Bactérie........................................................................................................................................................................................................................Bacteria

Cellule simple ou organisme non-cellulaires qui se reproduit par scissiparité. Les bactéries ont, principalement, trois formes : (i) Sphérique ou sub-sphérique, comme le cocci ; (ii) En tige, comme le bacille et (iii) Spirale comme l'spirillum.

Voir : "Virus"
&
"Cyanobactérie"
&
"Anoxique (milieu)"

Les bactéries peuvent causer des maladies graves chez les humains et animaux (comme la Leptospira, qui provoque des maladies graves chez les bovins). D'autres bactéries, comme les actinomycètes produisent des antibiotiques (streptomycine, nocardicina, etc.), tandis que d'autres vivent en symbiose dans les entrailles des animaux (y compris les humains) ou ailleurs dans le corps, ou sur les racines de certaines plantes, convertissant de l'azote dans un forme utilisable. Les bactéries sont utilisées dans la fabrication du yogourt et du pain. Elles contribuent à la décomposition de la matière organique morte et sont à la base de la chaîne alimentaire en des nombreux environnements. Les bactéries sont importantes en raison de son extrême flexibilité, capacité de croissance (très rapide), reproduction et durabilité. Les plus anciens fossiles connus sur Terre, qui ont environ 3,5 Ga, sont des fossiles d'organismes que ressemblant à des bactéries. Il peut paraître surprenant que les bactéries puissent être fossilisées. Un groupe particulier de bactéries, les cyanobactéries ou algues bleu-vert, ont laissé des registres fossiles bien avant le Précambrien. Les cyanobactéries sont des cellules protocariotes photosynthétique (cellules qui ne contient pas de noyau; les cellules avec un noyau sont des eucaryotes) qui ont apparu vers 3.5 Ga et qui continuent à prospérer encore aujourd'hui. Le processus de la photosynthèse chez les cyanobactéries, qui est différente de celui des bactéries photosynthétiques, produit oxygène libre, peut se traduire par la réaction chimique: 6CO_2 + 6H_2O + énergie C_6H_12O_6 + 6O_2 ↔ ± 7.1 eV (électrons-volt). Cette réaction se fait vers la droite lors de la photosynthèse et vers gauche lors de la respiration (bio-oxydation des substances organiques et non exhalation); elles sont plus grandes que la plupart des bactéries et peuvent sécréter une paroi épaisse; elles peuvent former des grande structures laminaires appelées stromatolithes (en forme de dôme) ou oncolithes (quand arrondies). Ces structures se forment comme un tapis en milieux aquatiques, piégeant les sédiments et, parfois, sécrétant le CO_3Ca.

Bactérie pélagique..........................................................................................................................................................................Pelagic bacteria

Groupe de bactéries hétérotrophes libres qui utilisent la matière organique morte du substratum rocheux, soit sous forme de particules (débris), soit dissoute. Les fonctionnalités de ces bactéries se sont développées pour favoriser les processus aérobies et anaérobies qui permettent aux bactéries d'utiliser le substratum, également, dans des conditions anoxiques.

Voir : "Bactérie"
&
"Cyanobactérie"
&
"Anoxique milieu"

Pour réaliser le métabolisme (ensemble des réactions chimiques qui se produisent au niveau des cellules), les bactéries, comme toutes les autres cellules, nécessitent d'énergie. L'adénosine triphosphate (ATP) est la source universelle d'énergie biochimique. L'ATP est commune à toutes les formes de vie, mais les réactions d'oxydoréduction impliquées dans sa synthèse varient selon les organismes et milieux de la biosphère (espace de vie et processus dynamiques d'auto-entretenus sur la surface de la Terre). Les bactéries vivent pratiquement dans tous les environnements de la biosphère. Elles peuvent utiliser une grande variété de sources de carbone et d'énergie. Elles peuvent être classées selon leur type de métabolisme, en fonction : (i) Des sources de carbone et d'énergie utilisées pour la croissance ; (ii) Des fournisseurs d'électrons et (iii) Accepteurs d'électrons. L'énergie cellulaire des bactéries chimiotrophes est l'énergie chimique tandis celle des phototrophes est la lumière. La source de carbone des bactéries autotrophes est le CO_2, tandis que les substances organiques du substratum sont la source du carbone des bactéries hétérotrophes. Il est possible distinguer deux sources possibles de protons (H^+ ) et d'électrons (e^-). Les bactéries qui réduisent les composés minéraux sont appelées lithotrophes, tandis que celles que réduisent les substances organiques sont appelées organotrophes. Les bactéries peuvent être divisées en quatre catégories nutritionnelles fonction de leur source de carbone et énergie : (a) Photoautotrophes, qui utilisent la lumière comme source d'énergie et le CO_2 comme source de carbone ; (b) Photohetérotrophes, qui se développent par photosynthèse, c'est-à-dire, qu'elles assimilent le CO_2 en présence d'un fournisseur d'électrons ; (c) Chimioautotrophes, qui utilisent la matière inorganique par assimilation réductrice du CO_2 et comme source d'énergie; (d) Chimiohétérotrophes, qui utilisent le substratum organique comme source de carbone et d'énergie.

Baie............................................................................................................................................................................................................................................Bay

Corps d'eau, partiellement, entouré par terre, parfois, plus petit que un golfe. Une baie étroite avec les marges abruptes est un fjord, tandis qu'une crique est une baie, plus ou moins, circulaire avec une petite entrée.

Voir : "Ligne de Baie"
&
"Rupture (surface de déposition côtière)"
&
“Rebord du Bassin”

Ici, est illustrée l'une des plus grandes baies au monde, autrement dit, la baie d'Hudson, située dans le nord du Canada, à l'ouest de la mer de Baffin. Il ne faut pas confondre baie, qui est un corps d'eau entouré presque complètement par terre, avec la ligne de baie. Dans l'analyse séquentielle, la ligne de baie est l'extrémité distale (en aval) de dépôts fluviatiles, c'est-à-dire, la ligne qui sépare les dépôts fluviatiles (faible influence des variations du niveau de la mer) des dépôts de plaine côtière, où les variations relatives du niveau de la mer contrôlent l'accommodation (espace disponible pour les sédiments). Certains géoscientistes rejettent cette définition et considèrent que la ligne de la baie est tout simplement l'embouchure des fleuves (ligne de la côte). Le long d'une ligne chronostratigraphique, depuis le continent vers la mer profonde, plusieurs ruptures de pente peuvent être considérées : (i) Rupture alluviale, qui sépare les dépôts d'alluviaux des dépôts fluviatiles ; (ii) Rupture de la baie (ou ligne de baie), qui sépare les dépôts fluviatiles des dépôts de plaine côtière ; (iii) Rupture côtière (ligne de côte) qui sépare les dépôts non-marins des marins ; (iv) Rupture continentale, qui, parfois, est le rebord du bassin, qui marque la rupture supérieure du talus continental et (v) Rupture de la base du talus continental qui sépare les dépôts de talus de ceux de la plaine abyssale. Dans la stratigraphie séquentielle, non seulement la ligne de baie est l'endroit où les profils des courants sont ajustés, mais aussi, où des dépôts deltaïques se forment dès que les courants entrent dans masse d'eau et leur débit diminue brusquement. Ceci implique l'existence d'une zone de baies et de lagunes en amont de la côte, avec un passage graduel vers les rivières. Certains géoscientistes se demandent, par exemple, comment un delta peut prograder vers la mer, lors d'une chute relative et rapide du niveau marin (modèle de Vail), si les sédiments, que les courants transportent, se déposent dans les baies et lagunes? Ils pensent que le point où le profil d'un courant est ajusté est l'embouchure et non la ligne de baie.

Baltica ..............................................................................................................................................................................................................................Baltica

Continent qui aujourd'hui correspond, à peu près, à la Fenno-Scandinavie et qui, après la rupture du supercontinent précambrien (proto-Pangée ou Rodinia), soit environ 600 Ma (millions d'années en arrière), s'est individualisé dans le hémisphère sud. La Baltica était encadrée, au nord, par la Laurentia (Amérique du Nord) et, à l'est, par l' Amérique du Sud / Afrique.

Voir : "Pangée"
&
"Rodinia"
&
"Supercontinent"

Le supercontinent proto-Pangée, aussi appelé Rodinia (Précambrien Tardif) a été formé par la fusion de plusieurs continents précambriens le long de la ceinture orogénique de Greenville (1.2 à 1.0 Ga, 10^9 années en arrière). Cependant, dans la partie centrale de la Laurentia (centre et Est de l'Amérique du Nord), les relations entre l'orogenèse de Greenville et la distension (rifting) du Protérozoïque, sont encore un grand mystère. L'événement géologique de Greenville correspond à la collision de la partie orientale de la Laurentia avec une autre grande craton composé de l'Antarctique, l'Afrique du Sud, Congo, Afrique de l'Ouest et le nord de l'Amérique du Sud, qui apparemment, plus tard, a été un composant majeur du Gondwana (continent méridional du supercontinent Pangée). Une autre masse continentale, qui a entrée dans cette collision était la Baltica. En fait, au début du Phanérozoïque, la proto-Pangée, en grand partie, situé dans l'hémisphère sud, s'est fracturée en plusieurs fragments continentaux, entre lesquels la Laurentia et Baltica, qui ont commencé à s'éloigner l'un de l'autre, au fur et à mesure, que de la nouvelle croûte océanique se formait entre eux. La dérive des ces continents, créés par la rupture de la lithosphère, a produit une réduction significative du volume des bassins océaniques (due à la formation de nouvelle croûte océanique et des montagnes océaniques associées), ce qui a provoqué une montée eustatique importante et l'inondation des marges des continents récent-formées. La réduction du volume des bassins océaniques, qui a été, principalement, induite par la formation de dorsales médio-océaniques, entre Laurentia et Baltica, au fur et à mesure de l'ouverture de l'océan Iapetus, a forcé le niveau de la mer à monter. Toutefois, ceci implique que la quantité d'eau (sous toutes ses formes) soit constante depuis le début de la formation de la Terre, il y a environ 4.5 Ga. La plupart des géoscientistes pensent que l'hypothèse d'une quantité de l'eau constante est difficile à réfuter.

Barre .......................................................................................................................................................................................................................................Bar

Terme générique pour désigner les accumulations de sable, gravier ou limon, peu ou pas consolidées, avec une géométrie allongée ou lobée, déposées soit : (i) À base ou le devant l'embouchure d'un courant d'eau ; (ii) Dans un lac ou (iii) Dans la mer (zone néritique).

Voir : "Néritique"
&
"Delta"
&
"Barre de Méandre (modèle)"

Cette photographie montre un exemple d'un complexe de barres, dans ce cas, de barres d'embouchure, localisées en face d'un distributaire, partiellement, abandonné, du fleuve Mississippi. Dans les lignes sismiques conventionnelles, utilisées dans l'exploration des hydrocarbures, les barres sont à peine visibles, car ses dimensions sont, généralement, inférieures à la résolution sismique. Au contraire, sur les enregistrements électriques (diagraphies), qui ont une résolution très fine, les barres sont, facilement, reconnus par la géométrie des diagraphies du rayon gamma (GR) et potentiel spontané (PS), qui soulignent les caractéristiques strato et granocroissantes vers le haute des barres. Cette géométrie corrèle, presque toujours, avec la diagraphie de l'inclinaison (pendagemètre), ce qui suggère des inclinations de plus en plus fortes vers le haut, lesquelles soulignent une augmentation de l'énergie de dépôt. Dans les affleurements, comme dans les diagraphies, lorsque le système de dépôt est abandonné et fossilisé par des sédiments plus récents, la partie supérieure des barres peut, localement, être érodée par les distributaires. Les canaux par où les distributaires passaient sont remplis par les sédiments de faciès sableux ou argileux (le remplissage est, rarement, total). Dans les registres électriques, et en particulier dans la diagraphie de l'inclinaison, cette situation est, facilement, reconnue, car la géométrie granocroissante vers le haut des barres est remplacée par une géométrie granodécroissante vers le haut. Ce changement de géométrie souligne une surface d'érosion, autrement dit, une discordance. Le terme barre est, souvent, utilisé pour décrire le passage étroit d'un port fluvial. Ceci ne semble pas tout à fait correct, car la plupart des fois les vrais barres (accumulations) ont besoin d'être draguées pour permettre l'accès aux port fluviaux. En fait, c'est l'envasement du lit du fleuve et de l'embouchure du fleuve, provoquée par le dépôt des sables, que forme la barre. Ainsi, en géologie, la barre du fleuve Douro à Porto (Portugal), par exemple, est l'accumulation de sable et non passage que permet fleuve d'arriver à la mer.

