre coté, et principalement quand les rochers sont carbonatées, la dissolution joue un rôle très important, une fois que l'eau de mer a une action chimique beaucoup plus forte que l'eau douce. Cependant, en général, le processus d'érosion, plus efficace, est, sans aucun doute, l'action abrasive du sable et gravier transporté par les vagues. Ces agents d'érosion agissent comme la charge de base d'un cours d'eau, à la différence qu'au lieu de former un canal vertical, comme dans les rivières, le sable et le gravier transportés par les vagues agissent horizontalement formant des encoches à la base de la falaise et les corniches, qui peuvent être suspendues ou sur des arcs. Dans ce dernier cas, l'encoche prend la forme de grottes ou cavernes, comme cela arrive, souvent, sur les plages du sud du Portugal. Notons que dès qu'une falaise s'effondre en raison de la croissance de l'encoche, débris rocheux sont transportés ailleurs par l'action des vagues. Cependant, le travail de sapement continue, reculant la falaise et créant, ainsi, une plate-forme par abrasion des vagues.

[size=undefined]Saprolithe.................................................................................................................................................................................................................Saprolite[/size]

Roche ou couche géologique autochtone sus-jacente à un sol profond résultant de l'altération chimique d'une roche, parfois de la roche original, en raison de l'action des intempéries (climat), eau ou hydrothermalisme, sans qu'elle ait été transportée.

Une saprolite est une roche chimiquement météorisée. Les saprolites se forment dans les zones inférieures des profils des sols et représentent une profonde météorisation surface du substratum rocheux. Dans la plupart des affleurements sa couleur est due à des composés ferriques. Des profiles très altérés sont présents dans toutes les zones continentales entre les latitudes 35° N et 35° S. La première condition pour la formation d'un régolithe fortement météorisé est une topographie modérément plate, pour éviter une érosion forte, et surtout pour faciliter le lessivage des produits de l'intempérisme chimique (ensemble de processus et phénomènes qui conduisent à la désintégration des roches). La deuxième condition est long période de stabilité tectonique, puisque l'activité tectonique et les changements climatiques peuvent induire de l'érosion. La troisième condition est climat tropical humide ou un climat tempéré. Ainsi, l'épaisseur d'un régolithe peut varier de quelques mètres à plus de 150 mètres, fonction du terrain, de l'activité tectonique, climat et de la composition du sol. Une météorisation profonde qui se produit, souvent, dans les climats froids, est favorable à la formation de minerais secondaires et supergéniques (minéraux formés par réaction de minéraux pré-existante avec des fluides provenant de la surface) comme la bauxite, fer, or, uranium et les minéraux lourds des dépôts résiduels. Dans les régolithes latéritiques, le saprolite peut être sous-jacent aux horizons supérieurs de latérite résiduelle. La plupart du profil original est préservé par les sols résiduels ou par une couverture transportée. La météorisation a formée des saprolites kaolinitiques fins, entre 1000 Ma et 500 Ma, et des saprolite kaolinitiques épais entre 200 Ma et 65 Ma ans, et des saprolites moyennement épais et immature depuis environ 5 Ma. La structure générale de la kaolinite a des feuilles de silicate Si_2O_5 liées par des couches de feuilles d'hydroxyde d'aluminium [Al_2 (OH)_4]. Les composés de fer sont les principaux responsables de la coloration des saprolites.

[size=undefined]Saprotrophique [size=undefined][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b](organisme)[/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size].....................................................................................................................................................................Saprotroph[/size]

Organisme qui obtient son énergie à partir de la matière organique non-vivante, qu'elle soit des morceaux de végétaux ou d'animaux en décomposition. Les organismes saprotrophiques sont hétérotrophes. La matière organique morte est décomposée et utilisée par des organismes saprotrophiques, comme par des bactéries et champignons.

Un saprotrophique (ou saprotrophe) est un organisme hétérotrophe qui obtient ses éléments nutritifs à partir de la matière organique non-vivante, normalement morte et des plantes en décomposition ou à partir de la matière animale, en absorbant les composés organiques solubles. Comme les organismes saprotrophiques consomment des aliments provenant de sources extérieures au lieu de faire leur propre nourriture, ils sont considérés comme un type de hétérotrophiques. De nombreuses espèces de champignons, bactéries et protozoaires sont saprotrophes. Les animaux nécrophages, comme les coléoptères et les vautours sont aussi, parfois, considérés comme saprotrophiques, même si, normalement, on les appelle saprophages. Dans les chaînes alimentaires, les saprotróphiques, généralement, ont un le rôle de décomposeurs. Comme les saprotrophiques sont mangés par les consommateurs, ils et jouent, souvent, un rôle important dans le recyclage du flux énergétique des écosystèmes et cycles biogéochimiques. Le terme saprotrophique est un vieux terme qui de nombreux géoscientistes considèrent obsolète, puisque le suffixe - phique ("phyte") provient de plante. En réalité, il n'y a pas de vrai d'organismes saprotrophiques que soient embryophytes (qui obtiennent leur énergie grâce à la photosynthèse) et les champignons et bactéries ne sont plus placés dans le règne végétal. En effet, les plantes qui ont été considérés saprotrophiques, comme, par exemple, les orchidées non photosynthétiques et monotrópiques (visitées par une espèce d'insecte) sont, actuellement, considérées comme des parasites d'autres plantes et appelées micro-hétérotrophiques car c'est un champignon mycorhizique (qui établi une association symbiotique entre un champignon et la racine d'une plante), qui relie le parasite végétal et son hôte. Comme cela est illustré sur cette figure, la plupart des champignons terrestres, quelques plantes vasculaires modifiées et les gametophytes (plantes ayant des cellules sexuelles, c'est-à-dire, des gamètes qui se forment dans des sporanges) de nombreuses ptéridophytes (plantes sans graines) appartiennent au groupe de saprotrophiques.

[size=undefined]Saturation de la Lumière [size=undefined][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b](carbonates)[/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size]..............................................................................................................................Light saturation[/size]

Intensité de la lumière dans des environnements carbonatés, au-dessus de laquelle, elle n'est plus un facteur limitant l'augmentation de la production de matière organique. Profondeur à partir de laquelle l'intensité de la lumière diminue sensiblement et provoque une réduction brutale de la production de la matière organique.

Dans ce schéma tiré de Schlager, W., (1991), il est facile de voir que l'intensité de la lumière du soleil décroît exponentiellement avec la profondeur de l'eau. D'autre part, la courbe de production de la matière organique est liée à l'intensité de la lumière par une fonction hyperbolique. Ainsi, la courbe de production de la matière organique présente une zone de superficielle, dans laquelle la lumière n'est pas un facteur limite de croissance (saturation de la lumière). Au-dessous de cette zone, la production de matière organique diminue rapidement avec la profondeur de l'eau, car l'intensité lumineuse diminue fortement jusqu'à la limite inférieure de la zone photique. A partir de cette limite, l'intensité de la lumière est insuffisante pour la photosynthèse. Toutes les études sur la croissance des coraux en fonction de la profondeur ont montré que les valeurs prédites correspondent, plus ou moins, aux valeurs observées, ce qui suggère qu'au-dessous de la zone de saturation, la lumière est, en fait, le paramètre dominant qui contrôle la production de carbonate par photosynthèse. Les récifs coralliens sont caractérisés par une production massive de carbonate de calcium. D'autre part, il est bien connu qu'une augmentation rapide de la production de carbonate de calcium est lié à la photosynthèse, laquelle contrôle l'équilibre de carbonate de calcium dans l'eau de mer. Rappelons que la photosynthèse est le processus métabolique qui transforme le dioxyde de carbone (CO_2) en des composés organiques, en particulier, des sucres, en utilisant l'énergie du soleil, ce qui permet la formation de carbonate. La photosynthèse se fait dans les plantes, algues et en des nombreuses espèces de bactéries, mais pas chez les archéens (groupe de micro-organismes unicellulaires comme les archéobactéries). La photosynthèse est d'une importance cruciale pour la vie sur la surface terrestre. Les organismes photosynthétiques sont des photoautotrophes, mais pas tous les organismes qui utilisent la lumière comme source d’énergie utilisent la photosynthèse. Les organismes fotohetérotrophes utilisent les composés organiques, et non le dioxyde de carbone comme source d'énergie. La photosynthèse dans les plantes, algues et cyanobactéries utilise le dioxyde de carbone et l'eau et libère de l'oxygène en tant que produit résiduel.

[size=undefined]Saumâtre [size=undefined][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b](eau)[/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size] ...........................................................................................................................................................................................Brackwish-water[/size]

Eau avec une salinité intermédiaire entre l'eau de mer normale et de l'eau douce.

L'eau est dite saumâtre quand elle a une faible salinité, laquelle, en général, résulte de la contamination des eaux marines par de l'eau douce des continents. Les eaux saumâtres se trouvent près des embouchures des fleuves, lagunes et dans les mers, plus ou moins, fermées et alimentées par les eaux douces des fleuves ou de la fusion de glace des glaciers. On peut dire que l'eau saumâtre est un mélange d'eau de mer avec de l'eau douce continentale. Dans un estuaire qui est une masse d'eau résultant de la combinaison de l'eau douce avec de l'eau de douce, l'eau est saumâtre. En fait, les estuaires, où les fleuves se jettent dans la mer, forment des environnements d'eau saumâtre très importantes où les marais de mangroves se développent très facilement. C'est pourquoi beaucoup de marais de mangroves, mais pas tous, bordent les estuaires et lagunes où la salinité change quotidienne fonction des courants de marée. Certains lacs et mers peuvent avoir de l'eau saumâtre. La mer Baltique, illustré sur cette figure, qui communique avec la mer du Nord est une mer avec de l'eau saumâtre. En fait, avant le Pléistocène, la mer Baltique, n'existait pas. Elle correspondait à la confluence de deux fleuves importantes. Ces cours d'eau, même après l'inondation de cette zone par les eaux de la mer du Nord, à la suite de la fusion des calottes glaciaires, continuent à jeter, dans la mer Baltique, une grande quantité d'eau douce provenant des régions continentales avoisinantes, ce qui contribue fortement pour que l'eau de la mer Baltique soit saumâtre. Une fois que l'eau salée venant de de la mer est plus dense que l'eau douce provenant des continents, l'eau de la mer Baltique est stratifiée, avec de l'eau salée au fond et l'eau douce en surface. Cette stratification est,également, due, en partie, à l'absence de courants de marée et tempêtes importantes. L'une des conséquence de la stratification de l'eau de la mer Baltique se reflète dans la faune. En fait, dans cette mer, les poissons d'eau douce sont fréquents, près du niveau de la mer, tandis que dans les parties les plus profondes qui sont beaucoup plus salées, les poisson des milieux marins abondent. La morue, par exemple, ne se trouve que dans les parties les plus profondes, alors que le requin se trouve en surface, dans les niveau moins salés.

