Biomasse.....................................................................................................................................................................................................................Biomass

Matériel riche en carbone organique d'origine biologique y compris les animaux et plantes vivants ou morts. La biomasse contient en réserve l'énergie du soleil. En fait, les plantes absorbent l'énergie solaire par photosynthèse, qui passe aux animaux, y compris l'homme par l'énergie qu'ils consomment (via l'énergie chimique). La combustion de biomasse libère l'énergie chimique sous forme de chaleur. Le meilleur exemple de biomasse est le bois qui brûle dans les chaudières pour le chauffage. Dans les pays industrialisés, les déchets sont une source importante de biomasse.

Voir : "Carbone"
&
"Roche-mère"
&
"Matière Organique (types)"

La biomasse est une source d'énergie renouvelable dangereuse pour l'environnement si elle n'est pas utilisée, car les déchets produits par les pays industrialisés sont responsables d'une importante pollution de la Terre. Globalement, la capacité énergétique de la biomasse est, plus ou moins, huit fois (8x) la consommation annuelle d'énergie de l'humanité sous toutes ses formes. Cela signifie, clairement, que la biomasse est une source importante d'énergie. Toutefois, actuellement, la population mondiale utilise seulement environ 7% de la production annuelle de biomasse, ce qui signifie que nous utilisons très peu d'une source abondante d'énergie. La biomasse peut être utilisée comme combustible, mais elle peut aussi être utilisée pour : (i) Conditionner et fertiliser les sols ; (ii) Produire du méthane par digestion anaérobie et, (ii) Produire de l'alcool éthylique par fermentation et distillation. La combustion de biomasse n'est pas la seule manière de libérer leur énergie. La biomasse peut être convertie en d'autres formes d'énergie utilisables, comme le méthane ou combustibles liquides tels que l'éthanol ou le biodiesel. Par processus plus compliqués la biomasse peut être gazéifiée, c'est-à-dire, partiellement oxydée à des hautes températures et transformée en monoxyde de carbone (CO) et d'hydrogène (H), qui peuvent être utilisés comme carburant ou transformés en pétrole. En fait, existent trois types de gazéification : (i) Pyrolyse, (C_6H_10O_5 = 5CO + 5H_2 + C), (ii) Oxydation Partielle (C_6H_10O_5 + O_2 = 5CO + CO_2 + H_2) e (iii) Vaporisation (C_6H_11O_5 + H_2O = 6CO + 6H_2). La quantité d'énergie du gaz produit par gazéification de la biomasse varie, en moyenne, entre 4 et 11 mégajoules par mètre cube (4-11MJ/m^3).

Biopelite.....................................................................................................................................................................................................................Biopelite

Ardoise finement stratifié et riche en sulfures, comme par exemple, pyrite ou matériel organique déposé dans des conditions anaérobies (dans les bassins, plus ou moins, isolés). Synonyme d'Argile Noire ou Ampelite comme le disent certains géoscientistes.

Voir : "Ardoise"
&
"Argile Noire"
&
"Matière Organique (types)"