Barre d'embouchure ........................................................................................................................................................Distributary mouth bar

Accumulation de gravier, sable, galets, cailloux et autres matériaux détritiques, peu ou pas consolidés, de géométrie allongée ou lobaire, déposée à l'embouchure d'un fleuve ou canal distributif, lorsque la décélération du courant permet déposition. En général, en raison de la progradation des corps deltaïques, au fur et à mesure, que les barres d'embouchure se déposent des nouveaux canaux de distribution se forment. Synonyme de Barre et banc de sable.

Voir : "Delta"
&
"Barre"
&
"Milieux de Faciès de Dépôt"

Le front du delta correspond au rebord de la plaine de deltaïque submergée, laquelle peut avoir une forme arquée, lobée ou sinueuse dû à sa dissection par les distributaires. À la fin des canaux se dépose le prodelta et la barre d'embouchure. La partie inférieure de la barre d'embouchure est composée par des argiles silteuses, tandis que la partie supérieure est composée, principalement, par des sables. En raison de la progradation du delta, les barres d'embouchure sont, partiellement, érodées par les distributaires (ou distributifs). Dans l'analyse séquentielle, un delta, dont l'épaisseur varie entre 30 et 60 m (ne pas confondre delta et construction deltaïque) correspond, pratiquement, à un paracycle du cycle-séquence (ou paraséquence), car il est limité entre deux montées relatives du niveau de la mer, sans chute relative entre elles (pour avoir déposition il faut augmenter l'espace disponible pour les sédiments, sauf dans les systèmes turbiditiques). Un paracycle du cycle-séquence (ou paraséquence) est formé par trois systèmes de dépôt synchrones caractérisés par un faciès (lithologie et faune). Vers l'aval, on distingue : (i) Plaine deltaïque, qui est, généralement, constituée par des argiles, siltites et sables argileux ; (ii) Barre d'embouchure ou front du delta, dont la partie supérieure se composée de sables et la partie inférieure de sables argileux et (iii) Prodelta, qui a un faciès essentiellement argileux. Un cortège deltaïque, qui peut être constitué par un seul paracycle, peut servir d'exemple pour illustrer comment dans l'analyse séquentielle des données sismiques, on peut prédire la lithologie d'un certain intervalle. Pour cela, l'analyse doit être faite au niveau hiérarchique des cycles-séquence, lesquels sont composées (quand complets) par cinq cortèges sédimentaires, qui, à son tour, se composent d'un ou plusieurs paracycles. Ceux-ci sont constitués par plusieurs systèmes de dépôt, c'est-à-dire, par plusieurs faciès (lithologies).

Barre d'embouchure (distributaire) .............................................................................................................................Distributary-mouth bar

Barre, souvent sablonneux, dans l'embouchure d'un distributaire d'un delta. Synonyme de Barre d'Embouchure et Barre.

Voir : "Barre"
&
"Front du Delta"
&
"Cortège Sédimentaire"

Comme l'illustré dans cette image du delta de la Mahakam (côte Est de l'île de Bornéo, Indonésie), les sédiments qui se déposent à l'embouchure des distributaires du delta sont traversés par les distributaires que les ont déposés, au fur et à mesure, que le delta prograde vers l'aval. Ces dépôts sont utilisés par certains géoscientistes pour nier l'importance et même l'existence de la ligne baie, qui, dans l'analyse séquentielle (école de P. Vail) sépare les dépôts fluviatiles des dépôts alluviales. Rappelons que la ligne de baie correspond au point où les profils des courants sont ajustés, autrement dit, que les dépôts deltaïques se forment lorsque les courants entrant dans un corps d'eau et le débit diminue brusquement. Ainsi, selon l'école à Vail, normalement, il devrait y avoir une zone de baies et lagunes le long de la côte, avec une transition progressive, en amont de cette zone, vers les dépôts fluviatiles. Cependant, certains géoscientistes se demandent comment un delta peu prograder vers la mer, lors d'une chute relative du niveau de la mer, si les sédiments transportés par les courants fluviatiles se déposent dans les baies et lagunes (comme admis dans le modèle Vail). Les adversaires de l'école de Vail, entre lesquelles se trouve Miall, pensent que le point où les profils des courants sont ajustés c'est l'embouchure des courants et non la ligne de la baie. Rappelons que l'école Vail considère dans une une marge divergente, par exemple, un point appelé - point d'équilibre- où la subsidence et la montée relative du niveau de la mer se compensent. La subsidence augmente toujours l'espace disponible pour les sédiments (accommodation), tandis que l'eustasie peut l'augmenter (montée) ou le réduire (chute). En d'autres termes, lorsque le niveau eustatique monte, le point d'équilibre se déplace vers l'amont, alors que lorsque le niveau eustatique baisse, le point d'équilibre se déplace vers l'aval. L'explication de l'école de Vail pour de tels déplacements du point d'équilibre est que la plupart de l'apport sédimentaire est associé aux courants littoraux et non l'apport des fleuves, lequel, dans la plupart des cas, est déposé immédiatement en aval de la ligne baie, où la vitesse d'écoulement diminue brusquement.

Barre de méandre (fossile) ........................................................................................................................................................................Point bar

Accumulation de limon, sable, granules, gravier ou galets dans de l'eau presque stagnante (faible énergie, sans compétence de transport), soit dans un courant tourbillonant, soit sur la partie convexe d'un méandre et, que plus tard, est fossilisée par des sédiments sus-jacents (plus récents).

Voir : "Barre de Méandre (modèle)"
&
"Barre de Méandre (sismique)"
&
"Biseau de Progradation"

Dans les sédiments non-marins, en particulier dans les milieux fluviatiles, comme illustré par cette barre de méandre fossile, les biseaux de progradation sont très caractéristiques. Les strates inclinées de barre de méandre terminent, à la base, c'est-à-dire, contre la surface de l'incision fluviale (non visible sur la photo) par des biseaux de progradation. La disconformité, soulignée par la ligne rouge ondulée, n'est pas une discordance, en termes de stratigraphie séquentielle, ce qui signifie qu'elle n'a, probablement, pas été induite par une chute relative du niveau de la mer significative, qui, normalement, produit une surface d'érosion régionale. La disconformité s'est formée par une coupure de goulotte, qui a individualisée un lac méandre, qui, plus tard, a été rempli par des argiles (tampon argileux). Les argiles de remplissage de l'ancien lac de méandre forment le tampon argileux et reposant contre la disconformité par des biseaux de progradation, que limite la partie externe du méandre. Dans ce type d'environnement sédimentaire, érosion et déposition sont synchrones. Le terme discordance ne peut être utilisé comme il est dans l'analyse séquentielle. Une discordance correspond à une surface d'érosion induite par une chute relative du niveau de la mer, qui a déplacée vers l'aval les biseaux d'aggradation côtière exhumant toute ou partie de la plate-forme continentale (si elle existe). La surface d'érosion, qui caractérise une discordance est, plus tard, fossilisée par des biseaux d'aggradation côtière des sédiments sus-jacents. L'environnement sédimentaire où se déposent ces barres de méandre est localisé en amont des biseaux d'aggradation côtière, ce qui signifie que la surface d'érosion (discordance) associée à une chute relative du niveau de la mer ne peut pas correspondre à la surface de l'incision du courant quelle soit originelle ou réactivée (rupture du profil d'équilibre provisoire du courant). Les sédiments qui remplissent l'incision d'un courant d'eau, où plusieurs disconformités sont visibles, sont associées avec des variation latérales de la vitesse d'écoulement et non aux variations relatives du niveau de la mer.

Barre de méandre (modèle) .......................................................................................................................................................................Point bar

Accumulation de limon, sable, granules, gravier ou galets dans de l'eau presque stagnante (faible énergie, sans compétence de transport), soit dans un courant tourbillonant soit sur la partie convexe d'un méandre et, que plus tard, est fossilisée par des sédiments sus-jacents (plus récents).

Voir : "Barre de Méandre (fossile)"
&
"Barre de Méandre (sismique)"
&
"Goulotte (de méandre)"

Le modèle le plus probable de la formation d'une barre de méandre est résumé dans ces schémas. La conjecture de base est qu'un courant ou fleuve méandrique représente un équilibre entre : (i) La friction et l'inertie de l'écoulement de l'eau et (ii) La tendance naturelle que l'eau a de suivre le chemin le plus court et plus penté. Dans la réalité, dans certaines régions avec peu de sédiments, les cours d'eau ont tendance à former des chenaux semi-circulaires dans lesquelles l'écoulement plus rapide se localise dans la partie centrale, comme c'est le cas quand le chenal est rectiligne. Toutefois, lorsque le chenal est courbe, comme il arrive très souvent, l'inertie pousse l'écoulement plus rapide contre la rive concave, laquelle est en partie érodée (banc d'érosion). Au contraire, près de la rive convexe du méandre, comme l'écoulement est plus faible (eau calme), une partie des sédiments transportés se dépose formant une barre de méandre. L'érosion dans la rive concave et la déposition dans la rive convexe oblige le lit du courant (chenal) à migrer en direction du banc concave jusqu'à que se forme une goulotte de méandre, c'est-à-dire, un passage direct entre deux bancs concaves consécutives, ce que isole la barre de méandre entre les deux bancs concaves et forme un lac de méandre dans le chenal abandonné. Typiquement, une goulotte de méandre se forme pendant une période de creux du courant, au cours de laquelle l'écoulement principal est dévié vers la zone basse entre les barres de méandre, puisque l'eau a une tendance naturelle à suivre le chemin plus courte et de plus forte pente (loi de Fermat-Maupertuis ou principe de la moindre action et loi de Snell ou principe de temps minimum). Ainsi, avec le temps, une barre de méandre est fossilisé, latéralement, par les sédiments argileux déposés dans lac de méandre, lorsque le canal est abandonné définitivement (goulotte définitive) ou par une alternance d'argile et sable, lorsque le chenal est abandonné de manière intermittente (goulotte intermittente). Ce mécanisme est valable non seulement pour les méandres de plaine alluviale, mais aussi pour les méandres de vallée.

Barre de méandre (sismique) .....................................................................................................................................................................Point bar

Ensemble de réflecteurs sismiques qui soulignent l'accumulation de limon, sable, gravier, etc. qui s'est déposé dans l'eau peu énergétique et sans compétence de transport, soit dans un cours d'eau tourbillonnant soit dans la partie convexe d'un méandre et, que, plus tard, est fossilisé par sédiments plus récents.

Voir : "Barre de Méandre (modèle)"
&
"Barre de Méandre (fossile)"
&
"Tampon Argileux"

Dans cette tentative d’interprétation géologique d'une ligne sismique de l'offshore conventionnelle (moins de 200 m de profondeur) des États-Unis (Louisiane), une barre de méandre est reconnue par la géométrie progradante, en direction de la rive concave et par des tampons argileux successifs. Les biseaux supérieures (sommitaux) et d'aggradation de la barre de méandre, ainsi que ceux des tampons argileux sont facilement reconnus. Les biseaux de progradation de la barre de méandre et les biseaux d'aggradation des tampons argileux fossilisent l'incision fluviale créée, probablement, par une descente relative du niveau de la mer, qui a déplacée, vers l'aval, les biseaux d'aggradation, ce qui a obligé les courants à creuser leurs lits pour rétablir leurs profils d'équilibre provisoires. Ainsi, si cette conjecture n'est pas réfutée, on peut dire que l'incision fluviale (disconformité dans cette interprétation) peut être corrélée avec la discordance (probablement régionale) créée par une chute niveau relative du niveau de la mer. Les différents tampons argileux, créés par des abandonnements intermittents du chenal principal du cours d'eau, sont séparés par des disconformités caractérisées par des biseaux d'aggradation. Ces disconformités ne peuvent pas être considérées comme des discordances dans le sens de l'analyse séquentielle. En réalité, le dépôt de la barre de méandre et des tampons argileux n'est pas associée à une montée relative du niveau de la mer. La migration de la barre de méandre, vers la rive concave, est due aux différentes vitesses d'écoulement d'un courant courbe. Les tampons argileux correspondent à des dépôts de décantation des lacs de méandre. Comme plusieurs tampons argileux peuvent se mettre en évidence, par les relations géométriques entre les réflecteurs, il est probable que l'abandon du méandre a été fait en plusieurs étapes, autrement dit, que la goulotte de méandre n'a été active que quelques fois et que l'écoulement a repris plusieurs fois le lit ancien, lequel, plus tard, a été définitivement abandonné.