[size=undefined]Schiste bitumineux......................................................................................................................................................................................Oil shale[/size]

[size=undefined]Schiste bitumineux......................................................................................................................................................................................Oil shale[/size]

Expression à éviter. Dans la plupart des cas, elle correspond à une traduction directe de "oil shale", qui ne reflète pas la véritable signification géologique. Un «oil shale» est une argile pétrolifère, c'est-à-dire, une roche sédimentaire (non métamorphique, comme l'est un schiste et un argillite), à grain fin, plus ou moins, argileuse, qui contient une grande quantité de kérogène (et non de bitume) et qui donne des hydrocarbures liquides ou gazeux par distillation.

Une argile bitumineuse ou pétrolière (il ne faut pas dire ni schiste, ni argillite, puisque ces termes décrivent des roches métamorphiques) est une roche sédimentaire riche en matière organique qui appartient au groupe des combustibles sapropéliques. Elle contient une grande quantité de kérogène (fraction granulée de la matière organique sédimentaire insoluble dans les solvants organiques courants) et non de bitume. Une argile pétrolière diffère de roches imprégnées de bitume, charbon humiques et schistes charbonneux une fois que son kérogène n'a pas encore été transformé en huile par l'augmentation de la température et pression. Une argile pétrolière n'a pas de définition géologique définie ni une formule chimique spécifique. Les argiles pétrolières varient considérablement dans la teneur en minéraux, composition chimique, âge, type de kérogène et l'histoire du dépôt. D'autre part, elles dérivent de de différents organismes. Certains géoscientistes les classent d'après la pétrographique et considèrent, généralement trois catégories principales : (i) Argiles pétrolières riches en carbonate ; (ii)) Argiles pétrolières riches en silice et (iii) Argiles pétrolières riches en charbon de spores. D'autres géoscientistes classent les argiles pétrolières en fonction du type de kérogène qu'elles contiennent, sur la base de la teneur en hydrogène, carbone et oxygène de la matière organique originelle. Souvent, les argiles pétrolières sont classés comme terrestres, lacustres ou marines, en fonction de l'environnement où la biomasse initiale a été déposée. Les argiles pétrolières peuvent être minées et traitées pour en extraire de l'huile semblable au pétrole qui est extrait de façon classique (puits de production). Toutefois, l'extraction de pétrole à partir des argiles pétrolières est beaucoup plus complexe que la récupération traditionnelle et surtout elle est beaucoup plus coûteux et parfois peu rentable sans prendre en compte les problèmes environnementaux qu'un telle extraction implique.

[size=undefined]SDR [size=undefined][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b](réflecteur incliné vers la mer)[/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size]....................................................................................................................................................................................SDR[/size]

Abréviation de « Seaward Dipping Reflector », c'est-à-dire, réflecteur qui incline vers la mer. Ces réflecteurs correspondent, presque toujours, à des laves subaériennes qui s'amincissent vers le continent et inclinent vers la mer. Dans le passé, ces réflecteurs ont été interprétées, à tort, comme des interfaces sédimentaires riches en matière organique des bassins de type-rift, autrement dit, interprétés comme des intervalles avec des roches-mère potentielles.

Les grandes provinces ignées se forment au cours des impulsions magmatiques. Une panache magmatique, généralement, soulève la zone centrale du rifting (zone d'allongement de la croûte continentale) créant une surface d'érosion majeure (discordance de la rupture). La grande majorité des coulées basaltiques subaériennes sont postérieures à la rupture de la lithosphère. Elles sont crachées par des volcans et les fissures centrales alignées parallèlement à la ligne de rupture. Ces coulées volcaniques qui peuvent atteindre plus de 10 km d'épaisseur, s'amincissent vers le continents, formant ce que les géoscientistes appellent SDRs. Sur les profils sismiques longitudinaux (parallèles à la ligne de rupture), les SDRs sont convexes vers le haut, avec des inclinaisons et épaisseurs qui augmentent en direction bassin, comme illustré sur cette ligne sismique. Cette distorsion (inclinaison vers la mer) résulte de la surcharge des derniers écoulements qui se déplaçant progressivement vers le bassin. Sur les profiles transversaux, les SDRS sont sub-horizontaux. En général, les DTS forment une ceinture avec une magnétisme peu accentué, située en amont de la plus vieille anomalie magnétique de la croûte océanique. Ce magnétisme, peu prononcé, est le résultat de la superposition verticale des coulées volcaniques avec des différentes polarités magnétiques et ne doit pas être confondue avec la zone magnétostratigraphique calme. Étant donné que les marges continentales s'éloignent de la plume magnétique, les marges se refroidissent et plongent. Comme le flux de matériel volcanique est impossible sous l'eau, la lave se solidifie rapidement (laves en cousins), formant la véritable croûte océanique qui est caractérisée par des anomalies magnétiques et réflecteurs sismiques chaotiques. Tous les puits d'exploration pétrolière forés dans la région où cette ligne a été tirée (offshore de la Namibie) ont terminé après avoir traversé plus de 500 mètres de lava subaériennes.

[size=undefined]Seau Carbonaté [size=undefined][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b](principe)[/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size].........................................................................................................................................................Bucket (carbonates)[/size]

Architecture de la croissance d'une plate-forme auréolée qui se ressemble avec la géométrie d'un seau, une fois que la croissance potentielle d'une plate-forme auréolée est, essentiellement, déterminée par la croissance potentielle de l'auréole.

Comme illustré dans ce schéma, l'architecture de la croissance d'une plate-forme auréolée ressemble à celle d'un seau soutenu soit les bordures rigides formées par des récifs soit par cimentation rapide des sables (carbonatés) de haut-fond et qui est rempli par des sédiments non-consolidés du lagon ou de la plaine de marée. Trois concepts de base doivent être pris en compte dans la sédimentation carbonatée : (i) Les carbonates sont, principalement, d'origine organique ; (ii) Les carbonates construisent des structures résistantes aux vagues et (iii) Les carbonates souffrent une altération diagénétique très intense étant donné que les minéraux originaux sont métastables. Chacun de ces concepts a un certain nombre d'implications importantes dans le registre des carbonates. Les sédiments carbonatés sont le résultat d'une activité biologique dans un environnement marin dans lequel la lumière et des nutriants dissous sont disponibles. Ainsi, selon Schlager (1991) : (a) Plus haute est la température mieux, bien qu'il ait une limite maximale pour chaque groupe ; (b) Les faciès tropicaux diffèrent beaucoup des faciès tempérées ; (c) Une forte concentration de petites particules de matière organique dommage les benthos carbonatés ; (d) Des valeurs de la température et salinité anormales et très variées, réduisent la diversité des benthos carbonatés et avec des valeurs extrêmes, aussi, la production totale de carbonate est affectée (environnements restreints) ; (e) La production de carbonate est le plus élevé dans les premiers 10 - 20 mètres de profondeur d'eau ( elle diminue rapidement vers le bas, mais aussi vers le haut) ; (f) La production de carbonate est nulle dans la limite supérieure de la zone supratidal et très faible dans des environnements aphotiques (sans lumière du soleil) ou dans l'océan ; (g) La production de carbonate suit la loi de la croissance des populations dynamiques (courbe logistique) ; (h) Les plates-formes meurent quand les benthos producteurs de carbonate sont submergés sous la zone photique, ce qui parfois arrive lors d'une montée relative du niveau de la mer significative (discordance pour Schlager, surface de ravinement pour Vail).

[size=undefined]Sebkha.............................................................................................................................................................................................................................Sabkha[/size]

Environnement sédimentaire supratidal formé sous des conditions climatiques arides ou semi-arides dans des plaines côtières, immédiatement, au-dessus du niveau normal de marée haute.

Sebkha est le nom arabe pour désigner une plaine dans laquelle se déposent des minéraux salifères. Ce terme est devenu très répandu dans la littérature géologique à partir du début des années 60, lorsque les études géologiques de surface effectués, en particulier, au Moyen-Orient. D'une manière général, une sebkha a une topographie plane et est composée de sédiments sableux et argileux imprégnés de sel situés immédiatement au-dessus de la nappe phréatique. Souvent, une sebkha contient des nodules et veines enterocolithes de gypse et anhydrite. Une mince croûte d'halite ou gypse peut être présente en certaines zones. Beaucoup d'anciens sédiments évaporitiques présentent des caractéristiques des sebkhas, comme l'apparition de nodules de gypse. Une des grandes difficultés que les géoscientistes ont quand ils analysent les environnements de dépôt est de savoir quels sont les facteurs qui caractérisent un environnement sédimentaire particulier. Comme un environnement de type sebkha est, essentiellement, un environnement subaérien, il peut, effectivement, perdre des nombreux indicateurs caractéristiques par érosion et dissolution. Le climat est des principaux facteurs de développement d'une sebkha. Dans les régions arides où se forment les sebkhas, la pluviosité, se produit seulement pendant les orages d'orage et, en moyenne, elle ne dépasse pas 4 cm par an. La température peut dépasser 50° C, pendant la journée et être négative, au cours de la nuit. L'humidité est en relation avec la direction du vent dominant. L'humidité est d'environ 20% au cours de la matinée. Au cours de l'après-midi, les vents de l'intérieur sont prédominants. Pendant la nuit, l'humidité relative peut atteindre 100 %, ce qui peut créer un brouillard intense. La température de l'eau varie avec la profondeur. L'eau peu profonde peut être d'environ 10° C plus chaude que l'eau plus profonde. Les températures élevées contrôlent les taux d'évaporation qui peuvent atteindre, par exemple, dans le Golfe, environ 124 cm par an, ce qui implique une augmentation de la salinité dans les lagunes, peu profondes, d'environ 70 ppt. Dans une sebkha, le taux d'évaporation effectif peut donc atteindre environ 6 cm toutes 4-5 ky.

[size=undefined]Seconde loi de la Thermodynamique................................................................................................2sd law of thermodynamics[/size]

L'entropie d'un système isolé peut uniquement augmenter. Comme l'entropie d'un système est chaque fois plus grande la possibilité do système effectuer un travail utile diminue. L'Univers est un système isolé. C'est pour cela que la possibilité de supporter la vie diminue, inévitablement, avec le temps (centaines de millions ou même dizaines de billions d'années).