Selon certains dictionnaires géologiques, une biopelite est une argile (ou ardoise) sombre, carbonatée, finement laminée, exceptionnellement riche en matière organique (5% ou plus de la teneur en carbone) et minéraux sulfurés (sulfure de fer, en particulier, le plus souvent, la pyrite) et a une concentration inhabituelle de oligo-éléments (U, V, Cu, Ni. etc.). En générale, les biopelites contiennent des fossiles (des formes planctoniques et nectoniques), lesquels sont, normalement, préservés par un film de graphite ou carbone ou par de la pyrite de remplacement. Le processus de formation d'une biopelite est, principalement, la compaction. En fait, dès que les grains de sable se déposent, les particules fines et moins denses qui composent les argiles, restent pour longtemps, en suspension dans l'eau. Cela signifie que les argiles se déposent en écoulements d'eau lents et avec une faible capacité de transport. Par cela, souvent, elles sont associées à des dépôts lagunaires, deltas, plaines d'inondation et certains dépôts de plage. D'autre part, elles peuvent, aussi, être déposés sur la plate-forme continentale, dans des eaux, relativement, profondes et calmes. Ces conditions sont fréquentes pendant les cortèges transgressifs des cycles-séquence, une fois que les montées relatives du niveau de la mer, sans chutes relatives entre elles paracycles eustatiques), déplacent la ligne de côte et les dépôts côtiers associés vers le continent. Ces déplacements augmentent, de façon significative, l'étendue de la plate-forme continentale et créent des conditions géologiques de bassin affamé (faible taux de sédimentation), dans les parties distales où des argiles riches en matière organique, se déposent. Ces argiles (plus tard des biopelites) ainsi déposés, ont une couleur sombre, puisque le carbone de la matière organique reste non oxydé. Dans la réalité, quand un courant marin ascendant (riche en nutriants et oxygène) est présent, dans la partie distale de la plate-forme se développe une faune et flore importantes, qui, peu à peu, créent, près du fond, une zone appauvrie en oxygène, qui permet la préservation de la matière organique.

Biostasie......................................................................................................................................................................................................................Biostasy

Développement maximum d'organismes, lorsque, pendant une période d'inactivité tectonique, les sols résiduels se forment de manière extensive à la surface de la Terre et le dépôt de carbonate de calcium sur le fond de la mer est important.

Voir : "Système de déposition"
&
"Profondeur de Compensation (carbonates)"
&
"Sol"

Le rôle du climat dans altération des roches et formation des sols a conduit à la formulation de la théorie bio-résistasique. Cette théorie, proposée en 1951 par H. Erhart, décrit les conditions nécessaires pour une alternance de périodes de formation des sols (pédologie) et d'érosion. Elle définit deux phases climatiques : (i) Biostasie et (ii) Résistasie. Dans les climats secs, les roches exposées à l'érosion, sont soumises à une désagrégation mécanique qui produit des matériaux détritiques grossiers. Le processus ou l'ensemble de processus qui produisent ce type de détritus est connu sous le nom résistasie. Dans les climats humides, les conditions sont plus favorables à l'altération des roches par des processus chimiques, développant la végétation et formation des sols. Cette période, très propice au développement de la vie est appelée biostasie. Pendant la biostasie, une précipitation abondante et régulière induit une forte pédogenèse par altération chimique des matériaux d'originaux et un éluviation intense, ainsi que l'illuviation des minéraux du sol non seulement à surface, mais aussi dans les couches profondes. L'illuviation (à ne pas confondre avec éluviation) est l'accumulation progressive dans une couche du sol de diverses substances déposées par l'infiltration des eaux (percolation). Ces processus contribuent à la formation des horizons éluviaux et argileux et augmentent la concentration d'oxydes de fer, oxydes d'aluminium et d'autres sesquioxydes. Les conditions climatiques favorables à une couverture végétale qui protège le sol contre l'érosion physique, avec des pluies abondantes, entraînent une perte des ions minéraux et une augmentation de la concentration de ces minéraux dans les corps d'eau où les courants se jettent. Au cours de la résistasie, la couverture végétale protectrice est réduite ou éliminée en raison du temps sec. Toutefois, l'intensité des pluies est plus grande. Un climat sec ralentit la pédogenèse. Les sols ne contribuent pas à la formation de calcaires (biostasie). Les sols sans protection et le vent qui expose le sol favorisent l'érosion. Les conditions glaciaires augmentent la taille de débris. Dans les milieux marins, une quantité suffisante de calcium induit, naturellement, la formation de calcaires.

Biostratigraphie ..................................................................................................................................................................................Biostratigraphy

Science de la datation des roches à partir des fossiles qu'elles contiennent. Le but de biostratigraphie est la corrélation, c'est-à-dire, démontrer qu'un horizon d'une section géologique particulier a été déposé en même temps qu'un autre horizon de la même section. Les sédiments du même âge peuvent avoir des lithologies complètement différentes en raison de variations latérales de l'environnement sédimentaire. Si deux coupes stratigraphiques, composées par des argiles, marnes et calcaires ont les mêmes fossiles, les deux intervalles sédimentaires sont considérés comme synchrones, autrement dit, il est très probable qu'ils se soient déposés en même temps, mais dans des environnements différents.