Bas niveau (de la mer) .........................................................................................................................................................................................Lowstand

Intervalle de temps dans un cycle stratigraphique, du type cycle-séquence, pendant que le niveau de la mer est plus bas que le rebord du bassin. Dans ces conditions, le rebord du bassin, est le dernier rebord continental du cycle-séquence précèdent, et coïncide, en général, avec la dernière rupture d'inclinaison de la surface de déposition côtière du prisme de haut niveau (si le cycle séquence est complet).

Voir : “Cycle Séquence”
&
"Haut Niveau (de la mer)"
&
"Variation Relative (du niveau de la mer)"

Dans ce schéma, sous la 1e surface d'inondation et au-dessus de la discordance (type I, en bleu), sont représentés les trois membres qui constituent le cortège de bas niveau (CBN). Du bas vers le haut, on reconnaît : (i) Cônes sous-marins de bassin (CSB), que dans ce cas, ont des contourites associés ; (ii) Cônes sous-marins de talus (CST) et (iii) Prisme de bas niveau (PBN), avec des turbidites en toit d'usine à la base des progradations du prisme. À l'exception des sédiments déposés lors de la 1e inondation de la plaine côtière (ou deltaïque du prisme de bas niveau, PBN), tous les autres intervalles sédimentaires se sont déposés sous des conditions géologiques de bas niveau (de la mer). En fait, la discordance, que limite la base de ces dépôts (y compris le remplissage des vallées incisées), a été créé par une chute relative du niveau de la mer suffisamment importante pour mettre le niveau de la mer plus bas que le bord du bassin. Celui-ci correspond au dernier rebord continental du prisme de haut niveau du cycle-séquence précédent (quand le cycle est complète, autrement dit, s'il est composée de tous les cortèges sédimentaires), une fois que vers la fin du prisme de haut niveau, en général, le bassin n'a pas de plate-forme (la ligne de côte est, plus au moins, coïncidente avec le bord continental). En général (discordances renforcées par la tectonique exclues), l'érosion qui accompagne un telle chute relative du niveau de la mer est insuffisant pour détruire la morphologie du prisme de haut niveau du cycle-séquence précédent, vu que le temps d'action des agents érosifs est inférieure à 3-5 My. Le remplissage de la vallée incisée (située en amont du rebord du bassin), se fait pendant les conditions géologiques de bas niveau, durant les derniers stages du dépôt du prisme. Le changement des conditions de bas pour haut niveau de la mer correspond à une accélération du taux de montée relative du niveau de la mer. N'oublions pas que pendant les conditions géologiques de bas niveau, le bassin n'a pas de plate-forme continentale.

Bas niveau comparatif (de la mer) .................................................................................................................................Comparatif lowstand

Expression utilisée, par certains géoscientistes, pour désigner une situation géologique déterminée par une baisse relative du niveau de la mer qui a mis le niveau de la mer plus bas que l'ancienne rupture côtière, mais plus haut que le rebord du bassin. Dans une situation de bas niveau comparatif, uniquement une partie de la plate-forme continentale est exhumée, ce qui n'est pas le cas dans une situation géologique de bas niveau, où la plate-forme continentale est entièrement exhumée.

Voir : “Cycle Séquence”
&
"Bas Niveau (de la mer)"
&
"Variation Relative (niveau de la mer)"

Dans cette tentative de interprétation géologique d'une ligne sismique régionale de l'offshore Ouest de l'Inde, on peut comparer un intervalle stratigraphique formé par des roches déposées pendant des conditions géologiques de bas niveau marin, avec un intervalle formé par des roches déposées pendant des conditions de haut niveau marin, mais pendant lesquelles des périodes de bas niveau comparatif sont probables. Il est important de préciser que les conditions de bas niveau comparactif sont, en fait, des conditions de haut niveau, une fois que le niveau de la mer est plus haut que le rebord du bassin. Cependant, par rapport, aux conditions précedentes, le niveau de la mer relatif a baissé, mais, uniquement, une partie de la plate-forme continentale a été exhumée. Les discordances soulignées dans cette tentative, limitent des cycles stratigraphiques qui ne sont pas associés à des cycles eustatique de 3e ordre, mais à des cycles eustatiques de 2e ordre, c'est-à-dire : (i) La différence d'âge entre les chutes relatives du niveau de la mer, qui ont induit des discordances, est, largement supérieure à 3-5 My ; (ii) Les intervalles sédimentaires correspondent à des sub-cycles d'empiétement continental et (iii) La géométrie interne de ces intervalles est très différentes de celle des cycles-séquence, bien que chacun d'eux soit composé par la superposition d'un certain nombre de cycles-séquence complets ou incomplets. De toute façon, la position du rebord du bassin au niveau de la discordance inférieur est, plus au moins, comme indiqué, ce qui veut dire, que l'intervalle sus-jacent est, basiquement, un intervalle qui s'est déposé pendant des conditions géologiques de haut niveau. Cependant, les puits d'exploration et les lignes sismiques de détail suggèrent, fortement, que plusieurs fois le niveau relatif a descendu exhumant une partie des la plate-forme (la résolution des lignes sismiques est insuffisante pour reconnaître les différentes positions de la ligne de côte). Au contraire, l'intervalle inférieure sus-jacent à la discordance s'est déposé pendant des conditions géologiques de bas niveau.

Bas de plage .......................................................................................................................................................................................................Shoreface

Section concave de la plage en aval de la limite de la marée haute jusqu'à la rampe, cela veut dire, entre 5 et 20 m de profondeur d'eau, en direction de la mer.

Voir : “Plage”
&
"Littoral"
&
"Karst Littoral"

Le bas de plage correspond à la partie inférieure de l'estran et comprend l'espace entre les limites atteintes par la marée basse en mortes-eaux et vives-eaux. La pente du bas de plage est faible et le matériel déposé est fin, pouvant, cependant, contenir du matériel plus grossier transporté longitudinalement. Sur le bas de plage, il y a des marques de bioturbation (marques des êtres vivants, comme, par exemple, des terriers, déjections de crabes ou arénicoles, pattes d'oiseaux, etc.) et ondulations de faible amplitude (entre 3 et 15 cm). Ces ondulations, appelées ondulations de plage, sont, plus ou moins, linéaires et parallèles les unes aux autres et à la ligne de déferlement. Elles peuvent être symétriques ou asymétriques. Les ondulations de plage sont créées par l'écoulement, plus ou moins, turbulent des courants de ressac, en particulier par le courant descendent ou courant de retrait. À l'extrême limite du bas de plage peuvent apparaître des ondulations de plus grande ampleur (jusqu'à 1 mètre). Ces ondulations forment des crêtes et creux que certains géoscientistes appellent sillons prélittoraux. Comme on peut le constater dans ce schéma, la grande majorité des géoscientistes anglo-saxons englobe dans le bas de place ce qu'autres appellent la plage sous-marine (partie de la plage qui s'étend dans l'espace atteint par les courants de ressac, entre les niveaux des marées hautes et basses en mortes-eaux). Pour eux, la plage-basse (plage-moyenne et bas de plage de beaucoup de géoscientistes européens) correspond à la région de la plage avec une géométrie concave, définie entre la ligne de marée haute et jusqu'à une profondeur de 5-20 mètres. En aval du bas de plage, ils considèrent la rampe, qui incline légèrement vers le rebord de la plate-forme (avant-plage de certains géoscientistes européens). À la base du bas de plage, le déferlement forme des barres et creux (crêtes et sillons prélittoraux des géoscientistes français). La plage intertidale, qui se trouve entre les lignes de la marée haute et basse, correspondant, à peu près, à la plage-moyenne de certains auteurs. La région entre la ligne de marée haute et le début des dunes est, pour certains géoscientistes, l'arrière-plage où on trouve souvent une ou plusieurs bermes qui ressemblent à de petites terrasses avec des faibles talus orientés vers la mer.

Bassin (ceinture carbonatée) ............................................................................................................................................................................................Basin

Environnement sédimentaire distale d'une ceinture carbonatée caractérisé par : (i) Un contexte géologique ; (ii) Un type particulier de sédiments et (ii) Une certaine biota.

Voir : "Ceinture Carbonatée (milieux)"
&
"Bassin (sédimentaire)"
&
"Calcaire"

Dans une ceinture carbonatée, deux types de bassins sont fréquents : (i) Mer profonde et (ii) Cratonique profond. Les deux types sont caractérisés par contextes géologiques, sédiments et biota différents. Le bassin d'eau profonde est caractérisée par : (a) Un contexte géologique sous l'action des vagues et au-dessous de la zone euphotique, ainsi que d'une partie de la mer profonde, qui peut dépasser la thermocline ; b) Des sédiments pélagiques profonds comme l'argile, silice, biovase carbonatée, boue hemipelágique et turbidites ; c) Un biota (association de plancton océanique, à la proximité de la plate-forme continental, benthos des eaux peu profondes). Le bassin cratonique profond est caractérisée par : a) Un contexte géologique sous l'action des vagues et au-dessous de la zone euphotique, mais, normalement, il n'est pas lié à l'eau de mer profonde ; b) Des sédiments qui sont les mêmes que dans le bassin de mer profonde, cependant les bassins du Céno-Mésozoïque ont rarement de l'argile pélagique ; dans ce type, les boues hemipelágiques sont fréquentes et peuvent contenir de l'anhydrite et silex ; des conditions anoxiques sont fréquentes avec une forte teneur de matière organique ; c) Un biota formé, principalement, de necton et plancton, lumachelles bivalves et spicules d'éponges. Compte tenu de l'échelle verticale, sur les lignes sismiques, la différenciation et, même, l'identification de ces types de bassins carbonatés est difficile. Toutefois, lorsque les lignes sismiques sont de bonne qualité et calibrées par un ou plusieurs puits d'exploration, qui ont reconnu la ceinture carbonatée, les environnements de la ceinture peuvent être reconnus au bout de deux ou trois tentatives d'interprétation. N'oublions pas qu'il y a différents types de plates-formes carbonatées : (1) Plates-formes auréolées, bordées de récifs coralliens ou des bancs récifaux dans le rebord de la plate-forme ; (2) Plate-formes de type rampe avec des sables carbonatés, près de la ligne de côte et des sables argileux et boues d'eau profonde, à la base de la rampe et sans récifs importants ; (3) Plates-formes de mer épirique (calcaire) avec des surfaces de marée et lagunes protégées; (4) Plates-formes isolées avec des récifs et sable, sur la rive au vent et sédiments vaseux dans la marge sous le vent ; (5) Plates-formes mortes, quand elles sont sous la zone photique.

Bassin (sédimentaire)........................................................................................................................................................................................................Basin

Zone basse de la croûte terrestre, de géométrie variable, de forme quasi-circulaire à linéaire, en général, d'origine tectonique, où des sédiments se déposent en s'épaississant toujours vers la partie plus profonde et centrale, qui est la plus subsidante. En d'autres termes, un bassin est une structure en extension (allongement), de géométrie synforme (un synclinal est une compressive, raccourcie), plus ou moins circulaire, dans laquelle les couches sédimentaires épaississent, légèrement, vers le centre.

Voir : "Mégasuture"
&
"Subduction de Type-A (Ampferer)"
&
Subduction de Type-B (Benioff)”

Cette carte illustre la répartition des différents types de bassins sédimentaires du Méso-Cénozoïque admis dans la classification de Bally et Snelson (1980), laquelle est, principalement, basée sur la subsidence. Ces géoscientistes reconnaissent deux grands types de bassins : (i) Les bassins non associés avec la formation de mégasutures et (ii) Les bassins associés avec la formation de mégasutures. Dans le premier cas, existent trois types principaux : (a) Bassins cratoniques qui se développent dans la croûte continentale ancienne et qui, généralement, sont créés par une subsidence thermique locale ; (b) Les bassins de type-rift qui sont créés dans la croûte continentale par une subsidence différentielle, lorsque la croûte est, localement, allongée et (c) Les marges continentales de type-Atlantique qui se développent au-dessus des bassins de type-rift, en combinaison avec une subsidence thermique, dès la rupture de la lithosphère. Dans les bassins sédimentaires associés avec la formation de mégasutures, il y a deux grandes familles : (1) Les bassins périsuturaux qui se développent à la périphérie des mégasutures en liaison avec une zone de subduction de type-A ou B, comme, les bassins d'avant-fosse (avant-pays) et les bassins d'avant-arc et (2) Les bassins épisuturaux qui se développent à l'intérieur des mégasutures, comme, les bassins d'arrière-arc. L'extension en arrière arc peut être très importante et créer une océanisation, c'est-à-dire, une rupture de la lithosphère avec formation d'une mer marginale, où se développe une marge divergente de type non-Atlantique (formation de croûte océanique nouvelle). Une des différences entre les marges divergentes de type-Atlantique et non-Atlantique c'est que les deuxièmes se développent dans un contexte globalement compressif, c'est-à-dire, à l'intérieur des mégasutures, tandis que les premières se forment à l'extérieur des mégasutures (contexte extensif).