La deuxième loi de la thermodynamique ou le deuxième principe de la thermodynamique dit que la quantité d'entropie de tout système isolé tend à augmenter avec le temps, jusqu'à atteindre une valeur maximale. Ainsi, quand une partie d'un système fermé interagi avec une autre partie de l'énergie tend à se diviser en parties égales, jusqu'à ce que le système atteigne un équilibre thermique. Tandis que la première loi de la thermodynamique (conservation de l'énergie qui établie l'équivalence entre le travail et la chaleur - l'énergie totale transférée vers un système est égale à la variation de son énergie interne) établit la conservation de l' énergie dans toute transformation, la deuxième loi établie les conditions pour les transformations thermodynamiques se produisent. Graphiquement, la loi deuxième de la thermodynamique peut s'exprimer en imaginant une chaudière d'un bateau à vapeur qui ne peut que produire un travail car la vapeur à une température et pression beaucoup plus hautes que l'environnement qui l'entoure. Une autre façon de voir cette loi est par l'observation de sa pertinence. La première loi est en fait un principe de comptabilisation d'énergie : les parcelles de l'énergie doivent être ajoutés, ce qui signifie que la première loi de thermodynamique traite des quantités d'énergie. La deuxième loi, en disant que l'énergie cinétique (par exemple) peut être entièrement transformée en énergie thermique (chaleur), mais pas le contraire, indique une qualité de l'énergie. Par exemple, imaginons qu'une voiture se déplace à 50 km / h et que le conducteur freine soudainement à fond. Toute son énergie cinétique (mouvement de la voiture) est transformée en énergie interne des disques de frein et d'autres sources de friction, comme celle qui chauffe les pneus. Finalement, une certaine quantité de chaleur est transférée à l'environnement. Toutefois, si vous donnez la même quantité de chaleur à la voiture (ou aux frein), elle ne quittera pas l'endroit où elle se trouve.

Intervalle stratigraphique marin, généralement, peu épais, caractérisé par un taux de sédimentation très bas, entre 1-10 mm par 1000 ans. Une section stratigraphique condensée est composée de sédiments hemipélagiques et pélagiques (presque sans influence terrigène), déposés dans la partie distale de la plate-forme, talus continental ou plaine abyssale, pendant des périodes de haut niveau (de la mer) et de transgression maximale de la ligne de côte. Une section stratigraphique condensée peut être reconnue par l'abondance de fossiles pélagiques, minéraux authigènes et par une croûte supérieure indurée.

Dans cette tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique du Nord de l'Alaska, les biseaux de progradation, avec des inclinations opposées, créent deux surfaces de base des progradation significative et deux sections stratigraphiques condensés. Cette géométrie, c'est-à-dire, les deux intervalles progradants avec des vergences opposées, soulignent la fermeture d'un océan, due à la collision entre les deux marges continentales divergentes associés. La surface de base des progradation inférieure, le long de laquelle les biseaux de progradation s'orientent vers le sud et la section stratigraphique condensée, que les progradations fossilisent, suggère la présence d'un continent au Nord et un océan au Sud. Au contraire, la surface de base des progradation supérieure et la section stratigraphique condensée, fossilisée par les progradations avec vergence nord, suggère la présence d'un continent au Sud et un océan au Nord. Probablement, le substratum de la plupart de l'océan entre les deux marges continentales était constituée par la croûte océanique et la présence d'une dorsale médio-océanique était plausible. Au fil du temps, la croûte océanique plus ancienne (près des continents) est devenu si dense que, par contraste de densité, la croûte océanique a commencer à plonger sous l'un des continents créant une fosse océanique et une zone de subduction zone de type B (Benioff). Comme le taux de subduction de la croûte océanique était beaucoup plus élevé que le taux de formation de la croûte océanique, la dorsale, peu à peu, l'océan a commencé à se fermer, au fur et à mesure que les marges s'approchaient. Dans une première phase, la dorsale médio-océanique a été avalé par la zone de subduction, ce qui a accéléré la fermeture de l'océan. Dans la phase finale, les marges sont entrés en collision fermant complètement l'océan, ce qui a créée la la géométrie visible dans cette tentative d'interprétation.

[size=undefined]Section Temps [size=undefined][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b](sismique)[/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size]..........................................................................................................................................................................Time section[/size]

Ligne sismique conventionnelle, autrement dit, avec une échelle verticale en temps et non en profondeur. Dans les lignes sismiques, l'échelle horizontale est toujours métrique.

Dans cette ligne sismique migrée en temps (double) de l'offshore de l'Angola, la disharmonie tectonique induite par le sel (sismiquement l'écoulement semble avoir été total), dans la base de l'intervalle salifère est facilement reconnaissable. Dans cette tentative d'interprétation géologique, elle est soulignée par les cercles, au-dessus et en dessous, de la suture salifère (surface ou zone qui relie les strates initialement séparés par du sel autochtone ou allochtone). L'intervalle salifère se reconnaît, localement, en association avec le plan de faille normal qui sépare deux domaines sédimentaires totalement différent. L'évidence de la disharmonie tectonique qui est ici coïncident avec la suture salifère, est plus prononcé dans la partie la droite de la ligne sismique (le bloc inférieur de la faille normal), où les relations géométriques et les terminaisons des réflecteurs sont plus prononcés. De même, les relations géométriques et les terminaisons des réflecteurs permettent de reconnaître une structure antiforme (structure en extension avec une géométrie d'un anticlinal) dans le bloc inférieur de la grande faille normale. Il est intéressant de noter que près de l'apex de l'antiforme se sont développé de petites failles normales avec vergence opposée (non dessinées). Ces failles sont contemporaines de la déformation (antiforme) et ne sont pas soulignées par aucun réflecteur sismique. En revanche, la grande faille normale qui est renforcé par un réflecteur, une fois que le plan de faille (zone de faille) a été injectée par du sel, ces petites failles normales ne sont reconnues que par les terminaisons des réflecteurs. Par ailleurs, il est évident qu'en profondeur, c'est-à-dire, que dans une version en profondeur de la ligne sismique, la base de l'intervalle salifère qui dans cette version est ondulée, doit être sub-horizontale. Un prisme de sel est visible dans la base du bloc supérieur de la faille normale. Il sépare les deux sutures salifères (ou cicatrices). Notons que le plan de faille s'aplatit sur le top du sel ou de la suture salifère. Les sédiments sous-jacents à la disharmonie tectonique sont très peu déformés, tandis que les sédiments sus-jacents sont fortement déformés (allongés) par la tectonique salifère (avec pression tectonique) et halocinèse (sans pression tectonique).

[size=undefined]Sédiment....................................................................................................................................................................................................................Sediment[/size]

Matériel (sable, gravier, argile, etc.) transporté par le vent, eau ou glace, qui est déposé par gravité ou qui est précipité d'une solution, ou un dépôt d'origine organique.

Dans cette photo, les sédiments transportés par le fleuve Betsiboka (Madagascar) sont les responsables par la coloration de l'eau du fleuve (bien visible dans l'embouchure), laquelle contraste avec la couleur de la mer. Un sédiment est n'importe quelle particule de matière qui peut être transportée par l'écoulement fluide (eau, vent, glace) et qui, éventuellement, est déposé. La taille d'un sédiment est très variable (< 1μm dans la boue et > 256 mm dans un conglomérat). Le transport d'un sédiments dépend de l'énergie de l'écoulement et de sa taille, volume, densité et force. Les écoulements énergétiques soulèvent et transportent les sédiments fins, tandis que que les sédiments de plus grande dimensions et plus denses tombent vers le fond où ils se déposent. Ce rapport est donnée par le nombre de Rouse, R= ωs /κ u* (où ωs est la vitesse de chute, κ la constante de Von Kármán et u* la vitesse de cisaillement), c'est-à-dire, le rapport entre la vitesse de chute et de soulèvement d'un sédiment. Dans le lit d'un cours d'eau, les sédiments peuvent former des structures SOC ("Self Organized Critically"), comme, par exemple, riples, dunes et antidunes. Les principaux environnements de déposition fluvial sont : (i) Deltas (entre fluvial et marin) ; (ii) Barres de Méandre ; (iii) Éventails ou cônes alluviaux ; (iv) Rivières en Tresses ; (v) Lacs de Méandres Abandonnés ; (vi) Digues Marginales Naturelles et (vii) Chutes d'Eau. Les sédiments peuvent, aussi, être transportés par le vent et déposés formant des dunes et loess (du suisse allemand "lösch"). Quand transportés par la glace et, en particulier, par les glaciers, les sédiments se déposent, plus tard, sous la forme de moraines. Bien que, en général, un sédiment soit constitué par du matériel terrestre, c'est-à-dire, qui s'est originé dans l'onshore, il peut être transporté soit vers des environnements sédimentaires terrestres, lacustres ou marins. Le matériel terrestre est fournit par les cours d'eau ou par la remobilisation des sédiments marins. Dans les océans, loin de la ligne de la côte, les organismes sont les principaux responsables de la sédimentation, une fois que quand morts se coquilles ou squelettes tombent vers le fond de la mer (sédimentation verticale) et forment accumulations importantes.

[size=undefined]Sédiment Pélagique.....................................................................................................................................................................Pelagic Sediment[/size]

Sédiment d'eau profonde constitué par des détrites très fins qui se décantent, lentement, à partir du niveau de la mer. Les sédiments profonds peuvent être divisés en trois catégories : (i) Terrigènes ; (ii) Pélagiques et (iii) Authigènes. Les sédiments pélagiques plus fréquents sont : argile, biovase de foraminifères, biovase siliceuse, etc.