Voir : "Stratigraphie"
&
"Trilobite"
&
"Milieu Sédimentaire"

Bien que les dinosaures soient, peut-être, les formes fossiles les plus connues, les trilobites (classe disparue des arthropodes primitifs) qui ont existé depuis environ 300 Ma, ont été trouvées en tous les continents. En fait, les trilobites qui sont caractérisés par une carapace dure qui protège le corps, lequel est formé par différents segments et qui ont des pieds articulés, sont sans doute les fossiles favoris des paléontologues. Dans la biostratigraphie, les trilobites (classe d'arthropodes composée de dix ordres, 150 familles, environ 5000 genres et plus de 20.000 espèces décrites) sont les fossiles les plus utilisés pour déterminer l'âge et l'ordre relatif de certaines strates du Paléozoïque. Les trilobites ont recouvert presque la totalité de l'ère Paléozoïque, avec des formes très variées dans les registres stratigraphiques et ont occupé presque tous les continents (toutes les années des nouvelles espèces sont découvertes par les paléontologues). En outre, certaines espèces ont occupé des zones distinctes et dans des limites stratigraphiques très restreints, ce qui les rend des fossiles caractéristiques ou guides. En plus, des trilobites, d'autres groupes de fossiles sont utilisés dans le biostratigraphie du Paléozoïque : (i) Graptolites (colonies d'invertébrés marins à squelette distinct) ; (ii) Foraminifères (petits eucaryotes unicellulaires protégées par des coquilles) ; (iii) Conodontes (éléments des parties dures de la bouche de vertébrés marins primitifs) ; (iv) Archaeocyatha (phylum d'organismes disparus, solitaires ou coloniaux, qui possédaient un squelette interne calcaire, dont les fossiles se trouvent principalement dans les faciès carbonatés du Cambrien inférieur et dont l'existence n'a duré que jusqu'au Cambrien moyen), etc.

Biostrome ..............................................................................................................................................................................................................Biostrome

Accumulation horizontale de restes de squelettes. Les termes biostrome et bioherme ont été décrits par Cumings (1932). Bioherme est devenu, peu à peu, synonyme de récif en raison de sa discrète géométrie monticulaire ou lenticulaire (coupe verticale). L'expression «récifs et biostromes" est très fréquente. Elle souligne le fait que les biostromes, contrairement aux biohermes, ne sont, normalement, pas considérés comme structures de récifales dû à l'absence de relief et structure interne.

Voir : "Fossile"
&
"Bioclaste"
&
"Récif"

Cette figure illustre deux biostromes. L'inférieur affleure près Zhuzhai (province NE de Jiangxi, Chine) et le supérieur dans l'Iowa (USA). Comme on peut le constater, un biostrome est une structure stratifiée où le niveau stratigraphique (strate bioclastique), composée par de la calcite et fragments de fossiles calcoarenitiques, que, ici, sont, plus ou moins, dolomitisés, se dépose sur le fond de la mer, indépendamment, ou en association avec des biohermes ou d'autres structures de la croissance organique. Quand on parle de croissance organique, in situ, il faut garder à l'esprit, que la plupart du temps, il s'agit d'une simple hypothèse de travail, qui doit être testée, c'est-à-dire, critiquée. Ainsi, le calcaire à crinoïdes (communément appelée "lys de mer"), par exemple, résulte, de toute évidence, de l'accumulation de millions de morceaux de décomposés d'échinodermes pétiolés qui sont souvent accompagnés des débris de bryozoaires (animaux qui vivent en colonies avec un squelette de carbonate de calcium et qui sont, superficiellement, similaires au corail). Toutefois, en général, il est impossible de déterminer si les débris ont tombé verticalement le long de la lame d'eau (centimètres ou mètres), comme des organismes morts (essentiellement comme des dépôts in situ) ou s'ils se sont empilés mécaniquement due à l'action des courants marines. La même chose peut être dit pour des nombreuses lumachelles de beaucoup de niveaux à conches, comme ceux de bryozoaires, brachiopodes et trilobites. Pas tous les biostromes sont déposées horizontalement. Biostromes avec des inclinaisons de 25°-30° ne sont pas rares, surtout, sur les flancs des constructions organiques. En effet, ces biostromes, que tapissent organismes fixes, que vivent juste au-dessus de la zone de dépôt, se déposent comme des avalanches sur les flancs des constructions organiques.