Bassin d'avant-pays.......................................................................................................................................................................Foreland basin

Bassin sédimentaire dans la bordure d'une chaîne de montagnes. Dans les sections géologiques, comme illustré dans cette figure, ces bassins ont, généralement, une forme en coin et une profondeur qui diminue progressivement vers le bouclier (craton) ou vers des bassins adjacents plus anciens.

Voir : "Bassin (sédimentaire)"
&
"Craton"
&
"Subduction de typo-A (Ampferer)"

Cette coupe géologique, basée sur une ligne sismique régionale, entre la faille de San Andreas et les contreforts de la Sierra Nevada (USA), illustre un coin clastique (bassin d'avant-pays) créé par la subsidence flexurale induite par la surcharge des chevauchements responsables de la formation des monts Temblor. C'est dans ce type de bassin, associé à une subduction de type-A (Ampferer) et créée par une subsidence flexurale, que certains principes de l'analyse séquentielle sont questionnés. En effet, l'analyse séquentielle de l'école de Vail (Exxon) admet que l'eustasie est le principal facteur de la création d'espace disponible pour les sédiments (accommodation) et que la subsidence a un rôle secondaire. Cela signifie que la cyclicité des dépôts sédimentaires observée sur le terrain, données sismiques et diagraphies électriques est induite par les variations eustatiques et non pas par des changements tectoniques. Cette conjecture est très difficile à falsifier (réfuter) sur les marges continentales divergentes type-Atlantique (régimes tectoniques extensifs prédominants). Cependant, sur les marges convergentes, et, en particulier dans les bassins d'avant-pays (avant-fosses), les changements tectoniques sont beaucoup plus rapides et, ainsi, est possible que le rôle de la subsidence flexurale soit plus importante que celui admis par l'école de Vail. Il est important de ne pas oublier, que dans ce type de bassin, la subsidence est, principalement, créée par la charge des chevauchements qui forment la chaînes de montagnes, dont le soulèvement produit une source d'apport sédimentaire importante. En outre, avec la continuation du raccourcissement, les sédiments déposés dans l'ante-fosse sont progressivement raccourcis et inclus dans la chaîne de montagne. Cette progression de la chaîne de montagnes vers le craton produit une rétrogradation, en direction de craton, des renflement périphériques (zones de soulèvement et érosion dans la partie distale du bassin), qui caractérisent les bassins d'avant-pays. Dans certains bassins de ce type, des constructions récifales sont parfois associée à renflements périphériques.

Bassin de déflation ..................................................................................................................................................................Wind-scoured basin

Dépression, relativement petite, formée par l'érosion éolienne de sédiments peu ou pas consolidés.

Voir : "Bassin (sédimentaire)"
&
"Craton"
&
"Subduction de typo-A (Ampferer)"

La photo en haut à droite de cette figure illustre un bassin de déflation, qui s'est formé dans la plaine inondable de la rivière Wisconsin (Spring Green, EUA). La genèse de ce bassin, comme celle de la grande majorité des bassins par déflation, est esquissée dans le bloc diagramme. Le mécanisme de formation peut être résumé comme suit : (i) La turbulence du vent érode, calibre et transporte les particules libres vers un lobe de dépôt ; (ii) Formation d'une dépression (bassin de la déflation), dans lequel, parfois, se forme un lac dans la partie la plus profonde, comme illustré ci-dessus. L'emplacement et géométrie des lobes de dépôt, par rapport au bassin de déflation, indique la direction, ampleur et direction du vent. Ainsi, un bassin de déflation peut être définie comme un bassin topographique creusé et entretenu par l'action érosive du vent, lequel élimine le matériel peu consolidé laissant autour de la dépression, normalement, des roches plus résistantes. Bien que ce type de bassin se forme, principalement, dans les zones arides ou semi-arides, il peut être trouvé dans d'autres environnements ou milieux sédimentaires. Comme indiqué plus haut, un lac, peu profond, peut occuper la partie centrale du bassin, pendant certaines saisons (lac de déflation). Une caractéristique importante de ces bassins, c'est qu'ils sont fermés et peu profonds. Un bassin de déflation peut collecter l'eau ou intercepter, dans sa partie inférieure, un niveau d'eau souterraine. Le terme bassin est utilisé, uniquement, lorsque la taille de ces dépressions dépasse quelques dizaines de mètres avec une profondeur supérieure à 2 - 3 mètres. Dans d'autres cas, il est préférable de parler de creux de déflation. Comme dans le cas d'une barre de méandre (érosion et dépôt simultanés), il est clair que l'érosion induite par le vent ne correspond pas à une discordance, une fois que la surface d'érosion est locale et contemporaine du dépôt du lobe de déposition. En outre, ce type de bassin est, totalement, indépendant des variations relatives du niveau de la mer. Bassins similaires aux bassins de déflation peuvent se former en association avec la neige. Dans les régions alpines enneigées, la localisation des bassins de déflation est très importante pour la compréhension des avalanches, approvisionnement en eau (à petite échelle) et climat.

Bassin avec nutriants ............................................................................................................................................Nutrient trap, Nutrient basin

Bassin riche en nutriments. Lorsque l'eau d'un bassin océanique, plus ou moins, confiné est riche en nutriments. Les cadavres et matières fécales transfèrent les nutriants biologiques des d'eaux de surface pour les eaux profondes. La circulation de l'eau de mer dans un bassin, plus ou moins, confiné dépend de l'équilibre entre l'évaporation et l'apport d'eau douce. Lorsque l'évaporation excède l'apport (pluie, les rivières, etc.), l'eau profonde, riche en nutriants, est exportée, formant un bassin sans nutriants. Lorsque l'apport d'eau douce est plus élevé que l'eau perdue par évaporation, les nutriments biologiques sont conservés dans le bassin confiné (bassin avec nutriants), ce qui permettra la formation de roches sédimentaires riches en matière organique (roches-mères potentielles).

Voir : "Bassin (sédimentaire)"
&
"Bassin sans nutriants"
&
“Roche-mère Potentielle”

Le schéma, en haut de cette figure, illustre une conjecture acceptée par la plupart des géoscientistes qui travaillent dans l'industrie pétrolière : En absence d'une circulation d'eau profonde, la matière organique est préservée, parce que l'oxygène dans le fond du bassin est, pratiquement, inexistant. Ainsi, on peut dire que : (i) Quand l'apport d'eau douce, dans un bassin, plus ou moins, confiné est supérieur à l'évaporation, le matériel organique reste dans le bassin (bassin avec nutriants) et (ii) Quand la quantité d'eau perdue par évaporation n'est pas compensée par un approvisionnement en eau douce, l'eau profonde du bassin, qui est riche en éléments nutritifs, est exportée vers l'océan et le bassin devient très pauvre en nutriments. Le terme bassin est, ici, utilisé dans un sens très large une fois que il peut-être utilisé dans une plate-forme continental soumise à l'action de courants ascendants (pendant les épisodes transgressifs sédimentaires). Lorsque le niveau relatif de la mer monte et déplace vers le continent, la rupture côtière de l'inclinaison de la surface de déposition, l'éloignant du bord du continent, les parties plus distales de la plate-forme sont soumises à un très faible taux de sédimentation, ce qui permet une explosion de la faune et flore, en particulier quand un courant froid ascendant (riche en éléments nutritifs) est présent. La surabondance de la matière vivante, produit, tôt ou tard, une zone appauvrie en oxygène, ce qui favorisera la préservation de la matière organique avant que celle-ci soit fossilisée.

Bassin océanique ..................................................................................................................................................................................Oceanic basin

Large région déprimée du fond marin, entre 4000 et 6000 m de profondeur (hauteur d'eau), de forme allongée ou ronde, avec ou sans reliefs isolés et limitée par des collines abyssales ou dorsales océaniques.

Voir : "Fond Océanique"
&
“Colline Abyssale”
&
“Abyssal”

Le bassin océanique correspond, à peu près, à ce que certains océanographes appellent la plaine abyssale. Son substrat est composé de roches volcaniques déposées sous une grande profonde d'eau. Cependant, en certains cas, il peut être composé de roches volcaniques subaériennes. Le substratum volcanique subaérien (SDR, "réflecteurs inclinés vers la mer") se forme immédiatement après la rupture de la lithosphère des supercontinents, quand les centres d'expansion (volcans) n'ont pas encore été couverts par l'eau. Dans ce cas, le matériel volcanique, quand il arrive en surface, s'écoule en direction du continent (de chaque côté du centre d'expansion) sous la forme de laves qui s'amincissent, au fur et à mesure, qu'elles s'éloignent des centres d'expansion. L'intervalle sédimentaire qui se dépose dans les bassins océaniques est, essentiellement, composé de sédiments pélagiques déposés par décantation (lente chute des sédiments sur le fond marin, laquelle peut prendre plusieurs dizaines voir, même, des milliers d'années). La morphologie des collines abyssales, dorsale océanique médiane et des montagnes océaniques associées aux anciennes dorsales, qui, en grande partie, dépendent du degré de maturation et vitesse d'expansion océanique, est très importante dans la stratigraphie séquentielle. En fait, la morphologie du fond marin contrôle, partiellement, l'eustatisme. Quand l'expansion océanique est rapide, la morphologie du fond marin est très marquée, c'est-à-dire, les montagnes océaniques sont élevées, ce qui réduit, considérablement, le volume des bassins océaniques. Comme la quantité d'eau (sous toutes ses formes) est supposée être constante dès la formation de la Terre, le niveau de la mer monte. Lorsque le volume des bassins océaniques augmente fonction de l'activité des zones de subduction (le long des zones de subduction de type-B) ou parce que la vitesse d'expansion est lente, le niveau de la mer descend. Les cycles eustatiques associés à ce type de changements du niveau marin sont responsables des cycles stratigraphiques d'empiétement continental (cycles eustatiques de 1e ordre) et des sous-cycles d'empiétement continental (cycles eustatiques de 2e ordre).

Bassin sans nutriants ....................................................................................................................................................................Nutrient desert

Bassin sédimentaire pauvre en nutriants.

Voir : "Bassin avec Nutriants"
&
"Bassin (sédimentaire)"
&
“Trophique (niveau)”

Probablement les deux principales raisons de l'absence d'éléments nutritifs dans un bassin sédimentaire sont : (i) Une forte teneur en oxygène et (ii) Une température élevée de l'eau dans le bassin. Bien que la teneur en oxygène d'un corps d'eau dépende de sa température, on peut dire que l'oxygène oxyde la matière organique et la plupart des autres nutriments. Dès que la température de l'eau de mer est supérieure à 12° C, la plupart des organismes vivants disparaissent, transformant le corps de l'eau dans un désert biologique (exception des régions adjacentes aux embouchures des grands fleuves ou près des zones avec une dense population). Ces diagrammes illustrent l'hypothèse acceptée par la plupart des géoscientistes que travaillent dans l'industrie pétrolière, autrement dit, en l'absence de circulation des eaux profondes, la matière organique est préservée, parce que l'oxygène dans le fond du bassin est, pratiquement, inexistant. Ainsi : (i) Lorsque l'approvisionnement en eau douce, dans un bassin, plus ou moins, confiné est supérieure à l'évaporation, le matériel organique reste dans le bassin (bassin avec nutriants) et (ii) Lorsque la quantité d'eau perdue par évaporation n'est pas compensée par l'eau douce, l'eau profonde du bassin, riche en éléments nutritifs, est exportée vers l'océan et le bassin devient très pauvre en nutriments. Le terme bassin est pris, ici, dans un sens très général, puisque ce type de bassin est presque toujours localisé sur les plate-formes continentales (clastiques ou carbonatées) soumises à l'action de courants marins ascendants (froids et riches en éléments nutritifs), en particulier pendant les épisodes stratigraphiques transgressifs. Ainsi, lors des montées relatives du niveau de la mer, qui déplacent vers le continent les ruptures côtières de l'inclinaison des surface de déposition, les parties distales des plate-formes continentales (près du rebord continental) sont soumises à un très faible taux de sédimentation, ce qui permet une explosion de la flore et faune, surtout quand un courant marin froid ascendant est présent. La surabondance de la matière organique vivante dans la mer produit, tôt ou tard, une zone appauvrie en oxygène qui favorise la préservation de la matière organique morte, avant qu'elle ne soit fossilisée par des sédiments régressifs, qui, généralement, se déposent sur les dépôts transgressifs.