Les sédiments pélagiques sont des sédiments biogéniques qui contiennent au moins 30% de restes de squelettes d'organismes marins et qui forment environ 60% du fond des océans dos, surtout loin de la ligne de côte, où la présence de sédiments terrigènes est très faible, presque inexistant, comme c'est le cas illustré dans cette ligne sismique de l'offshore sud de l'île Lombok (Indonésie). Les minéraux argileux constituent la plupart des composants non-biogéniques des sédiments pélagiques. Tandis qu'une grande variété d'animaux et plantes contribuent à la matière organique qui s'accumule dans les sédiments marins, peu organismes contribuent, de manière significative, à la production de sédiments biogéniques profonds, qui sont soit les biovases calcaires soit les silencieuses. En effet, les taux de distribution et accumulation des biovases dans les sédiments océaniques dépendent, principalement, de trois facteurs : (i) Taux de production des particules biogéniques dans la surface des eaux océaniques ; (ii) Taux de dissolution de ces particules dans la tranche d'eau et après avoir atteint le fond océanique et (iii) Taux de dilution des sédiments terrigènes. L'abondance et distribution des organismes qui produisent les sédiments biogéniques, dépendent de trois facteurs environnementaux, comme la quantité de nutriants et la température des eaux océaniques dans lesquelles ces animaux vivent. Le taux de dissolution est dépendent de la composition chimique des eaux océaniques, à travers desquelles les restes des squelettes décantent, des eaux du fond de la mer et des eaux interstitielles en contact avec les quelles les sédiments s'accumulent et sont enfouies. La composition chimique des eaux profondes est, à sont tour, influencée par le taux d'apport des squelettes et de la matière organique des eaux de surface. D'autre côté, la composition chimique des eaux profondes est. aussi, hautement dépendent du taux de circulation et du temps qu'elles dépensent à s'enrichir en CO_2 et autre sous-produits d'activité biotique.

[size=undefined]Sédiment Terrigène.............................................................................................................................................................Terrigeneous sediment[/size]

Sédiment d'origine continentale (pratiquement presque tous sont des sédiments clastiques).

En géologie, les sédiments terrigènes sont dérivés de l'érosion des roches qui affleurent dans l'onshore, autrement dit, des environnement terrestres. Environ 75% des sédiments sont terrigènes. les principaux sédiments terrigènes sont des graviers, sables, argiles, etc., qui sont transportés par les cours d'eau vers la mer où ils se déposent. Naturellement, la composition des sédiments terrigènes est liée aux roches desquels ils dérivent. Les origines des sédiments terrigènes sont très variées, comme, des volcans, roches météorisées (granites et gneisses), poussières, glaciaires, icebergs, etc. La déposition des sédiments terrigènes se fait, principalement, dans la plate-forme continentale. Cependant, beaucoup des sédiments terrigènes qui arrivent à la plate-forme continentale sont fréquemment déposés dans des canyons sous-marins qui se développent dans le talus continental et dans des cônes sous-marins dans la plaine abyssale. En effet, les courants turbiditiques (ou courant de turbidité) transportent les sédiments terrigènes vers les parties profondes des bassin sédimentaires où ils se déposent soit sous la forme de cônes sous-marins de bassin soit de talus (remplissage de chenaux, dépressions et digues marginales naturelles). Ce type de courants se forme, surtout pendant les chutes relatives du niveau de la mer significatives, c'est-à-dire, des chutes relatives qui mettent le niveau de la mer plus bas que le rebord du bassin. Ce type de chute relative du niveau de la mer, exhume la plate-forme continentale (quand le bassin a une plate-forme) et ou la partie supérieure du talus continental, ce qui, évidement, augmente l'apport terrigène. Notons que les dépôts turbiditiques (cônes sous-marins) sont les seuls systèmes de dépôt qui se déposent pendant les chutes relatives du niveau de la mer. Tous les autres systèmes (déposés en amont du rebord continental) requièrent une augmentation de l'accommodation, autrement dit, de l'espace disponible pour les sédiments, lequel est induit para la combinaison de l'eustasie et de la tectonique (subsidence ou soulèvement). D'autre part, il ne faut pas oublier, qu'en conditions géologiques de hait niveau, c'est-à-dire, quand le niveau de la mer est plus haut que le rebord du bassin (ne pas confondre rebord du bassin et rebord continental, bien que, en certains cas ils puissent être coïncidents), l'apport sédimentaire provenant des cours d'eau importants peut induire des courants turbiditiques et, ainsi, le dépôt de cônes sous-marins dans la partie profonde du bassin.

[size=undefined][size=undefined]Sédimentation[/size]...........................................................................................................................................................................................Sedimentation[/size]

Dépôt des particules sédimentaires par l'action de la gravité.

Voir: « Sédiment »
&
« Système de Déposition »
&
« Variation Relative (du niveau de la mer) »

Un sédiment est une particule de matière qui peut être transportée par l'écoulement d'un fluide et qui, éventuellement, est déposée dans le fond d'une masse d'eau ou d'autre fluide. La sédimentation est la déposition par l'action de la gravité d'un matériel en suspension. Les sédiments sont transportés par le vent, eau et glace. Les dunes de sable dans un désert et le loess sont des exemples de transport et déposition éolienne. Les moraines et le till sont des sédiments transportés par la glace. Les barres de méandres et deltas sont des exemples de sédiments transportés par de l'eau, comme suggéré dans le schéma illustré dans cette figure. Des effondrements gravitaires peuvent créer des dépôts de talus et glissements, ainsi comme les collapsus de karst créent des monticules carbonatés. Chaque type de sédiment a différent vitesses de déposition, fonction de la taille, volume, densité et forme. Avec le temps, les sédiments s'accumulent dans les mers, océans ou lacs, ce qui veut dire, que les dépôts sédimentaires peuvent être terrestres (déposés dans l'onshore), ou marins (déposés dans l'offshore). Tous les sédiments sliliciclastiques sont sédiments terrestres (formés dans l'onshore), mais peuvent être déposés dans des environnements terrestres, marins ou lacustres (dans des lacs). Les sédiments déposés sont la source principal des roches sédimentaires, lesquelles peuvent contenir des fossiles des populations qui habitaient la masse d'eau, lesquels, après mort, tombent au fond de la mer et sont, par la suite, couverts par des sédiments plus récents. Les sédiments du fond des lacs qui ne sont pas encore transformés en roches solides, par compaction et diagénèse, peuvent être utilisés pour déterminer les conditions climatiques au moment de déposition. Pour qu'un fluide commence à transporter des sédiments, il est nécessaire que l'énergie de l'écoulement soit supérieure à l'énergie absorbé par friction. La manière comme les sédiments sont transportés dépend des caractéristiques des sédiments et du fluide. Si un fluide, comme, par exemple, l'eau s'écoule, elle peut transporter des particules suspenses. La vitesse de sédimentation (ω) est la vitesse minimum qu'un écoulement doit avoir pour transporter et non déposer les sédiments, laquelle est donnée par la loi de Stokes : ω= 2(ρs-ρf)gr^2 / 9μ, où ρ est la densité, g l'accélération, r est le rayon des particules, μ la viscosité dynamique du fluide, s pour particule et f pour fluide.

[size=undefined]Sédimentation Carbonatée [size=undefined][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b](principes)[/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size].........................................................................................................................Positive reflection[/size]

Trois règles de base sont à considérer dans la sédimentation des carbonates : (i) Les carbonates sont, principalement, d'origine organique ; (ii) Les carbonates construisent des structures qui résistent aux vagues et (iii) Les carbonates souffrent des grandes altérations diagénétiques car les minéraux originaux sont métastables.

Voir: « Biota »
&
« Déposition (Carbonates) »
&
« Variation Relative (du niveau de la mer) »

La précipitation de carbonates sous l'action des bactéries sulfato-réductrices commence avec une chute do pH, à laquelle se suit une montée (le pH mesure de l'acidité ou de la basicité d'une solution). La précipitation du calcium dépend, en grand partie, de l'intensité du processus de respiration. La plupart des carbonates marins sont ségrégées par des organismes, animaux et végétaux. Dans le résidu organique qui reste après la dissolution des carbonates, certains géoscientistes appellent trame à la fraction qui est constituée par les bactéries et substratum à la fraction qui provient des macro-organismes. La plupart des roches carbonatées se forme dans des eaux chaudes et sont, très souvent, associées à des biohermes. Fairbridge (1955) a proposé une classification pour la sédimentation des carbonates organogéniques : (i) Dans la plate-forme continentale (entre 0 et 200 mètres, mais exceptionnellement jusqu'à 900 m), les conditions sont favorables au dépôt de calcaire, surtout dans les pays chauds, entre 10° et 30° C ; sont les zones avec plus de lumière, riches en nutriants qui sont, particulièrement, favorables à la vie ; dans la plate-forme s'observent biohermes, biostromes et des dépôts carbonatés clastiques (oolithes, éolianites calcaires, pélagosites déposés dans une mer saturée en calcaire) ; (ii) Dans les régions bathyales et abyssales (talus continental et fosses marines), sous une lame d'eau supérieur à 200 mètres, mais inférieure à la profondeur de compensation des carbonates (PCC), autrement dit, environ 5490 mètres, sous un climat chaud, se trouvent des sédiments calcaires (vases à globigerines, ptéropodes, coccolithes et rabdolithes) dans les bassins ouverts qui souffrent mélanges d'eaux susceptibles de renouveler l'oxygène. Dans les bassins fermés et mal ventilés se produisent des fermentations anaérobiques et des sulfurées. Dans les régions froides, le microplancton crée des vases siliceuses. Les craies (carbonate de calcium amorphe) appartiennent à une catégorie intermédiaire, une fois qu'elles sont des sédiments pélagiques similaires à des vases de globigerines, mais déposées dans les parties profondes de la plate-forme continentale.

[size=undefined]Sédimentation Latérale..................................................................................................................................................Lateral sedimentation[/size]

Dépôt de sédiments, sur une surface inclinée, qui migre dans une certaine direction au fur et à mesure que plus de sédiments se déposent, comme, par exemple, le dépôt sur le côté convexe d'un chenal d'un cours d'eau dans une plaine de méandres.

Ce détail d'une ligne sismique de de l'offshore des EUA, illustre parfaitement la sédimentation latérale dans une barre de méandre de plaine alluviale. Ce type de sédimentation existe aussi dans les méandres de vallée (méandres encaissés), mais est beaucoup plus marquée dans les méandres de plaine alluviale. D'autre côté, ce détail qui ne requiert aucun type d'interprétation, corrobore le modèle de barre de méandre proposé par Galloway et Hobday (1983), dans lequel un cours d'eau méandriforme représente un équilibre entre les effets de friction et inertie de l'écoulement et la tendance naturel qu'un écoulement a de suivre toujours la trajectoire plus courte et de plus grand pente. Dans les zones peu riches en sédiments, les cours d'eau ont tendance à former des chenaux, dans lesquels l'écoulement plus rapide se localise dans la partie centrale comme que si le chenal était rectiligne. Cependant, quand le chenal est courbe, comme il arrive presque toujours, l'inertie pousse la zone d'écoulement plus rapide contre le banc concave, lequel est érodé et forme un banc d'érosion. Le banc d'érosion est, facilement, reconnu dans cette ligne sismique, non seulement par ce qu'il s'oppose à la barre de méandre, mais aussi par les biseaux de troncature que le caractérisent. Au contraire, dans le banc convexe du méandre, comme l'écoulement de l'eau est faible, une partie des sédiments transportés se dépose latéralement formant la barre de méandre. L'érosion dans le banc concave et le dépôt dans le banc convexe oblige le lit du cours d'eau (chenal) à migrer en direction du banc concave jusqu'à qu'il se forme une coupure de méandre, c'est-à-dire, un passage direct du courant entre deux bancs concaves non consécutives, ce qui isole la barre de méandre entre les dois bancs concaves et forme un lac de méandre dans partie du chenal abandonné. Comme on peut voir sur cette ligne sismique, les rapports géométriques entre les différents tampons argileux qui fossilisent le chenal, traduisent l'histoire de l'abandonnement du lit principal du cours d'eau, lequel, dans ce cas particulier, s'est fait en deux phases successives et non d'une seule fois, une fois que, au moins, cinq tampons argileux se peuvent mettre en évidence.