Biota ......................................................................................................................................................................................................................................Biote

Ensemble de la faune et flore d'une région à un moment donné de l'histoire géologique. Ensemble total d'organismes dans un certain domaine à un moment donné. Le biota de la Terre vive dans la biosphère, qui est la partie de la Terre qui comprend l'air, terre et eau, dans laquelle la vie se développe, change et se transforme par des processus biotiques (par influence d'organismes).

Voir : "Fossile"
&
"Biostratigraphie"
&
"Faciès"

Le biota est l'ensemble des organismes vivants dans un écosystème, ce qui englobe la flore, faune, champignons et les autres groupes d'organismes. Une partie du biota de l'ère Mésozoïque, laquelle est divisée en trois périodes : (i) Triasique (entre 248.3 Ma et 205.7 Ma) ; (ii) Jurassique (entre 205 Ma et 144.2 Ma) et (iii) Crétacé (entre 144.2 Ma et 65 Ma), peut être déduite de cette scène du monde primitif proposé par C. Flammarion en 1886, dans son livre "Le Monde avant la Création de l'Homme". Au cours du Mésozoïque (terme que signifie animaux intermédiaires), la faune de la Terre a changée radicalement par rapport à celle de l'ère Paléozoïque. Les dinosaures (l'un des groupes d'animaux le plus réussi en termes de longévité, taille, forme et mode de vie), qui sont, peut-être, les organismes les plus populaires de l'ère Mésozoïque, ont évolué depuis le Trias, mais uniquement dans le Jurassique, ils ont atteint une grande diversité. Les dinosaures se sont éteints à la fin du Crétacé. Il semble que les derniers dinosaures sont ceux qui ont été trouvés dans les dépôts du Crétacé Supérieur du Montana (USA). Les oiseaux, bien que descendantes des dinosaures, ont développé spécialisations particulières pour s'adapter au vol : (i) Une façon unique de respirer ; (ii) Des os creux et légers ; (iii) Un squelette fusiforme ; (iv) Des muscles forts ; (v) Des plumes, etc. Le Mésozoïque a été, également, une période de grands changements dans la végétation terrestre. Les fougères, plantes cycadées (spermatophytes, c'est-à-dire, les plantes vasculaires qui produisent des graines), ginkgoales et autres plantes rares, dominaient au début du Mésozoïque. Les gymnospermes modernes, comme les conifères, sont apparues sous sa forme la plus caractéristique dans le début du Trias. Dans le Crétacé moyen, les premières angiospermes (spermatophytes, dont la caractéristique principale est la production de fleurs pour la reproduction) ont fait leur apparition et commencé à se diversifier devenant le groupe prédominant des plantes.

Biotique (province).........................................................................................................................................................................................Biotic province

Zone géographique qui supporte une ou plusieurs associations écologiques distinctes de celles des provinces voisines.