Bassin sans plate-forme.......................................................................................................................................................................No shelf

Lorsque la rupture d'inclinaison de la surface de déposition côtière (plus ou moins la ligne de côte) coïncide, à peu près, avec le rebord continental (limite supérieure du talus continental). Ces conditions se produisent dans un cycle-séquence pendant le prisme de bas niveau et la partie moyenne-terminal du prisme de haut niveau. Dans ces conditions géologiques, en aval de la plaine côtière se trouve directement le talus continental.

Voir : "Plate-forme Continentale"
&
"Bassin (sédimentaire)"
&
"Bassin Structural"

Dans ce modèle, il est évident que, pendant les intervalles stratigraphiques définis par les intervalles temps 18 - 21 et 22 - 27, le bassin n'a pas de plate-forme continentale. La ligne de côte (à peu près équivalente à la rupture côtière de l'inclinaison de la surface de déposition) coïncide avec le rebord continental (limite supérieure du talus continentale). En amont du rebord du bassin, se trouve la plaine côtière et la ligne de côte coïncide avec le bord continental (bassin sans plate-forme). Cette situation géologique est créée lors des cortèges sédimentaires régressives des cycles-séquence. Ainsi, lorsque du pic de transgression (limite supérieure du cortège transgressif), la ligne de côte est très éloignée (vers l'amont) du rebord du bassin, puisque l'extension de la plate-forme continentale est maximale. Lorsque le niveau de la mer commence à monter en décélération, c'est-à-dire, au début du prisme de haut niveau, le bassin a encore une plate-forme continentale. Cependant, peu à peu, au fur et à mesure que la ligne de côte prograde vers la mer, la distance entre la ligne de côte et le rebord du bassin diminue et l'extension de la plate-forme continentale aussi. Dès le moment que la ligne de côte fossilise le rebord continental, la plate-forme disparaît et la limite externe de la plaine côtière devient le nouveau rebord du bassin (et rebord continental). Dans ces conditions, une petite instabilité du nouveau rebord du bassin ou un excès d'apport sédimentaire (crue d'une rivière, par exemple) peut initier des courants de turbidité le long du talus continental. Lorsque ces courants atteignent la plaine abyssale, le matériel transporté est déposé sous la forme de cônes sous-marins de bassin et talus. Ainsi, les dépôts turbiditiques profonds ne sont pas, exclusivement, associés à des conditions géologiques de bas niveau marin, c'est-à-dire, associés avec des discordances (chutes relatives du niveau de la mer significatives).

Bassin structural...............................................................................................................................................................................Structural basin

Plate-forme d'épaisseur, plus ou moins, uniforme qui a été déformée en synforme par des mouvements de la croûte (nécessairement postérieurs à l'accumulation des strates), de telle façon que les sédiments ont une inclinaison, mais n'ont pas un épaississement, convergente vers la zone centrale.

Voir : "Bassin (sédimentaire)"
&
"Bassin Tectonique"
&
"Plate-forme"

Cette section géologique montre, grossièrement, la configuration structurale et stratigraphique de ce que beaucoup de géoscientistes appellent "le bassin" de Paris. Prenant en ligne de compte la définition de bassin sédimentaire (la zone affaissée de la croûte terrestre, à géométrie variable, de forme circulaire à linéaire, en général, d'origine tectonique, dans laquelle se peuvent déposer des sédiments qui s'épaississent toujours vers la partie profonde centrale la plus subsidante), cette coupe géologique suggère fortement que "le bassin" de Paris est un bassin structural, autrement dit, une plate-forme continentale soulevée à l'Est et Ouest, et non un bassin sédimentaire proprement dit. En fait, un bassin sédimentaire est une structure extensive de géométrie synforme (un synclinal est une structure compressive), plus ou moins circulaire, dans laquelle les couches s'épaississent, légèrement, vers le centre. Comme le montre cette coupe à l'exception des demi-grabens du Carbonifère, qui sont les bassins de type-rift sur lesquels s'est déposée la marge mésozoïque, l'épaisseur des intervalles stratigraphiques est, à peu près, constant (existent plusieurs discordances renforcées par la tectonique). Comme les sédiments inclinent vers le centre sans s'épaissir, cela signifie que la géométrie synforme est postérieure au dépôt et que, probablement, les sédiments se sont déposés dans un milieu de plate-forme ou plaine abyssale, puisque la configuration interne des intervalles est parallèle (plusieurs données réfutent la deuxième hypothèse). Le sous-système pétrolier générateur (roches-mères du Lias) est situé au le centre et à l'Est. Selon certains géoscientistes, l'évolution de la matière organique de ces roches-mères est dépendante de l'érosion associée aux discordances du Crétacé Tardif et Tertiaire. Ceci implique qu'avant l'érosion qui a produit les discordances, la matière organique des roches-mères avaient déjà atteint la maturation. Cependant, cette hypothèse n'a jamais été testée. Les relations géométriques observées sur les lignes sismiques et coupes géologiques semblent réfuter plutôt que corroborer cette hypothèse.

Bassin tectonique ................................................................................................................................................................................Tectonic basin

Bassin contenant une certaine quantité de strates sédimentaires ou volcaniques qui ont été déposées dû aux mouvements de la croûte qui ont précédé ou accompagné le dépôt des strates.

Voir : "Bassin (sédimentaire)"
&
"Bassin Structural"
&
"Subduction de Type-A (Ampferer)"

Comme illustré dans ce schéma, une avant-fosse ou bassin d'avant-pays peut être considéré comme un bassin tectonique vu que la subsidence est par flexure, c'est-à-dire, induite par la surcharge créée par des failles chevauchantes. En fait, dans une plate-forme (ou socle), un chevauchement crée une subsidence, qui combinée avec l'eustasie produit une augmentation de l'espace disponible pour les sédiments (accommodation), permettant ainsi le dépôt d'un premier intervalle sédimentaire. Des biseaux d'aggradation soulignent la discordance entre la plate-forme et l'intervalle basal de l'avant-fosse, dans lequel l'apport terrigène provient, principalement, du craton. En même temps, que le poids du chevauchement produit la subsidence de la plate-forme, il créé un renflement périphérique du craton, c'est-à-dire un point où la subsidence, non seulement, est nulle, mais que, par réaction à celle-ci, se soulève légèrement. La continuation du raccourcissement, induit par un régime tectonique compressif (σ_1 horizontal) produit un nouveau chevauchement ce qui augment la surcharge (dans cet exemple, le raccourcissement est en séquence, vu que le chevauchement plus récent est le plus proche du craton). Ainsi, il y a une nouvelle augmentation de l'accommodation et formation d'un autre renflement périphérique en amont (en direction du craton), ce qui permet le dépôt d'un autre intervalle sédimentaire sur le précédent et sur la plate-forme. Les biseau d'aggradation proximaux de ce nouveau intervalle qui est concordant avec l'antérieur, fossilisent l'ancien renflement périphérique, accentuant la discordance de la base de avant-fosse. Au fur et à mesure, que le chevauchement frontal migre vers le craton, les sédiments de la base de l'ante-fosse et les renflements périphériques sont incorporés dans les chevauchements. En outre, au fur et à mesure, que la chaîne de montagnes se soulève, dû au raccourcissement, elle produire un apporte sédimentaire important, lequel, à partir d'un certain moment, est très supérieur à l'apport terrigène provenant du craton. C'est dans ce type de bassin que, probablement, la subsidence, c'est-à-dire, la tectonique et non eustasie, est le paramètre responsable de la cyclicité des dépôts et de la formation de discordances.

Bassin transporté.............................................................................................................................................................................Piggyback basin

Dépression stable derrière le chevauchement frontal d'une chaîne de montagnes, quand la lame basale des chevauchements avance vers l'extérieur, c'est-à-dire, vers le craton.

Voir : "Bassin (sédimentaire)"
&
"Bassin d'avant-pays"
&
"Subduction de type-A (Ampferer)"

Un ensemble de chevauchements transportés ou en séquence, comme certains géoscientistes disent, implique un enterrement du chevauchement basal, plus jeune, au fur et à mesure, qu'il se propage en direction du craton (direction opposée à la ceinture plissée). Comme illustré dans le schéma (en haut à gauche), cela signifie que les chevauchements plus anciens qui, peu à peu, deviennent inactifs, sont transportés sur le dos des chevauchements plus récents (blocs faillés supérieurs des failles inverses qui soulignent les chevauchements). Ce type de chevauchements peut être modélisé mathématiquement et reproduit en laboratoire. En utilisant du sable comme matériel analogique, qui, peu à peu, est raccourcit (soumis à un régime de compression), il est facile de voir que le chevauchement basal (le plus récente) avance dû à une augmentation de la résistance du matériel de la lame chevauchante, puisque son épaisseur augmente en direction opposée (vers les zones raccourcies). Ainsi, on peut dire que les bassins transportés ("piggyback basins" en anglais) correspondent aux dépressions stables développées sur les versant amont des chevauchements, quand le chevauchement basal (frontal) avance en direction du craton. Dans le bassin quaternaire du Pô (Italie du Nord) qui est localisé dans l'avant-pays des Apennins, les bassins transportés, qui, comme illustré dans la coupe géologique, sont toujours situés en amont du chevauchement frontal (le plus récent), fossilisent les chevauchements plus anciens, qui sont, plus ou moins, inactifs. Ce type de bassin est, généralement, une source importante d'hydrocarbures des ceinture de montagnes. Les bassins transportés sont presque toujours présents dans les ceintures orogéniques. Ils peuvent être une cible importante pour la recherche de pétrole, dès qu'un système pétrolier générateur est présent. Ils se forment et se remplissent pendant qu'ils sont transportés sur le dos des chevauchements actifs sans souffrir une déformation interne significative. L'évolution géodynamique des bassins transportés est, généralement, modélisée en termes de processus tectoniques laminaires ("thin-skinned tectonics" en anglais), dans lesquels le substratum de la ceinture plissée n'est pratiquement pas déformé.

Bassin versant ........................................................................................................................................................................................Drainage basin

Superficie totale, qui fournit de l'eau pour un système de drainage simple, c'est-à-dire, l'ensemble des cours d'eau de distribution qui collectent et transportent l'eau vers la mer, lac ou tout autre corps d'eau.

Voir : "Bassin (sédimentaire)"
&
"Fleuve"
&
"Apport Terrigène"

Le bassin versant du Congo, ici illustré, est contrôlé par l'escarpement côtier observé tout le long de la côte de l'Angola. Ce soulèvement, qui a eu lieu à la fin du Tertiaire est très bien visible sur les lignes conventionnelles sismiques (profondeur d'eau inférieure à 200 mètres) tirées au large de la côte. En réalité, le fond de la mer est caractérisé par des biseau sommitaux d'érosion, lesquels suggèrent un soulèvement maximale d'environ 1500-2000 mètres. Ce soulèvement est corroboré par la maturation de la matière organique des roches-mères des bassins de type-rift et de la base de la marge divergente (pouvoir réflecteur de la vitrinite), lesquelles se trouvent, parfois (Cabinda), à moins de 600 mètres profondeur. À l'exception des fleuves Kwanza (partie centrale de la carte) et Cunene (au sud de la carte), qui traversent le escarpement côtier par d'étroits canyons, tous les autres (rivières) s'écoulent vers l'intérieur du continent formant, en grande partie, le bassin versant du Congo, donc l'embouchure est au nord de l'escarpement de l'Angola. Cette morphologie explique, facilement, pourquoi les systèmes de dépôt turbiditiques (Oligocène et plus tardifs) sont fréquents dans l'offshore du Congo et Cabinda et, pratiquement, inexistants dans l'offshore angolais (sud d'Ambriz, c'est-à-dire dans le bassin offshore du Kwanza), ce qui a des répercussions sur les systèmes pétroliers. En fait, au point de vu pétrolier, tous les champs sont situés au nord de l'arc structural d'Ambriz (où le socle atteint la ligne de côte) qui limite le bassin sédimentaire du Congo (au nord) du bassin du Kwanza (au sud). Dans le bassin du Kwanza, sauf le petit champ de Quenguela (environ 40 Mb), situé à terre et dont le système pétrolier est très différent des systèmes conventionnels, tous les autres accumulations ont  été considérées non-économiques, même pour un prix du baril à plus de $100 USA. Les raisons, les plus probables, sont le manque de roches-réservoir, tels que celles associées aux systèmes turbiditiques du Tertiaire Tardif du bassin du Congo et le fait que les roches-mères des bassins de type-rift type sont, ici, très peu prolifiques.