[size=undefined][size=undefined]Sédimentation Répétitive[/size]........................................................................................................................................Repetitive sedimentation[/size]

Quand les changements de climat ou les variations relatives du niveau de la mer produisent une accumulation verticale et cyclique de couches sédimentaires, plus ou moins, typiques. Ces successions verticales peuvent être, ou non, régulièrement récurrentes (périodiques).

L'exemple typique de sédimentation répétitive est un édifice deltaïque, lequel ne doit pas être confondu avec un delta, comme illustré dans cette figure. L'épaisseur moyenne d'un delta est d'environ 30-40 mètres, tandis que l'épaisseur d'un édifice deltaïque, qui n'est autre chose que la superposition d'un certain nombre de deltas, peut atteindre plusieurs kilomètres d'épaisseur, comme, par exemple, l'édifice deltaïque du Niger ou de l'Amazone. Généralement, un delta est composé par trois types de couches : (i) Supérieures qui ont une géométrie sub-horizontale ; (ii) Frontales qui ont une géométrie inclinée vers la mer et (iii) Inférieures qui, quand présentes (il y a des deltas uniquement avec les couches supérieures et frontales), on une géométrie sub-horizontal. En d'autres mots, globalement, un delta a une géométrie progradante. Une superposition de deltas se fait, de préférence, pendant les épisodes régressives, ce qui veut dire, que si initialement la ligne de côte (plus au moins la limite entre les couches supérieures et frontales d'un delta) est localisée en amont du rebord du bassin (quand le bassin a une plate-forme continentale), peu à peu, les talus deltaïques ou les couches inférieures, quand elles existent, fossilisent la plate-forme continentale. Pendant, cette période, les talus deltaïques sont localisés en amont du talus continental, ce qui veut dire, qu'il y a une petite plate-forme sous une tranche d'eau, qui normalement est inférieure à la résolution sismique. Comme sur les lignes sismiques, les ingressions transgressives ne se peuvent mettre en évidence, la plate-forme continentale est inexistante et le rebord du bassin est la limite entre les couches supérieures et frontales du delta, une fois que la bassin, sismiquement, n'as pas de plate-forme continentale. Dans cette figure, sismiquement, le bassin n'a pas de plate-forme continentale et que dans ces conditions le rebord du bassin correspond presque toujours à la ligne de côte qui marque le rebord continental. Il est important de ne pas confondre le talus continental, qui peut avoir plusieurs kilomètres de hauteur, avec le talus d'un delta, dont l'hauteur rarement dépasse 50 mètres.

[size=undefined]Sédimentation Verticale................................................................................................................................................Vertical sedimentation[/size]

Accumulation verticale, sur une surface de dépôt, de dimensions significatives, résultante d'une superposition de sédiments de provenance verticale et non comme dans une aggradation (rehaussement), où les sédiments sont transportés par un courant venant, en général, de l'amont.

Dans cette figure sont illustrés deux types de sédimentation complètement différents : (i) Une sédimentation, presque instantanée (en termes géologiques) de particules transportées par des courants de turbidité (ou turbiditiques) et (ii) Une sédimentation beaucoup plus longue (quelques centimètres par plusieurs centaines ou milliers d'années) de particules qui tombent verticalement vers le fond de la mer. Le premier type de sédimentation est représenté par les intervalles inférieures d'une couche turbiditique, tandis que le deuxième est représentée pat l'intervalle pélagique qui fossilise la couche turbiditique, bien que certains géoscientistes la considère comme faisant partie de la couche turbiditique, ce que pour nous n'a aucun sens. Ainsi, par exemple, Bouma considère dans une couche turbiditique cinq intervalles. Du bas vers le haut, Bouma distingue : (a) Un intervalle massif et granodécroissant vers le haut ; (b) Un intervalle avec des laminations sableuses parallèles ; (c) Un intervalle avec des laminations ondulées ou convolutés ; (d) Un intervalle avec des laminations parallèles de silte et boue, et finalement (e) Un intervalle composé par de la boue hemipélagique, dans la base du quel se peut trouver une boue provenant du courant turbiditique. Indépendamment du fait de l'intervalle pélagique (e) être considéré, ou non, comme faisant partie de la couche turbiditique (a, b, c , d), au moins deux choses différencient l'intervalle (e) des autres intervalles : (i) Le taux de sédimentation est extrêmement lent (les intervalles a, b, c, d se déposent, en général, en quelques heures, tandis que l'intervalle pélagique peut dépenser des milliers d'années à se déposer) ; (ii) La sédimentation est verticale, c'est-à-dire, les particules sédimentaires qui le forment tombent lentement a travers la tranche d'eau, ce qui contraste fortement avec le dépôt des particules des intervalles a, b, c, et d, qui se fait par perte de compétence, autrement dit, par décélération de l'écoulement turbiditique. La granulométrie et la faune sont aussi des critères de différentiation. Les particules de l'intervalle pélagique sont beaucoup plus fines et la faune plus significative, une fois que la faune des intervalles a, b, c et d est transportée.

[size=undefined]Séquence de Dépôt..............................................................................................................................................................Depositional Sequence[/size]

Unité stratigraphique, composée par une succession conforme des strates génétiquement liés, limitée par deux discordances ou par les conformités que leurs sont corrélables en eau profonde. Une séquence de dépôt est, pour beaucoup de géoscientistes, synonyme de cycle-séquence (cycle stratigraphique). Chaque cycle-séquence ou séquence de dépôt est induite par un cycle eustatique de 3a ordre et est composée par une succession verticale et latérale de différents cortèges sédimentaires. Une séquence de dépôt ou cycle-séquence se dépose entre deux points d'inflexion descendants successifs de la courbe des variations relatives du niveau de la mer (eustasie plus tectonique).

Dans ce modèle de déposition pour les intervalles siliciclastiques (sable-argile) de P. Vail (légèrement modifié) est représenté un cycle stratigraphique dit cycle-séquence (induit par un cycle eustatique de 3ème ordre, dont la duré est entre 0.5 et 3 - 5 My) et les cortèges sédimentaires qui le composent. Le temps géologique entre deux lignes chronostratigraphiques est, plus au moins, de 100 ky. Ce temps correspond au temps de durée de chaque paracycle eustatique, qui composent le cycle eustatique) et non au temps réel de dépôt de chaque paracycle du cycle-séquence (ou paraséquence pour certains géoscientistes) qui est beaucoup plus petit. Un cycle-séquence est limité par eux discordances, induites par deux chutes relatives du niveau de la mer significatives (eustasie plus tectonique) qui ont mis le niveau relatif de la mer plus bas que le rebord du bassin (discordances du type I), autrement dit, par deux surfaces d'érosion. Du bas vers le haut on reconnaît les cortèges sédimentaires suivants : (i) Cortège de bas niveau (CBN), lequel, quand complet, est composé par des cônes sous-marins de bassin (CSB), et éventuellement, des contourites associés, cônes sous-marins de talus (CST) et le prisme de bas niveau (PBN), avec lequel sont associées des remplissages de vallées incisées (Rvi) : (ii) Le cortège transgressif (CT) et (iii) Le cortège de haut niveau (CHN), avec lequel, par fois, est associé à un cortège de bordure du bassin (CBB). Le cortège de bordure du bassin se forme quand pendant le prime de haut niveau, il y a une chute relative du niveau de la mer qui n'est pas suffisante pour mettre le niveau relative de la mer plus bas que le rebord du bassin, ce qui crée une discordance du type II.

[size=undefined]Séquence de Sloss.............................................................................................................................................................................Sloss' sequence[/size]

Cycle stratigraphique considéré comme une unité sédimentaire corrélable et limitée par des discordances inter-régionales, c'est-à-dire, limitée par des discordances qui peuvent être reconnues sinon globalement au moins à l'échelle d'un continent. Dans les bassins cratoniques principaux des EUA, Sloss (1963) a reconnu six de ces cycles stratigraphiques qu'il a appelé “ séquences cratoniques ”.

En 1963, Sloss, de l'Université de Nord-Ouest (EUA), a proposé un nouveau paradigme dans la stratigraphie. Pour la première fois, dans l'analyse stratigraphique, il a reconnu l'importance, à grande échelle, des intervalles sédimentaires limités par des discordances, ce qu'il a appelé séquences cratoniques. Sloss a initié les travaux de base de ce qu'aujourd'hui on appel stratigraphie séquentielle et a été lui qui a dit que chaque séquence cratonique est caractérisée par une tectonique interne et une pétrologie idiosyncrasique (différent de l'usuelle, autrement dit différente de celle qui est fait généralement). C'est pour cela qu'un géoscientiste, avec de l'expérience en stratigraphie, peut regarder un affleurement et dire, par exemple, que les roches que le forment sont du Crétacé, ou mieux, sont probablement du Crétacé, sans avoir besoin de fossiles ou d'un spectrographe de masse (instrument pour étudier les différents spectres lumineux, spécialement, la disposition des raies qu'ils ont, avec une plaque photographique) dans cette figure sont représentées les séquences cratoniques (ou séquences de Sloss) de l'Amérique du Nord, lesquelles sont séparées par des discordances (surfaces d'érosion induites par des chutes relatives du niveau de la mer significatives). Dans les zones plus foncées, les sédiments ont été érodés ou ne se sont pas déposés, ce que veut dire, qu'elles représentent un hiatus, plus ou moins, important. Dans les bassins cratoniques et marges continentales divergentes, les registres sédimentaires qui sont, principalement, constituées par des épisodes transgressifs et régressifs, sont limités par discordances. Quelques discordances sont peu importantes, mais d'autres représentent des périodes de temps très grandes et peuvent être reconnues sur des grandes distances. Les séquences de Sloss comprennent des intervalles sédimentaires qui peuvent englober plusieurs systèmes géologiques. Comme illustré ci-dessus, dans l'Amérique du Nord, l'Ordovicien Inférieur, par exemple, est la culmination du grand épisode transgressif Cambrien que Sloss a appelé "séquence de Sauk".