Voir : "Biostratigraphie"
&
"Théorie de l'Évolution"
&
"Théorie des Systèmes"

Selon certains systèmes de classification, une province biotique est une communauté qui occupe une région où la similitude du climat, physiographie et sols se traduit par l'apparition de combinaisons d'organismes similaires. Certains géoscientistes ont examiné l'utilité du concept de province biotique (proposé par Dice en 1943) comme outil de normalisation des études de bio-géographiques. Ils ont affirmé que les provinces biotiques défient la standardisation, quand sont fait des tentatives de les délinéer dans une base statistique ou empirique. En effet, ils ont comparé les limites de toutes les espèces d'amphibiens et reptiles qu'existent dans l'intérieur du Mexique, avec les limites de la province en soit même, et ont trouvé d'importantes discordances entre les deux. Pour cela, ils ont conseillé de ne pas utiliser le concept de la province biotique comme un indice normalisateur des régions bio-géographiques. En effet, ils ont émis un avertissement aux scientistes que décrivent un taxon nouveau sur la base de leur présence dans une localité différente, ou que délimitent la région d'un taxon peu connue, en se référant seulement aux limites de la province dans laquelle il apparaît. Récemment, certains géoscientistes ont tenté d'évaluer la valeur de la notion province biotiques dans la systématique. Pour eux, les provinces biotiques semblent être le principal instrument de la zoologie systémique. Théoriquement, les provinces biotiques aident à : (i) Prévoir les limites quand les données disponibles sont peu nombreuses ; (ii) Prévoir la différenciation de deux ou plusieurs échantillons de population similaires et (iii) Prévoir les phénomènes paléo-zoogéographique qui peuvent être masqués par les relations écologiques et temporelles. Ci-dessus sont représentées les provinces biotiques du Texas, basées sur la distribution des communautés végétales et animales. Ainsi, le «Kincaid Shelter» se trouve dans un écotone (zone de transition entre deux communautés biologiques), c'est-à-dire, dans la zone de transition entre le milieu semi-aride des buissons épineux de la province Tamaulipanienne et l'environnement des savanes de chênes de la province Balconienne. Cette cartographie de différents environnements avec des ressources diverses fait que cette région soit très attrayante pour les chasseurs et les collectionneurs.

Bioturbation..................................................................................................................................................................................................Bioturbation

Remobilisation des sédiments par des organismes. La désorganisation des couches sédimentaires par l'activité biologique est, avec l'action érosive des vagues, le processus géologique plus important sur le fond marin. De nombreux animaux tels que les annélides vivent dans le fond mer, où ils subsistent consommant la matière organique piégée entre les particules sédimentaires. D'autres animaux, tels que, les escargots perforent les sédiments pour se cacher des prédateurs, qui nagent ou rampent sur le fond de la mer. Pour diverses raisons, les animaux benthiques, par bioturbation, détruisent les structures sédimentaires préexistante, comme la stratification entrecroisée, ondulations, etc.

Voir : "Sédiment"
&
"Diagénèse"
&
"Bas de Plage"

Comme illustré dans cet échantillon de terrain, on peut dire que la bioturbation est une désorganisation de couches sédimentaires, déposées au fond de la mer, par l'activité des organismes. L'importance de ce mécanisme bio-géologique a été reconnu par C. Darwin qui lui a consacré son dernier livre. Dans la théorie écologique moderne, la bioturbation est considéré comme un exemple typique de l'ingénierie des écosystèmes par modification des gradients géochimiques et redistribution des ressources alimentaires, virus, bactéries, etc. Du point de vue de l'évolution, des travaux récents suggèrent que la bioturbation a eu un rôle très important dans l'évolution des métazoaires à la fin du Précambrien. La bioturbation produite par les animaux fouisseurs neutralise, en grande partie, la compaction, une fois qu'ils modifient les propriétés des sédiments, comme la porosité, perméabilité et, surtout, l'homogénéité spatiale. En effet, ces propriétés déterminent le nombre et la diversité des micro-environnements, c'est-à-dire, les lieux disponible pour les différents organismes. Dans les sédiments aquatiques, la texture contrôle la diffusion des solubles et la résistance à l'écoulement des courants et vagues au sein des couches sédimentaires. Dans les sols, la texture contrôle l'infiltration des eaux de pluie, ce qui est crucial pour le fonctionnement biologique des sols, car elle détermine la facilité avec laquelle les plantes extraient l'eau des aliments et réactifs disponibles pour le métabolisme microbien. Le bioturbation permet, également, aux géoscientistes de déterminer si une couche sédimentaire est dans sa position d'origine ou si elle a été inversée par la tectonique.