Bathyal...........................................................................................................................................................................................................................Bathyal

Environnement marin caractérisé par une profondeur d'eau comprise entre 200 et 3500 mètres. Trois sous-environnements peuvent être envisagées : (i) Bathyal Supérieur, avec une profondeur d'eau entre 200 et 500 mètres ; (ii) Bathyal Moyen. avec une profondeur d'eau comprise entre 500 et 1000 mètres et (iii) Bathyal Inférieur, avec un profondeur de l'eau entre 1000 et 3500 mètres.

Voir : "Abyssal"
&
"Fond Océanique"
&
"Néritique"

Sauf pour la limite inférieure de l'environnement bathyal qui est consensuelle et qui correspond à 200 m de profondeur, la limite inférieure varie selon les géoscientistes entre 2000 et 4000 m de profondeur. Dans l'analyse séquentielle, il y a une tendance à considérer la limite inférieure de l'environnement bathyal comme la rupture de la base du talus continental. En fait, c'est à partir de cette rupture (vers l'aval) que se déposent les cônes sous-marins de bassin, quand ils ne sont pas déconnectés des cônes sous-marins de talus, puisque c'est à partir de cette rupture que les courants de turbidité (gravité) commencent à ralentir. L'environnement abyssal est le domaine des sédiments déposés lors des descentes relatives du niveau de la mer (cônes sous-marins de bassin), tandis que l'environnement bathyal est le domaine des cônes sous-marins de talus, lesquels se déposent quand le niveau relatif de la mer commence à monter. Ces cortèges sédimentaires sont de bas niveau et reposent contre la discordance inférieur du cycle stratigraphique (cycle-séquence), du quel ils font partie, par des biseaux d'aggradation. Toutefois, seul l'âge des cônes sous-marins de bassin donne l'âge de la descente relative du niveau de la mer, c'est-à-dire, de la discordance inférieure du cycle-séquence, car se sont eux que se déposent pendant la descente relative du niveau de la mer. Dans cette hypothèse, nous ne devons pas oublier que la profondeur de l'eau varie considérablement, non seulement avec les changements relatifs du niveau de la mer, mais aussi avec l'épaisseur des sédiments déposés. Les biseaux d'aggradation du prisme de bas niveau soulignent, presque toujours, le domaine bathyal du cycle-séquence précédent, tandis que les biseaux de progradation fossilisent les cônes sous-marins de talus. Notons que malgré le fait que le cortège soit de bas niveau, les biseaux d'aggradation sont côtiers, car les sédiments qui le forment peuvent se déposent sous une petite lame d'eau.

Bathyal inférieur..................................................................................................................................................................................Lower bathyal

Sous-environnement bathyal, dans lequel la profondeur de l'eau varie entre 1000 et 3500 mètres.

Voir : "Bathyal"
&
"Abyssal"
&
"Bathyal Moyen”

Le sous-environnement bathyal inférieur est la partie de l'environnement bathyal qui fait la liaison avec la plaine abyssale. Il est le domaine des premiers cônes sous-marins de talus, lesquels se déposent dès que le niveau relatif de la mer commence à monter. Les cônes sous-marins de bassin, au contraire, se déposent au cours des descentes relatives du niveau de la mer, de préférence dans la plaine abyssale. En fait, lorsque que les courants turbiditiques (ou de turbidité) entrent en décélération, dû à la rupture inférieur d'inclinaison du talus continental (limite talus-plaine abyssale), ils perdent compétence (de transport) et les sédiments commencent à se déposer. Ainsi, on peut dire, que le dépôt des cônes sous-marins de bassin (CSB) est synchrone de la surface d'érosion induite par la chute relative du niveau marin. En d'autres termes, l'âge des cônes sous-marins de bassin (CSB) donne l'âge de la discordance inférieure, autrement dit, du limite inférieur du cycle-séquence associé. Notons que lorsque les courants turbiditiques sont très compétentes, ce qui implique un grand volume de matériel transporté, les cônes sous-marins de bassin sont déconnectés de la rupture entre le talus et la plaine abyssale (se déposent plus loin). Ainsi, les cônes sous-marins de talus (CST) peuvent être déposés directement dans la plaine abyssale. Dans cette figure, est esquissée l'analyse séquentielle d'un puits d'exploration. Dans la première colonne sont marquées les environnements de dépôt. À la base ce cette colonne, on observe que les sédiments déposés dans le sous-environnement bathyal inférieur sont les cônes sous-marin de bassin et que dans le bathyal moyenne se déposent le tablier (base de dépôts de talus-apron) et les digues marginales naturelles des cônes sous-marin de talus, lesquels se déposent sur les cônes sous-marin de bassin. Dans le sous-environnement bathyal supérieur, les sédiments deltaïques sont, souvent, prépondérants. Dans les diagraphies électriques, les cônes sous-marins de talus ont une géométrie strato et granocroissante vers le haut, tandis que les cônes sous-marins de bassin ont une géométrie cylindrique. L'interface entre les cônes sous-marins de bassin et de talus correspond à un pic de faune, ce qui signifie que l'hiatus de non-dépôt entre les deux systèmes turbiditiques, a permis l'accumulation sur le fond de la mer, d'un grand nombre de restes et fragments d'animaux et végétaux.

Bathyal moyen........................................................................................................................................................................................Middle bathyal

Sous-environnement bathyal dans lequel la profondeur de l'eau varie entre 500 et 1000 mètres.

Voir : "Bathyal"
&
"Abyssal"
&
"Bathyal Inférieur"

Contrairement aux sédiments déposés dans sous-environnement bathyal inférieur (domaine du tablier et digues marginales naturelles des cônes sous-marins de talus), comme indiqué dans cette interprétation séquentielle d'un puits d'exploration, les sédiments déposés dans le sous-environnement bathyal moyen sont associées, principalement, aux remplissages des "chenaux turbiditiques" et enveloppes pélagiques. Les "chenaux turbiditiques" sont, dans la plupart des cas, les dépressions (zones sans déposition) entre les dépôts de débordement, c'est-à-dire, les dépressions par où passent les courants turbiditiques. Plus tard, ces dépressions sont remplies en rétrogradation. Le terme «chenal turbiditique" ou plutôt remplissage d'un "chenal turbiditique" doit être utilisé seulement quand il y a érosion. La géométrie des diagraphies électriques des sédiments déposés dans le sous-environnement bathyal moyen est très différente de celle des sédiments déposés dans le sous-environnement bathyal inférieur. La géométrie est strato et granodécroissante vers le haut. Dans cet exemple, dans le sous-environnement bathyal moyen, il y a deux cônes sous-marins de talus, séparées par un intervalle pélagique riche en fossiles. Le cône supérieur est plus pauvre en matériel sableux. La limite entre les sédiments déposés dans les sous-environnements moyen et supérieur correspond, dans ce cas particulier, au limite entre les cônes sous-marins de talus et le prisme de bas niveau. Cette limite est marquée par un hiatus de non-dépôt et soulignée par un pic de faune. Les niveaux les et plus épais et avec les meilleures caractéristiques de roche-réservoir, sont les remplissages des "chenaux turbiditiques" lorsque le faciès de sableux. Les niveaux de sable des digues marginales naturelles sont très peu épais et ont une étendue très limitée pour pouvoir accumuler des quantités significatives d'hydrocarbures. Dans l'offshore profond de l'Angola, la majorité des réserves de pétrole est associée aux sables qui remplissent les "chenaux turbiditiques" des cônes sous-marins de talus qui se été déposés sous une profondeur d'eau typiquement bathyal et, probablement, bathyal moyen. Une montée relative du niveau de la mer affecte beaucoup la tranche d'eau dans la plate-forme continentale (environnement néritique et côtier), mais pratiquement pas dans le talus continental (environnement bathyal).

Bathyal supérieur................................................................................................................................................................................Upper bathyal

Sous-environnement bathyal, dans lequel la profondeur d'eau varie entre 200 et 500 mètres.

Voir : "Bathyal"
&
"Abyssal"
&
"Bathyal Inférieur"

Comme on peut le constater sur cette carte le sous-environnement bathyal supérieur est relativement étroit. Il est le domaine des argiles profondes du prisme de bas niveau (membre du cortège de bas niveau), lesquelles reposent sur les dépôts de débordement (digues marginales naturelles et remplissages des dépressions entre les dépôts de débordement) des cônes sous-marins de talus. Dans le diagraphies électriques, la morphologie de ces argiles est légèrement strato et granocroissante vers le haut (une géométrie progradante). Cette géométrie est clairement visible sur les lignes sismiques. Ces argiles fossilisent, par des biseaux de progradation, les cônes sous-marins de talus qui se sont déposés sous une lame d'eau typiquement du sous-environnement bathyal inférieur - moyen. Progressivement, les biseau de progradation fossilisent, le hiatus de non-dépôt associé au top des cônes sous-marins de talus. Cette fossilisation créée une surface de progradation riche en matière organique (pic sur la diagraphie du gamma ray) et fossiles. Au-dessus des argiles des prismes de bas niveau se déposent des sables ou siltes d'eau peu profonde (environnement néritique). Il est important de noter que dans la stratigraphique séquentielle, la localisation de la rupture d'inclinaison de la surface de déposition côtière est importante pour comprendre l'épaisseur des sédiments et la profondeur d'eau de déposition. Une montée relative du niveau de la mer de 5 m, par exemple, déplace vers l'amont, la rupture d'inclinaison de la surface de déposition côtière, créant une accommodation (espace disponible pour les sédiments) de 5 m entre l'ancienne et la nouvelle position de la rupture. En conditions normales d'apport terrigène, cette accommodation est remplie totalement, en amont de l'ancienne position de la rupture, ce qui n'est pas le cas en aval. En aval, uniquement une partie de l'accommodation est remplie, ce qui augmente la profondeur d'eau initiale. Lors d'un épisode régressif, quand la rupture de la surface de déposition côtière coïncide avec le rebord continental, l'augmentation de l'accommodation est totalement remplie en amont du rebord continental. Ceci, n'est pas vrai lors d'un épisode transgressif, vu que la rupture côtière de la surface de déposition est en amont du rebord continental (bassin avec plate-forme continentale).

Bathypélagique (organisme)...................................................................................................................................................................Bathypelagic

Organisme que vit dans la zone pélagique, entre une profondeur de 1000 à 4000 mètres au-dessous du niveau de la mer. Les organismes bathypélagique sont, pour la plupart, noirs, rouges ou transparents, ce qui les rend, pratiquement, invisibles à la lumière biologique. Les poissons bathypélagique plus communs ont des dimensions relativement petites (moins de 10 cm), ce qui réduit considérablement les besoins métaboliques.

Voir : "Bathyal"
&
"Benthos"
&
"Biostratigraphie"

Un organisme bathypélagique vit dans la zone bathyale, également appelé zone bathypélagique, c'est-à-dire, la zone de mer ouverte (lame d'eau intermédiaire entre le fond et la surface de la mer) qui s'étend jusqu'à une profondeur qui varie suivant les conditions et les géoscientistes (1000 - 4000 m de profondeur). Les organismes bathypélagique sont des organismes qui vivent au-dessous de la zone photique, soit dans la zone crépusculaire soit dans la zone d'obscurité. Au-dessus de la zone bathypélagique on trouve la zone mésopélagique, ou vivent les organismes mésopélagiques et au-dessous la zone abyssopélagique où vivent les organismes abyssopélagiques. La température moyenne de la zone bathypélagique est de 4° C. Bien qu'en termes de volume d'eau, la zone bathypélagique soit beaucoup plus grande que la zone euphotique, dont la limite inférieure peut atteindre 200 mètres de profondeur, elle est beaucoup moins dense en organismes. Comme la lumière du soleil ne parvient pas à la zone bathypélagique, il n'y a pas la production primaire (production de composés organiques à partir du CO_2 atmosphérique ou de l'eau, via la photosynthèse ou chimiosynthèse). Beaucoup de bathypélagiques n'ont pas de yeux, ce que n'est pas le cas du poisson serpent (Chauliodus danae) ou du requin à jabot (Chlamydoselachus anguineus). De nombreuses formes necton vivent dans la zone bathyale, comme les calmares, les grandes baleines, poulpes, etc. Éponges, brachiopodes, échinodermes, étoiles de mer et d'autres sont communs dans la zone bathyal. Cette zone est difficile pour les poissons qui y vivent. Ils deviennent très économes en énergie, car il y est difficile de trouver des éléments nutritifs. Beaucoup ont des métabolismes très lent, pour conserver l'énergie. En outre, dans cette zone, les poissons ont des muscles faibles, une peau mou et organes visqueux.