[size=undefined]Sérac .....................................................................................................................................................................................................................................Serac[/size]

Bloc ou colonne de glace formée par l'intersection des fissures d'un glacier en association avec la fusion, évaporation directe ou sublimation et l'érosion du glacier par le vent. Les "séracs", que certains géoscientistes appellent pénitents, se forment de préférence dans les zones où l'écoulement du glacier est plus rapide ou dans le front d'un glacier suspendu.

Les séracs peuvent atteindre des grandes dimensions et même quand ils sont petits ils sont très dangereux pour les alpinistes dans la mesure qu'ils s'effondrent très facilement et sans pré-avis. C'est l'effondrement d'un sérac qui, en Août 2008, a tué presque deux dizaines d'alpinistes dans le K2 (deuxième plus haut pic du monde, après l'Everest, qui culmine à 8611 mètres). Les séracs quand stabilisés par un temps très froid et persistent, s'opposent à l'écoulement glaciaire. Le terme sérac a été utilisé par la première fois, en 1787, par le géoscientiste suisse Horace de Benédict de Sausurre à cause de la ressemblance qu'ils ont avec le fromage Schabziger (lait coagulé) qui est exclusivement fait dans le canton de Glaris, en Suisse, et que les suisses francophones appellent sérac. Dans la réalité, la glace devient si fragile, soit en surface, pour se fissurer, soit à l'intérieur. Les fissures qui ne dépassent plus de 50 mètres, se forment surtout où l'écoulement glaciaire s'accélère. C'est l'interaction de ces fissures qui donne l'aspect de lait coagulé. Ainsi, l'écoulement de la glace se subdivise en écoulements différenciés indépendants les uns par rapport aux autres et séparés par des plans de cisaillement (bien visibles dans cette figure). Ces différences d'écoulement se résument dans la coexistence d'un écoulement continu et d'un mouvement de blocs rigides. En profondeur, l'écoulement en blocs rigides n'est pas marqué par des fissures. Les zones, plus ou moins, continues qui avancent avec des vitesses différentes, sont séparées par des plans de chevauchement. Ce sont, probablement, ces mouvements de glace qui produisent une mixture de matériaux transportés et qui, probablement, mettent en surface les blocs arrachés du lit du glacier. Certains géoscientistes disent que le mouvement de la glace se fait de manière encore mal connue. Ainsi, on ne sait pas très bien si la glace réagit de manière visqueuse (ne conserve pas sa forme quand les contraintes disparaissent) ou plastique (conserve sa forma quand les contraintes disparaissent).

[size=undefined]Série........................................................................................................................................................................................................................................Serie[/size]

Unité stratigraphique temps composée de toutes les roches qui représentent une époque géologique.

Dans cette échelle géologique, la dernière colonne (Temps %) représente l'âge, en pourcentage, de chaque Période par rapport à l'âge total de la Terre (100 %), Ainsi, les 3.7% de la période Crétacé veulent dire que le temps entre le début du Crétacé et aujourd'hui représente 3.7% du temps total de histoire de la Terre depuis l'Archéen au Précambrien (Planckien, Gamowien et Criptozoïque). Les roches qui composent le Crétacé, c'est-à-dire le système Crétacé, se repartissent en trois séries : (i) Néocomien, (ii) Gallique et (iii) Senonien. Évidement, que ses séries (roches) sont associées avec trois époques (temps) qui sont le Néocomien, Gallique et Senonien. Notons que le temps de durée de l'époque Néocomien ne correspond, d'aucune manière, au temps de déposition des roches de la série Néocomien. Le temps réel de dépôt des roches du Néocomien est beaucoup plus inférieur au temps de l'époque Néocomien. Les périodes de hiatus, autrement dit, les périodes de temps, où rien ne se passe, sont largement supérieures aux périodes de dépôt. La série Néocomien a été introduite par J. Thurman (1835) quand il a étudié les affleurements de la région de Neuchâtel (Neocomum), en Suisse. Dans la région type, les roches ont été subdivisées en deux étages : (a) Valanginien, formé par les roches qui affleurent le long de la gorge du Seyon, près du village de Valangin et (b) Hauterivien, formé par les roches qui affleurent entre les villages de Saint Blaise et Hauterive. Plus tard Coquand (1876) a considéré encore un autre étage appelé Infra-Valanginien ou Berriasien. C'était pendant le Néocomien que le supercontinent Pangée s'est allongé et se sont formé les bassins de type-rift, avant la fracturation et la formation de plusieurs continents, avec les premières plantes avec des fleurs. Pendant le Néocomien, les angiospermes n'étaient pas, probablement très importantes, Cependant, elles ont commencé a faire partie de la flore et sont devenues dominantes vers la fin du Crétacé. Le développement des fleurs a conduit immédiatement à une coévolution avec les insectes. Ainsi, on a commencé a voir des pollinisateurs spécialisés à évoluer de divers clades d’insectes (groupe d'organismes venant d'un unique ancêtre commun). Le Néocomien a aussi été l'époque en que les mammifères on évolué en clades placentaires et marsupiales.

[size=undefined]Sessile [size=undefined][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b](benthonique)[/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size]........................................................................................................................................................................................................Sessil[/size]

Organisme qui n'est pas capable de se déplacer (zoologie). En limnologie, sessile se réfère à des organismes ancrés dans le milieu benthonique, tandis que en botanique, le même terme est utilisé pour désigner les plantes dans lesquelles les fleures ou feuilles croissent directement à partir de la tige ou du pédoncule.

En zoologie, la sessile est une caractéristiques des animaux qui ne sont pas capables de se déplacer. Ils sont, normalement, attachés de manière permanente à un substratum solide de n'importe quel type, qu'il soit une roche, la coque d'un bateau, comme c'est le cas des pousse-pieds qui se fixent aussi sur les baleines. Les coraux établissent son propre substratum. Les animais sessiles, généralement, ont une phase de sont développement pendant laquelle ils sont mobiles. Les éponges sont mobiles pendant la phase larvaire, mais deviennent sessiles quand arrivent à la phase de maturation. Au contraire, beaucoup de méduses se développent comme des polypes sessiles au début de leur cycle de vie. Beaucoup d'animaux sessiles, comme les éponges, coraux, hydres, etc., sont capables de se reproduire de manière asexuée, in situ, par germination (type de reproduction dans lequel il apparaissent des germes qui croissent attachés à l'organisme initial et qui peuvent ou non se détacher en certaines époques de la vie ; diverses algues et plantes, certains champignons et quelques animaux invertébrés peuvent se reproduire par germination). La gemmiparité ou bourgeonnement est un type de reproduction dans des animaux, généralement sessiles, dans lequel les individus d'un déterminé groupe d'espèces proches les unes des autres se reproduisent à des fins bénéfique et que peut être observé dans les récifs de corail. Dans la réalité, la gemmulation est un processus de reproduction asexuée (type de reproduction qui se fait sans l'intervention de gamètes). Les nouveaux êtres sont clones (ensemble d'individus qui ont donné origine à d'autres par reproduction asexuée) de l'ancêtre, dans lequel apparaît la formation d'une dilatation dénommé gemme formée par mitoses dans la surface externe de l'organisme ascendant, pouvant se séparer et donner origine à un nouveau individu. Ce processus a lieu dans des être unicellulaires, comme les bactéries, et levures et en certains être pluricellulaires comme les éponges, méduses et hydres. Il peut aussi se produit dans des plantes supérieures, comme les angiospermes ( plantes spermatophytes dont les graines sont protégées par une structure dénommé fruit).

[size=undefined]Sial..............................................................................................................................................................................................................................................Sial[/size]

Terme général donné aux roches qui forment les masses continentales qui sont principalement composées par silice et aluminium.

Sial ou SiAl est le nom donné à la couche de la croûte terrestre qui est aussi connue comme croûte continentale due à l'absence de bassins océaniques significatives. Ce nom a été tiré des deux premières lettres de silicium et aluminium. En fait, le sial est formé par des roches riches en minéraux constitués à la base de silicium et aluminium. Quand le sial affleure, il est, principalement, granitique et, c'est pour cela, que certains géoscientistes désignent le sial comme la couche granitique de la croûte terrestre. D'autre coté, la plupart des géoscientistes appellent les roches qui forment le sial des roches felsiques. Dans les plaques lithosphériques continentales, la base do sial varie entre 5 et 70 kilomètres de profondeur. Comme dans la réalité, le sial "flotte" sur le sima, les montagnes se prolongent vers le bas (par différence de densité), comme un iceberg dans la mer, ce qui explique la grande variation en profondeur de la limite sial-sima (isostasie). De la même manière que pour le sial, le nom sima qui correspond à l'ensemble du niveau inférieur de la croûte terrestre et du manteau, a été tiré des deux premières lettres de silicium et magnésium. Le sima affleure, parfois, dans le fond des bassins océaniques. Le sial a une densité entre 2700 e 2800 kg/m^3, laquelle est inférieure à la densité du sima. Cependant, dans la base di sial, les roches passent, progressivement aux basaltes qui forment le sima. A ligne qui sépare le sial du sima est la discontinuité de Conrad, laquelle est arbitrairement placé quand la densité moyenne di sima varie entre 2800 et 3300 kg/m^3 et entre 3300 e 5600 kg/m^3 dans la partie moyenne inférieure. Le sima s'étend jusqu'à 2900 km de profondeur, autrement dit, jusqu'à la limite supérieure di noyau de la Terre, lequel s'appelle Nife, une fois que le nickel et le fer sont ses composants principaux. Ainsi, au point de vue de la composition chimique, la Terre peut se diviser en trois couches : (i) Sial, la couche superficielle, peu dense et fragile, composée, principalement, par silicium et aluminium ; (ii) Sima, la couche intermédiaire, dont l'épaisseur est d'environ 2859 km, qui est ductile, dense et composé, principalement par du fer et magnésium et (iii) Nife, autrement dit, la couche inférieure et qui est, plus au moins équivalent di noyau de la Terre.

[size=undefined]Sciences de la Terre......................................................................................................................................................................Earth's Sciences[/size]

Ensembles des disciplines qui étudient tous les aspects de la Terre et ses rapports avec l'Univers.

Le contenu total des Sciences de la Terre ou Géosciences, comme actuellement est commun des les désigner est une question de dispute, mais aucun critique exclue : (i) Géologie qui décrit les parties rocheuses de la croûte terrestre et sont développement historique (les principales branches de la géologie sont la Minéralogie, Géomorphologie, Stratigraphie, Tectonique ou Géologie Structurale, Sédimentologie, etc.) ; (ii) Océanographie qui décrit les domaines marins et d'eau douce de l'hydrosphère (les principales branches sont l'Hydrogéologie, Océanographie Physique, Océanographie Chimique et l'Océanographie Biologique) ; (iii) Sciences de l'Atmosphère qui incluent la Météorologie, Climatologie, Chimique Atmosphérique et Physique Atmosphérique) ; (iv) Géophysique qui étudie la forme de la Terre et ses relations avec les forces et champs magnétiques et gravimétriques, ainsi comme elle explore le noyau et manteau terrestres et l'activité tectonique et sismique de la lithosphère et (v) Géochimie qui traite de l'étude de la composition chimique de la Terre, processus et les réactions chimiques que régissent la composition des roches et sols et les cycles de matière et énergie qui transportent les composants chimiques terrestres dans le temps et dans l'espace, et leur interaction avec hydrosphère et atmosphère. La plupart des géoscientistes incluent également dans les Sciences de la Terre, la Cosmologie, Cosmogonie, Astronomie et Écologie, et d'autre incluent même la Géographie. D'autre coté, comme avec la spécialisation, chacune de ces disciplines a été subdivisé en différentes branches qui sont également inclus dans les Sciences de la Terre, comme, par exemple : a) Paléontologie ; b) Géomorphologie ; c) Minéralogie ; d) Pétrologie ; e) Pétrographie ; f) Géologie Économique ; g) Volcanologie ; h) Météréologie ; i) Paléoclimatologie ; j) Climatologie Moderne ; k) Océanographie ; l) Paléoécologie ; m ) Stratigraphie ; n) Stratigraphie Séquentielle, etc., ainsi comme une grande variété de disciplines attachées à l'écologie. De la même manière que tous les spécialistes qui étudient la vie se reconnaissent dans la biologie et acceptent être appelés biologistes, aujourd'hui, la plupart des spécialistes qui étudient les Sciences de la Terre sont désignés comme géoscientistes, ce qui signifie que la plupart des disciplines qui font partie des Sciences de la Terre ne peuvent plus être inclues dans la Géologie.

[size=undefined][size=undefined]Signature [size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b](registre stratigraphique)[/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size]..............................................................................................................................Signature in stratigraphic record[/size]

Réponse enregistrée dans les série sédimentaires aux événements terrestres et extra-terrestres, comme aux événements : (i) Tectoniques ; (ii) Eustatiques ; (iii) Climatiques, ainsi comme à (iv) L'apport sédimentaire ou aux (v) Explosions solaires ; (vi) Impacts, etc. Dès que l'épaisseur des enregistrements est supérieur à la résolution sismique, la plupart des ces événements peut être reconnue sur les lignes sismiques.

Ce schéma, tiré des cours de P. Vail (Université de Rice, Houston, Texas, EUA), montre : (i) L'hiérarchie ; (ii) Les corrélations (globales, régionales ou locales) et (iii) La causalité des évents géologiques. Ainsi, par exemple considérant les cycles d'empiétement continental (signature), on peut dire que : (a) Sa distribution dans l'espace (corrélation) est globale ; (ii) Ils sont induits par des cycles eustatiques de 1ère ordre (distribution temporal) et (c) Ils sont, très probablement, causés par des variations du volume des bassins océaniques. Notons, que cette dernière conjecture est valide uniquement si la quantité d'eau, sous toutes ses formes, est constante depuis la formation de la Terre (autrement dit, depuis ± 4.6 Ga). Cette conjectures est difficile de réfuter. La plupart des observations géologiques la corroborent. Après la rupture d'un supercontinent (Rodhinia ou Proto-Pangée ou de la Pangée), la subséquent expansion océanique produit des montagnes sous-marines (dorsales océaniques), ce qui diminue de manière significative le volume des bassins océaniques. Dans de telles conditions, si la quantité de l'eau se maintenir constante, le niveau de la mer (eustatique) est obligé de monter empiétant les continents. Au contraire, dès que les collisions continentales, associées aux zones de subduction (type A ou B), deviennent prédominantes, ce qui arrive, généralement, dans la partie finale ou très avancée de l'expansion océanique, le volume des bassins océaniques augmente et le niveau de la mer est obligé de descendre exposant une grande partie de la croûte continentale. Les variations du niveau de la mer, pendant les ingressions (transgressions) sont plus lentes (0.1 cm par 1000 ans) que pendant les transgressions. Vail considère que le facteur prépondérant des signatures stratigraphiques est l'eustasie et non la tectonique (subsidence), une fois que les changements eustatiques sont beaucoup plus rapides que les changements tectoniques. Cependant, en certains types de bassins sédimentaires associés avec les zones de subduction du type A, les variations tectoniques peuvent être prépondérantes.

[size=undefined]Signature Stratigraphique [size=undefined][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b][size=undefined][b](Néogène)[/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size][/b][/size]...................................................................................................Neogene Stratigraphic Signature[/size]

Cette signature se caractérisée par : (i) Un épaississement sédimentaire en direction du continent pendant l'Oligocène Inférieur ; (ii) Un déplacement des biseaux d'aggradation côtiers vers les parties profondes des bassins pendant l'Oligocène Supérieur ; (iii) Un maximum d'inondation pendant le Miocène Inférieur (24.8 Ma) ; (iv) La fin de l'aggradation du Miocène Inférieur (Aquitanien, 22.0 Ma) et dépôt de prismes de bas niveau de grandes dimensions ; (v) La fin de l'aggradation du Miocène Inférieur (Burdigalien, 21.0 Ma) et dépôt de prisme de bas niveau ; (vi) Inondation pendant le Miocène Moyen (Langhien et Serravalien Inférieur, 15/6 Ma) ; (vii) Progradation significative pendant le Miocène Moyen (Serravalien, 15 / 10.5 Ma) ; (viii) Déplacement important, vers le bas et vers la mer, des biseaux d'aggradation et dépôt de prismes de bas niveau (10.5 Ma) ; (ix) Fin de l'aggradation du Miocène Supérieur et dépôt des prismes de bas niveau (10.5 / 5.0 Ma) ; (x) Inondation pendant le Pliocène Inférieur (5.0 Ma) ; (xi) Aggradation pendant le Pliocène et Pléistocène Inférieur avec beaucoup de dépôts de bas niveau (5.0 / 1.6 Ma) et finalement (xii) Dépôt de cycles stratigraphiques de haute fréquence, pendant le Pléistocène Supérieur.

Ce diagramme représente la signature stratigraphique du Néogène, comme proposée par P. Vail et ses élèves en 1992. Trois épisodes transgressifs majeurs sont associés avec les surfaces de base des progradation : SBP 24.8 Ma ; SBP 16 / 15 Ma e SBP 5.0 Ma. Les déplacements plus importants de la rupture d'inclinaison de la surface de déposition côtière sont en : (i) Direction de la mer (épisode régressif), entre 30.0 e 25.5 Ma ; (ii) Direction du continent (épisode transgressif), entre 25.5 e 24.8 Ma ; (iii) Direction de la mer, entre 24.8 e 15.5 Ma ; (iv) Direction du continent, entre 15.5 e 15.0 Ma ; (v) Direction de la mer, entre 15.0 e 10.5 Ma ; (vi) Direction du continent, entre 10.5 e 5.0 Ma et (vii) Direction de la mer, entre 5.0 e 0.8 Ma. L'alternance des configurations internes de ces intervalles stratigraphiques est, bien visible, sur les lignes sismiques, en particulier de celles des marges divergentes, ce qui permet, par fois de les dater.

[size=undefined]Sillon d'avant-côte.........................................................................................................................................................................Foreshorerunnel[/size]

Sillon ou dépression, dans la plage-moyenne ou dans la plage proprement dite, induite par interaction des vagues et marées et dont la topographie est subaquatique ou subaérienne fonction du cycle de marée.

Le littoral est le nom que certains géoscientistes donnent à la ceinture du continent qui est en contact avec la mer, ou à des phénomènes caractéristiques de cette région. Certains géoscientistes restreindre le terme littoral à bande entre les marées, tandis que d'autres le prolongent vers l'intérieur, par un espace dont les limites ne sont pas toujours faciles à définir, et vers le large par la zone de déferlement des vagues. Dans la base de la distribution des biocénoses littorales (ensemble d'êtres vivants qui coexistent dans un espace défini appelé biotype) et en fonction des temps d'immersion, l'espace littoral se divise en bandes ou étages, parallèles à la ligne de côte : (i) Étage supralittoral qui comprend l'espace atteint directement par l'embrun, au-dessus du niveau des marées hautes vives, et qui est toujours dehors de l'eau ; (ii) Étage mésolittoral qui correspond à la bande entre les marées et (iii) Étage infra-littoral qui est localisé au-dessous du niveau des marées basses vives et qui est toujours immergé. Dans le bas de plage (aussi appelé terrasse de basse marée) existent des ondulations de faible amplitude (3-15 centimètres), plus au moins linéaires et parallèles entre elles et à la zone de déferlement. Ces ondulations qui sont appelées ondulations de plage peuvent être symétriques ou dissymétriques, sont crées par l'écoulement turbulent des courants de ressac (en particulier par l'écoulement du courant de retrait). C'est le creux de ces ondulations que certains géoscientistes appellent sillons d'avant-côte (sillons littoraux). En général, dans la limite externe du bas de plage, autrement dit, dans l'avant plage sous le niveau de marée basse vive, se forment, par fois, des ondulations de plus grande amplitude, qui peuvent atteindre plus au moins un mètre. Les crêtes de ces ondulations de l'avant-plage sont des crêtes littorales, que les géoscientistes portugais appellent "caneiros". N'oublions pas que la plupart des géoscientistes anglo-saxons ne font pas de différence entre la plage moyenne et le bas de plage. Ils considèrent uniquement le "foreshore" qui est l'équivalent du bas de plage (entre l'arrière-plage et l'avant-côte) des géoscientistes français et qui correspond à l'ensemble de la plage-moyenne et de la plage basse de certains géoscientistes portugais. Cependant, d'autres englobent la plage-basse et la plage moyenne dans une unique unité, qu'ils appellent plage proprement dite.