Benthique (organisme).............................................................................................................................................................................................Benthic

Organisme aquatique qui vit sur ou dans les sédiments du fond d'une masse d'eau, généralement, la mer, ce qui explique pourquoi le fond la mer est, parfois, appelé le domaine benthique.

Voir : "Pélagique (organisme)"
&
"Benthos"
&
"Milieux de Faciès de Dépôt)"

Depuis les années 70, les étudiants en écologie marine du "Moss Landing Marine Laboratories" ont participé à plusieurs croisières pour étudier les poissons et invertébrés des environnements profonds de la Baie de Monterey (EUA). La photo de droite (Griffiths), illustre un échantillonnage des organismes benthiques qu'ils ont étudié. Dans la recherche pétrolière, les benthiques les plus étudiés et plus utiles sont certainement les foraminifères. En fait, les foraminifères, qui se trouvent en tous les milieux marins, peuvent être planctoniques ou benthiques. Ils appartiennent à la ordre Foraminiferida (appelés de manière formelle foraminifères). Cette ordre fait partie du règne des Protistes, sous-règne Protozoa, phylum Sarcomastiphora, sous-phylum Sacrodina, super-classe Rhizopoda et classe Granuloreticulosea. Les foraminifères ont une coquille et sont des animaux unicellulaires dépourvus de tissus et organes, mais ont des granuloreticuloses (fibres d'ectoplasme qui ont beaucoup de grains et des particules fines de différents matériaux). Les foraminifères ont une distribution géologique très large (du Cambrien à nos jours). Les premières formes qui apparaissent dans les archives fossiles (Allogromina) ont des coquilles organiques ou des tubes agglutinés (coquilles formées par agglutination de particules étrangères liées par une grande variété de ciments). Les foraminifères avec carapaces dures sont rares jusqu'au Dévonien qui est la période géologique dans laquelle les fusulinídeos ont commencé à se développer et dont l'apogée s'est produit dans le Carbonifère et Permien, avant qu'ils disparaissent complètement à la fin du Paléozoïque. Les premières formes sont benthiques. Les formes planctoniques qui dérivent dans la partie supérieure des corps d'eau, apparaissent uniquement dans les archives fossiles du Jurassique Moyen (marge nord de la mer de Téthys et bassins épicontinentaux de l'Europe). Ils ont, probablement, été des formes méroplanctoniques, (seulement planctoniques durant les derniers stades de leur cycle de vie). La surface calcaire à gauche illustre un milieu benthique paléozoïque avec différents types d'organismes vivant sur le fond marin.

Benthos.........................................................................................................................................................................................................................Benthos

Ensemble de plantes et animaux qui se trouvent dans les sédiments du fond de la mer, lac ou de tout autre corps d'eau indépendamment de la profondeur. Certains géoscientistes considèrent trois types de benthos : (i) Épibenthos, c'est-à-dire, des formes libres ; (ii) Épibenthos fixes (au substratum) et (iii) Endobenthos, autrement dit, des organismes nécrophages ou détritivores (qui se nourrissent de cadavres.) Synonyme de Benthiques.

Voir : "Pélagique (organisme)"
&
"Fossile”
&
"Benthique (organisme)"

Dans cette figure sont schématisés les milieux du plancton, necton et des benthos, qui vivent sur le fond des corps d'eau ou légèrement enterrés. Les polychètes (classe d'animaux du phylum annélides), illustrés à droite, sont des animaux benthiques. Ils vivent sur les fonds marins ou dans les sédiments du substratum. Tenant compte du type, localisation et taille, plusieurs catégories de benthos peuvent être envisagées. Par rapport au type, ils peuvent être : (i) Zoobenthos (animaux) ou (ii) Phytobenthos (organismes autotrophes, comme les algues et plantes aquatiques enracinées). Compte tenu de la localisation, ils peuvent être : (a) Épibenthos, quand ils vivent dans les sédiments, mais près du sommet et (b) Hyperbenthos, quand ils vivent sur les sédiments. Tenant compte de la taille, le benthos peuvent être : (1) Macrobenthos, lorsque la taille est supérieure à 1 mm (comme les vers polychètes, pelecípodes, antozoaires, échinodermes, éponges, ascidies, crustacés, etc.) ; (2) Méiobenthos, quand la taille varie entre 1 mm et 32 micromètres (comme les pelecípodes, copépodes, ostracodes, cumaceanes, nématodes, turbellariés, foraminifères, etc.) et (3) Microbenthos quand la taille est inférieure à 32 micromètres (bactéries, diatomées, pseudopodes, amibes, flagellés, etc.). Leur principale nourriture est le plancton et la matière organique provenant du continent. La profondeur, température, salinité et composition du substratum (fonds marins) contrôlent le développement des benthos. Près de la côte et là où la lumière du soleil pénètre, les benthos capables de photosynthèse sont prépondérants. Les éponges et pelecípodes sont très abondants dans les fonds durs et rugueux, et les géophages (mangeurs de sédiments) dans les fonds friables. Les poissons, étoiles de mer, crustacés et céphalopodes sont prédateurs importants et nécrophages (qui se nourrissent de matière organique morte).

Berme (de plage)................................................................................................................................................................................................................Berm

Corps sédimentaire sableux de plage situé sur la zone supérieure de battement de la houle. Créé lors des périodes d’engraissement de plage par des houles calmes et régulières. Plusieurs bermes peuvent se succéder sur un profil de plage.

Voir : "Plage"
&
"Delta"
&
"Zona de Déferlement"

Lorsque la surface de la plage-moyenne est atteint par les vagues, pendant les périodes de marée haute de vives-eux, elle est modelée en marches appelés gradins de plage (3), lesquels sont formés d'une plate-forme ou berme de plage (5) et un abrupt (7). La ligne d'inflexion entre la berme et l'abrupt est la crête de berme (6). La plus haute crête de berme est la crête la plage haute (4). Les gradins ou marches (plage-moyenne) ont des dimensions inférieures à la résolution des lignes sismiques conventionnelles. Toutefois, dans les lignes sismiques de haute résolution, les gradins de plage peuvent être visibles, mais ils ne doivent pas être interprétés comme des rétrogradations de la rupture côtière de l'inclinaison de la surface de déposition, comme c'est souvent le cas. En fait, lors d'un épisode transgressif (géométrie rétrogradante), à chaque montée relative de la mer, la rupture d'inclinaison de la surface de déposition côtière est déplacée vers l'amont (fonction de la morphologie de la discordance basale du cycle-séquence associé) s'éloignant chaque fois plus du rebord du bassin, ce qui augmente chaque l'extension et la tranche d'eau de la plate-forme continentale. On peut dire que ces rétrogradations sont induites par des montées relatives du niveau marin, tandis que la formation des bermes de la plage-moyenne, sont créés par l'action érosive des vagues, pendant les marée hautes de vives-eaux. De même, la berme de plage (porche pour certains géoscientistes, en raison de sa géométrie horizontale), ne doit pas être confondu avec une surface de ravinement produite par l'action érosive du niveau de base de la mer, à quand d'une montée relative, c'est-à-dire, à quand de l'inondation de la plaine côtière. Il est intéressant de noter que, ce que certains géoscientistes considèrent l'environnement littoral (caractérisé par une profondeur d'eau inférieure à celle du l'environnement néritique) à l'ensemble de la plage-moyen et basse, car il englobe la zone intertidal, c'est-à-dire la zone délimitée entre les niveau de marée haute et marée basse de vives-eaux.

Big Bang (théorie)...................................................................................................................................................................................................Big Bang

Modèle cosmologique utilisé par les scientifiques pour décrire l'origine et évolution de l'Univers. Le terme Big Bang est associé à toutes les théories qui décrivent notre Univers comme issu d'une dilatation rapide qui fait penser à une explosion et est, également, le nom associé à cette époque dense et chaude qui a connu l’Univers il y a environ 13,7 milliards d’années.

Voir : "Big Crunch (théorie)"
&
"Criptozoïque"
&
"Temps Cosmologique"

Le terme Big Bang a été utilisé par le promoteur d'une théorie aujourd'hui discréditée et réfutée qui l'a utilisé par moquerie. Le Big Bang n'est pas une explosion, dans laquelle la matière part en toutes les directions (le cas dans l'explosion d'une bombe). Il représente une expansion, où la matière et l'espace dilatent et s'éloignent en même temps. En remplissant un ballon recouvert de disques de carton on a une idée, approximative, de ce qui s'est, probablement, passé lors du Big Bang. L'Univers est en expansion. Ne sont pas les galaxies qui s'éloignent, mais l'espace entre elles. Le concept du Big Bang a commencé avec la découverte de la loi de Hubble, qui résume, dans une simple une équation, les résultats d'observations qui suggéraient que l'Univers est en expansion, avec les galaxies s'éloignent les unes des autres de plus en plus vite. Ce n'est donc pas difficile d'imaginer le mouvement opposé à l'expansion et atteindre un point de départ (début de l'Univers) très chaud et comprimé, il y a environ 14 Ga. Cet âge ne dépend pas seulement de la densité de la matière, mais surtout de la constante de Hubble (mesure la vitesse à laquelle l'univers est en expansion). Si la constante de Hubble est de 85 (la valeur la plus communément admise) et la densité de la matière inférieure à la valeur critique, le Big Bang se serait produit à environ 12 Ga. Si une expansion inflationniste a eu lieu et si la densité de matière est proche de la valeur critique, l'âge du Big Bang serait de 8 Ga. Deux faits importants corroborent le Big Bang : (i) Le fond de rayonnement cosmique et (ii) L'abondance des éléments légers. L'Univers n'est pas infini, ni éternel. Si l'Univers serait éternel et infini, nous verrions, en n'importe quelle direction une étoile. Chaque point dans le ciel serait une étoile et le ciel serait si brillant que le Soleil. Même pendant le jour, le Soleil serait difficile à distinguer de la luminosité de fond du firmament. Pendant nuit, le ciel est noir, ce qui signifie qu'il y a un milieu qui sépare les étoiles. Ainsi, l'univers ne peut être infini et éternel.

Big Crunch (théorie)........................................................................................................................................................................................Big Crunch

Théorie qui suggère que l'un des scénarios possibles du destin de l'Univers est une singularité du type de trou noir, ce qui signifie que l'expansion de l'espace, éventuellement, se inverse et que, finalement, l'Univers l'effondra.

Voir : "Big Bang"
&
"Expansion Inflationnaire (théorie)"
&
"Univers Primitif"

Il est difficile de savoir si l'expansion de l'Univers continue à s'étendre indéfiniment ou si elle commence à décliner pour s'inverser. Si une inversion se produit, un état de contraction se produira et l'Univers finira par se détruire dans un Big Crunch, c'est-à-dire, l'inverse du Big Bang. Comme illustré dans le schéma, en fonction de la densité moyenne de l'Univers, il peut être : (i) Fermé (effondrement) ; (ii) Ouvert (accélération) ou (iii) Plat (stable). Si la densité moyenne est supérieure à la densité critique, l'Univers sera fermé et l'expansion, éventuellement, cessera. Si la densité moyenne de l'Univers est plus petite que le densité critique, l'effet de la gravité (opposé à l'expansion) ne sera pas suffisant pour ralentir l'expansion de l'univers et elle continuera à se développer à l'infini. En d'autres termes : (a) Un Univers fermé est un Univers fini où l'espace se ferme sur lui-même ; bien que fini, un tel Univers n'a pas de limites et l'expansion doit finalement cesser et être suivie d'une phase de contraction (effondrement) ; (b) Un Univers plat ou stable est un Univers dans lequel la courbure de l'espace est nulle ; un tel Univers est à la limite entre un Univers fermé et ouvert ; beaucoup de scientistes pensent que notre univers est un univers très plane; (c) Un univers ouvert ou en accélération est un Univers dans lequel la courbure de l'espace est telle qu'il ne se ferme jamais sur lui même, c'est-à-dire, que dans un Univers ouvert, l'extension est infinie, autrement dit, que l'expansion ne ralentit jamais à zéro. Notons que si aujourd'hui l'Univers était infini, en extension et matière, on verrait toujours la lumière d'une étoile en n'importe quelle direction de notre regard. Cela signifierait que chaque point du ciel serait une étoile et que le ciel serait si brillant que la surface du soleil (il serait difficile de distinguer le soleil de la luminosité du ciel). Cependant, ceci n'est pas le cas, ni pendant le jours ni pendant la nuit, une fois que pendant la nuit le ciel est noir, ce qui probablement veut dire qu'il y a un milieu entre les étoiles. Par conséquent, le plus probable, c'est que, au moins actuellement, l'Univers ne semble pas être infini et éternel.