[size=undefined]Sillon prélittoral...............................................................................................................................................................................Longshorerunnel[/size]

Creux des ondulations de plage qui se développent à la limite externe du bas de plage. Synonyme de Sillon d'avant-côte.

Les sillons prélittoraux se forment dans la partie de la plage qui est toujours immergée et qui s'étend vers le large à partir de la limite des marées basses et qui correspond à la ceinture ou zone de déferlement. Ainsi, le déferlement des ondes modèle le fond de la mer formant des crêtes (11) et des sillons /12), comme ceux illustrés dans ce schéma. Ces structures ne se doivent confondre avec les ondulations qui se forment dans le bas de plage, qui correspond à la partie inférieure de l'estran (espace limité par la marée basse, en mortes eaux et en vives eaux). Les ondulations de la marée basse sont dues à l'écoulement turbulent des courants de ressac et, en particulier, à celui du courant de retrait (courant qui se dirige vers la mer suivant la pente du fond), tandis que les ondulations de l'avant-plage, qui sont beaucoup plus grandes, sont crées par le déferlement des ondes. De l'autre côté, quand la surface de la plage-moyenne est atteinte par les vagues ( pendant les périodes de marée haute), elle est modelée en gradins appelés gradins de plage (3), lesquels sont formés par une plat-forme ou berme de plage (5) et un abrupt (7). La ligne d'inflexion entre la berme et l'abrupt de chaque gradin s'appelle la crête de berme (6). La crête de berme plus haute est la crête de la plage-haute (4). Les gradins de plage (plage-moyenne) ont, en général, des dimensions inférieures à la résolution des lignes sismiques conventionnelles. Cependant, sur les lignes sismique de haute résolution, où ces structures peuvent être visibles, elles ne doivent pas être interprétées comme des rétrogradations de la rupture d'inclinaison de la surface de déposition côtière. En fait, pendant un épisode transgressif, à chaque montée relative du niveau de la mer, la rupture d'inclinaison de la surface de déposition côtière est déplacée vers l'amont (en fonction de la morphologie de la discordance inférieure du cycle-séquence associé) s'éloignant chaque fois de plus du rebord du bassin, autrement dit, augmentant, chaque fois, plus l'extension de la plate-forme continentale et la tranche d'eau. Ainsi, on peut dire que la rétrogradation de la surface rupture d'inclinaison de la surface de déposition côtière est induite par une montée relative du niveau de la mer, tandis que la formation de bermes de la plage-moyenne est induite par l'action érosive des vagues, surtout, pendant les périodes de marée haute vive. Dans les paracycles séquences rétrogradantes, qui forment le cortège transgressif, les sédiments progradent vers la mer.

[size=undefined]Sillons prélittoraux.....................................................................................................................................................................Longshorerunnels[/size]

Dépression des rides de plage relativement grandes, localisées dans la limite externe du bas de plage et induites par l'écoulement des courants de ressac (jet de rive et courant de retrait) et particulièrement par les courants de retrait.

Les "caneiros" des géoscientistes portugais (sillons prélittoraux), ainsi que les rides (crêtes prélittoralles) sont des ondulations de sable, de faible amplitude, plus au moins, parallèles à la ligne de côte, qui se trouvent, surtout, dans les offshores avec des faibles variations d'apport terrigène (sable). L'origine de des structures est problématique : Trois explications ont été avancées par divers géoscientistes: (i) Quand les sillons prélittoraux sont, plus au moins, stationnaires, ils sont, probablement, induits par la formation de barres de l'estran crées par des vagues de faible longueur d'onde (ceci est certainement le cas dans les côtes avec des macro-marées, comme, dans l'exemple illustré dans cette figure) ; (ii) Quand les sillons prélittoraux sont mobiles, probablement, ils sont le résultat de la migration, vers l'amont, des barres et dépressions de l'offshore (parallèles à la ligne de côte) ; (iii) Quand les sillons prélittoraux se dorment de manière, plus ou moins, périodique, ils peuvent être le résultat d'une érosion chenalisante des sédiments sableux, partiellement saturés d'eau, pendant les marées. Ce type d'érosion est, principalement, causé par la turbulence associée aux sauts hydrodynamiques des ondes, crées, surtout, où les courants de jet de rive rencontrent les courants de retrait. L'énigme de la formation de ces structures sédimentaires est peut-être mieux approchée par la reconnaissance d'une diversité génétique pour une grande diversité générique. Ces structures se forment, surtout, dans le bas de plage (ou terrasse de la marée basse), laquelle correspond à la partie inférieure de l'estran / espace qui s'étend entre les limites atteints par la marée basse, en mortes ou vives eaux). L'inclinaison du bas de plage est très faible et le matériel est, en général, fin (la présence de matériaux grossiers transportés longitudinalement ne peut pas être exclue). D'autre coté, sur la surface du bas de plage, les marques de bioturbation (marques d'être vivants, comme des trous et déjections de crabes ou arénicoles, pattes d'oiseaux, etc.) sont très importantes. Également, les ondulations de plage associées aux courants de ressac (jet de rive et courant de retrait) sont très fréquentes. Notons que le "foreshore" des géoscientistes anglo-saxons correspond à l'ensemble de la plage-moyenne et bas de plage.

[size=undefined]Siltite....................................................................................................................................................................................................................................Siltite[/size]

Roche sédimentaire consolidée composée par du silte, autrement dit, formée à partir de particules détritiques de dimensions entre entre 3.9 et 62.5 microns.

Avant la construction du barrage hydroélectrique d'Assouan sur le Nil qui a été construite en 1970, sept kilomètres en amont de la ville d'Assouam, dans l'Haut Egypte et qui est décrite comme l'une des plus grandes barrages du monde (capacité de 169 billions de mètres cubes d'eau), le silte déposé pendant les crues annuelles du Nil, crée un sol riche (siltite) et fertile qui a soutenu l'ancienne civilisation égyptienne. Malheureusement, après la construction du barrage, les inondation ont disparues et par conséquent le dépôt de siltites. En effet, avant le barrage, tous les étés, le Nil inondait les plaines fertiles de la vallée, dû à l'afflux des eaux venant de l'Afrique Orientale. Ces inondations apportaient des nutriants et minéraux qui rendaient le sol (siltite) de la vallée du Nil très fertile et propice à l'agriculture. Cependant, l'augmentation de la population dans la vallée a rendu nécessaire le contrôle de l'eau pour protéger les installations agricoles et les fermes de coton. Dans les années des grandes crues beaucoup de cultures étaient détruites, tandis que dans les années de faibles inondations, la population avait faim due à la sécheresse. Ainsi, les objectifs du barrage étaient le contrôle des crues, créer de l'électricité pour les pays et constituer un réservoir d'eau pour l'agriculture. Cependant il semble que deux choses au moins n'ont pas été prises en ligne de compte : (i) Le remplissage ou siltation du barrage et (ii) Le besoin d'une utilisation massive de fertilisants chimiques pour remplacer les fertiles siltites qui se déposaient pendant les crues. De la même façon les siltites déposés par le fleuve Mississippi pendant le XX siècle, ont diminué de manière significative due à un système de digues, construits en amont, ce qui a provoqué la disparition des zones humides et des îles barrières de protection dans la région do delta aux alentours de la Nouvelle Orléans. Ceci a suggéré, une fois de plus que les accidents comme celui associé à l'ouragan Catherine, dans la région de la Nouvelle Orléans, où les eaux du lac de Pontchartrain ont inondé plus de 80% de la ville et environ 200 mil maisons ont resté sous l'eau, sont surtout induits par manque de compréhension des problèmes géologiques.

[size=undefined]Silurien..........................................................................................................................................................................................................................Silurian[/size]

Période géologique entre le Dévonien et Ordovicien. Le Silurien a duré environ 30 My, entre 438 et 408 Ma. Comme c'est la cas avec toutes les autres périodes géologiques, les roches qui caractérisent le début et la fin du Silurien sont bien connues, mais leurs datation varient de ± 5 - 10 Ma. Le début du Silurien correspond à une grande extinction dans laquelle environ 60% des espèces marines ont disparu.

La limite entre l'Ordovicien et Silurien correspond à une grand extinction. La complexité de cette extinction suggère l'occurrence de plusieurs phases catastrophiques proches les unes des autres. Environ 100 familles marines ont disparu, ce qui correspond, plus au moins, à 50% des genres (entre famille et espèce). Les brachiopodes et bryozoaires ont été décimés, ainsi que beaucoup de familles des trilobites, conodontes et graptolites. L'explication, plus probable, de cette distinction a été de début, dans l'Ashgilien (488-438 Ma), d'une longue époque glaciaire, peut être la plus sévère du Phanérozoïque. Ceci veut dire, que les conditions climatiques favorables à l'effet de serre qui étaient prédominantes pendant tout l'Ordovicien, ont été remplacées par des condition glaciaires. Un tel changement a provoqué une chute importante dans la teneur de CO_2 dans l'atmosphère, ce que sélectivement a affecté les organismes marins des eaux peu profondes. D'autre coté, comme le supercontinent Gondwana dérivait vers le pôle sud, il a été couvert par des calottes glaciaires. L'alternance de périodes glaciaires et inter-glaciaires a produit des répétées et importantes variations relatives du niveau de la mer, ce qui a éliminé beaucoup des niches écologiques. Pendant le Silurien, le climat est caractérisé par une réchauffement global et le retour à des températures modérées, ce qui a induit la fin du période glaciaire de l'Ordovicien. Comme illustré dans cette figure, l'Amérique du Nord a resté proche de l'équateur, mais elle a commencé à s'unir avec le Baltica et l'Est de la Sibérie. Le Gondwana a continué a être le plus important continent de l'hémisphère sud, mais il n'y a aucune évidence de glaciation pendant le Silurien. La collision entre le Baltica et l'Amérique du Nord a créée une chaîne de montagnes (orogénie Calédonienne), ce qui, évidement, a provoqué la fermeture de la mer d'Iapetus (mer entre l'Amérique du Nord et le Baltica). Cependant, entre le Baltica et le Gondwana a commencé a se former un nouveau océan, qui, plus tard, a donné lieu à la Mer de Téthys. Dans ce schéma, la localisation de la mer de Réique, est entre le sud de l'Amérique du Nord et le Gondwana.