Biocénose................................................................................................................................................................................................................Biocenose

Ensemble des êtres vivants qui coexistent dans un espace défini, appelé biotype, lequel correspond à un environnement physico-chimique déterminé et uniforme où vit une faune et flore caractéristique.

Voir : "Biota"
&
"Ecozone"
&
"Phytoplancton"

Le terme biocénose a été introduit dans la littérature scientifique par un biologiste allemand, en 1877, lorsque de son étude sur les huîtres. Il s'est rendu compte que, dans les huîtres, comme dans d'autres animaux, il est nécessaire de faire l'étude non pas au niveau d'un individu, mais au niveau de tous les individus, comme le suggère la théorie des systèmes. Le comportement de l'ensemble (groupe) est plus que la simple addition des comportements des individus qui forment le groupe, c'est-à-dire, que les caractéristiques d'un groupe ne peuvent pas être déterminées par l'étude particulière de chaque individu. Comme illustré sur cette figure, le corail est, certainement, la biocénose la plus connue des plongeurs. La biocénose illustrée est typique des régions côtières, où espèces photophyles (en quête de lumière) qui vivent près de la surface ont été remplacés par des espèces caphylles (qui ont besoin d'ombre pour se développer). La biocénose coralline est une biocénose extrêmement riche. En termes de richesse en espèces, elle est la deuxième biocénose de la Méditerranée. Elle se caractérise, d'une manière classique, par la présence de gorgones «Paramuricea calava" ou de l'éponge protégée "Axinella polipoides". N'oublions pas que dans l'écologie, une biocénose désigne un ensemble d'êtres vivants (animaux ou végétaux) qui coexistent dans un espace donné. Le biotype, c'est-à-dire, l'espace où vit une biocénose et la biocénose associée sont en constante interaction. Les deux constituent un écosystème qui peut être défini comme l'ensemble formé par une association ou communauté d'êtres vivants (biocénose) et son environnement géologique, édaphique (relatif aux sols qui sont l'habitat naturel des plantes), hydrologique, climatique, etc. Les limites spatiales et temporelles d'une biocénose sont ceux des populations homogènes qu'elles décrivent. Une modification de la population correspond à une modification de la biocénose, observé sur une période de temps suffisante. Une biocénose peut être divisée en: (i) Phytocénose, qui englobe les espèces végétales et (ii) Zoocenose, qui comprend les espèces animales. Dans le cas des terres cultivées, on parle, parfois, de agrobiocène pour désigner la biocénose.

Biochron....................................................................................................................................................................................................................Biochron

Temps total représenté par une biozone ou zone biostratigraphique (intervalle formé par un ensemble de strates définies sur la base de leurs fossiles caractéristiques). Un biochron est désigné en fonction des caractéristiques des fossiles, c'est-à-dire, du taux que caractérise l'intervalle de temps. La biochronologie est la science qui traite de la datation relative des intervalles sédimentaires à partir de fossiles qu'ils contiennent.

Voir : "Biozone"
&
"Biostratigraphie"
&
"Chronostratigraphie (exemple)"

Dans l'échelle des temps géologiques, basée sur les mammifères d'Amérique du Nord, les colonnes Époque et Polarité correspondent correspondent aux chrons des époques globales marines et polarité magnétique (Berggren et al., 1995). Les numéros des chronos sont indiqués à côté de la colonne de polarité. "1987" "1995" et "révisée"correspondent aux échelles temps de Woodburne (1987) et Woodburne et Swisher (1995). Les limites équivalentes sont indiquées par des lignes pointillés. Les noms complets des biochrons des mammifères sont donnés dans la publication originale. Les flèches indiquent les âges estimés, utilisés comme des points d'interpolation dans la calibration des données. N'oublions pas que le taxon (singulier de taxa) ou unité taxonomique est le nom que désigne un organisme ou un groupe d'organismes. Dans la nomenclature biologique proposée par Linné (XVIIe siècle), à un taxon est assigné un ordre taxonomique et, peut être, placé à un niveau particulier de la hiérarchie systématique évolutives. Une distinction importante doit être faite entre : (i) Taxa-Taxonomie (science qui traite de la classification des êtres vivants, utilisant un système uniforme qui exprime, de la forme, plus ou moins, fidèle, le degré de similitude entre eux) et (ii) Classification-Systématique. La première se réfère aux noms biologiques et aux règles de dénomination, tandis que la seconde se réfère à la position dans l'ordre de taxa d'accord avec les relations évolutives (phylogénétiques). Comme les données biostratigraphiques sont, souvent, compliquées dû au fait que la distribution et variation des espèces est controversée d'un endroit à l'autre, certains géoscientistes, utilisent des logiciels, tels que le BioGraph du professeur Jean Guex (Université de Lausanne), qui optimise les coexistences virtuelles des espèces et produit des cartes de distribution, dans lesquelles les relations stratigraphiques conflictuelles sont exprimés comme co-occurrences virtuelles.

Biochronologie........................................................................................................................................................................................Biochronology

Datation des événements biologiques à partir de la biostratigraphie (branche de la stratigraphie qui utilise les fossiles pour corréler les couches sédimentaires) et paléontologie (l'étude de la vie préhistorique, ainsi comme l'évolution d'organismes et interactions avec les environnements).

Voir : "Stratigraphie"
&
"Paléontologie"
&
"Fossile Index"

Dans cette figure est reconstruite la biochronologie du Miocène Moyen - Pliocène Initial, faite à partir de l'évolution des coquilles Saint-Jacques, c'est-à-dire, entre le Chesapecten nefrens (Miocène moyen) et Chesapecten septenarius (Pliocène Initial). Le problème entre la biochronologie et les limites biochrons a été analysé par M. Palombo et R. Sardella (2006), utilisant les faunes de grands mammifères du Pléistocène d'Italie. Les résultats de cette étude sont que la reconstruction de la biostratigraphie du Néogène-Quaternaire, dans les milieux continentaux et la reconnaissance des limites entre les successives faunes de mammifères, est un exercice très difficile. La définition et l'application de la biochronologie est, souvent, tachée par des références et inférences à partir biostratigraphie. Les discontinuités dans le registre sédimentaire continental, les conditions environnementales, les défauts taphonomiques (étude des processus post-mortem des animaux) et l'échantillonnage sont responsables du fait que l'ordre stratigraphique des restes de petites et grandes occurrences de fossiles ne reflète pas, nécessairement, l'ordre temporel des vrais apparitions des premières et dernières apparitions des taxa (événements paléobiologiques) dans le temps. L'émergence du premier / dernier bio-événement (enregistré dans les petites et grandes occurrences de restes fossiles dans les niveaux fossilifères des différents séquences stratigraphiques continentales) a été la principale base de l'établissement des contextes biochronológiques continentaux de la faune des mammifères. Par conséquent, du point de vue théorique, «les limites» doivent être définis par les plus anciens et / ou plus jeunes «événements historiques" d'un ou plusieurs taxa. Utilisant des exemples de la faune (mammifères) trouvés en Italie et en particulier, ceux de la transition du Villefranchien au Galérien et du Galérien au Aurélien, les auteurs, à partir des résultats obtenus ont souligné, une fois de plus) la difficulté de définir un schéma stable, qui peuvent être utilisé comme base de corrélation par communauté scientifique internationale.

Bioclaste......................................................................................................................................................................................................................Bioclast

Sécrétion de calcite et aragonite des plantes et animaux de toutes sortes, à l'exclusion des restes fossiles non-carbonatés. Différents organismes produisent des squelettes différents avec des structures diverses. Chaque type d'organisme a des caractéristiques qui permettent une identification, relativement, facile surtout, dans les lames minces.

Voir : "Sédiment"
&
"Fossile"
&
"Calcite"

Comme illustré, les foraminifères sont, peut-être, les organismes qui se retrouvent plus fréquemment dans les roches sédimentaires carbonatées, quand le mécanisme principal de dépôt est la gravité. C'est pour cela que les foraminifères sont très utiles dans la stratigraphie séquentielle. En fait, les foraminifères, sous certaines conditions, permettent de dater les cycles stratigraphiques, vu qu'ils existent dès le Cambrien à nos jours. Les premières formes de foraminifères, qui apparaissent dans les registres stratigraphiques, sont des simples tubes organiques agglutinés. Les foraminifères avec une carapace dure commencent à apparaître dans le Dévonien, la période géologique au cours de laquelle les fusulinídeos ont commencé à se développer, pour atteindre le développement maximum dans le Carbonifère et Permien, avant de disparaître totalement à la fin du Paléozoïque. Les premiers miliolidés ont apparu au début du Crétacé. Puis, au cours du Mésozoïque, ont apparu les rotalinidées et, dans le Jurassique, les textularidés. Les premières formes étaient tous benthiques (qui se trouve sur le fond de la mer, d'un lac ou tout autre corps d'eau indépendamment de la profondeur). Les formes planctoniques, qui dérivent dans les eaux pélagiques de l'océan ou dans des corps d'eau douce ont commencé à apparaître dans les archives fossiles du Jurassique Moyen, en particulier dans la marge nord de la mer Téthys et dans les bassins épicontinentaux d'Europe. Les conditions géologiques de haut niveau de la mer et les hautes températures (l'effet de serre?), qui ont régné dans le Crétacé, ont contribué à la diversification des foraminifères planctoniques, mais aussi à la grande extinction survenue à la fin du Crétacé et dans lequel des nombreuses formes planctoniques ont disparues. Une rapide explosion des foraminifères a eu lieu au Paléocène avec l'apparition des globorotalias et globigerines planctoniques et, dans l'Éocène. des nummulites, soritides et orbitoïdes.

Bioherme...................................................................................................................................................................................................................Bioherm

Structure monticulaire construite, in situ, par la croissance de squelettes sécrétés par les organisme fixes, c'est-à-dire, organismes attachés au sol sans tige ou pédoncule. Masse rocheuse lenticulaire édifiée par des organismes constructeurs, encaissée dans des sédiments de nature différente.

Voir : "Récif"
&
"Production Organique (carbonates)"
&
"Cortège Transgressif"

Dans cette tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique de l'offshore de l'Indonésie, des structures monticulaires, probablement, des biohermes (ne pas confondre avec des biostromes, qui sont des corps stratifiés formés par l'accumulation d'organismes constructeurs ayant subi une faible transport) sont clairement visibles dans la partie supérieur du bassin d'arrière-arc. Tenant compte du contexte géologique global de cette zone, situé dans le mégasuture Méso-Cénozoïque, sur les lignes sismiques on peut reconnaître, de bas en haut, trois types de bassins de la classification proposée par Bally et Snelson (1980) : (i) Un socle ou substratum (ancienne chaîne plissée du Paléozoïque) ; (ii) Un bassin d'arrière-arc, dans lequel se distinguent les demi-grabens de la phase de rifting (subsidence différentielle) et les sédiments cratoniques de la phase affaissement thermique ("sag") et (iii) La marge divergente du type non-Atlantique (marge divergence développée dans un contexte globalement compressif, dû à la rupture de la lithosphère derrière l'arc volcanique et l'ouverture d'une mer marginale). La phase de rifting est reconnaissable par l'épaississement des sédiments contre les failles normales qui ont élargi la région en arrière l'arc (subsidence différentielle). La phase d'affaissement thermique, est reconnue par la configuration parallèle des réflecteurs et la marge non-Atlantique par la configuration progradante de ses réflecteurs. Les biohermes se sont développés au cours de subsidence thermique, lors de l'épisode transgressif, dans lequel l'augmentation de l'accommodation a été induite par des montées relatives successives du niveau de la mer. Cependant, le taux des montées relatives du a permis la croissance d'organismes carbonatés, ce qui signifie que la profondeur de l'eau est restée, plus ou moins, constante. Ces anomalies carbonatées, qui sont fossilisés par des biseaux de progradation de la marge divergente, sont des excellentes roches-réservoir. Malheureusement, elles sont saturées, principalement, par du CO_2 (68%). Toutefois, les réserves totales (CO_2 + CH_4) sont à l'ordre de 150 Tcf.