Biovase................................................................................................................................................................................................................................Ooze

Sédiment pélagique qui contient au moins 30% de restes de squelettes de micro-organismes.

Voir : "Pélagique (dépôt)"
&
"Sédiment Pélagique"
&
"Calcite"

Cette microphotographie d'une coupe mince, en lumière polarisée, d'une biovase calcaire du Pléistocène suggère, que la vase est, principalement, formée par des Globigerines cimentées par de la calcite micritique. Cette biovase a été prise à environ 96 mètres sous le niveau de la mer (DSDP, site 229). Les vases calcaires comprend les biovases à base de globigerines base, que contiennent coquilles de foraminifères planctoniques et les biovases à la base de ptéropodes qui sont constituées principalement par des coquilles de mollusques pélagiques. Les biovases siliceuses incluent les vases à radiolaires qui contient, essentiellement, des argiles brunes avec plus de 30% des squelettes de protozoaires d'eau douce et les vases à diatomées qui contiennent de frustules (coquilles très minces) de diatomées. Les restes de squelettes de radiolaires qui se déposent dans le fond de la mer forment les vases à radiolaires. Les roches siliceuses sédimentaires, par exemple, le silex, chert et de la diatomite proviennent des vases de radiolaires. Les biovases calcaires pélagiques sont, probablement, analogues modernes des anciennes biovases calco-lutitiques des anciennes plaines abyssales. Elles se composent, principalement, de plancton qui sécrète aragonite et qui flotte près de la surface. Les vases biogéniques sont sédiments pélagique, qui ont plus de 30% de matière squelettique. Elles peuvent être siliceuses ou carbonatés. Le matériel squelettique des vases carbonatées est le carbonate de calcium, en général, sous la forme de calcite, mais parfois aussi sous la forme d'aragonite. Les principales sources de restes squelettiques de ces vases sont les foraminifères, coccolithes, plaques microscopiques de carbonate, que revêtent certaines espèces d'algues marines et protozoaires. Les vases siliceuses sont composées d'opale, qui forme le squelette de divers micro-organismes comme les diatomées, radiolaires, éponges et de la silicico-flagellés. La répartition des vases biogéniques dépend, principalement, de l'apport de squelettes, sa dissolution et dilution par autres sédiments, comme les argiles turbiditiques. Notons que dans le plan d'eau, l'ammoniac, nitrites et nitrates doivent être éliminés ou maintenus à un taux très faible pour éviter une toxicité pour les poissons et la prolifération d'algues. Un apport de biovase permet le développement d'un écosystème équilibré.

Biozone..........................................................................................................................................................................................................................Biozone

Division élémentaire de la biostratigraphie fondée sur l'apparition ou disparition (extinction) d'une espèce donnée. Théoriquement, les biozones sont synchrones. Elles représentent, latéralement, le même intervalle de temps. Toutefois, en pratique, la notion de synchronisme est difficile à utiliser. En fait, une espèce peut avoir besoin des milliers d'années (voire des millions) pour se propager sur toute la surface du globe. Ainsi, sa présence dans les registres stratigraphiques ne se fera pas simultanément dans différentes parties de la planète. L'isochronie des biozones est acceptée pour les formations géologiques anciennes, mais pour les formations récentes la notion de synchronisme est controversée.

Voir : "Formation (géologique)"
&
"Zone de acmé (apogée)"
&
"Biostratigraphie"

Comme mentionné ci-dessus, les biozones appelées aussi zones biostratigraphiques ou unités stratigraphiques, sont intervalles stratigraphiques (groupe de couches) définis sur la base de leurs fossiles caractéristiques. Fonction du groupe de fossiles pris en compte, dans le même intervalle sédimentaire, peuvent se mettre en évidence différentes zones, lesquelles, très souvent, se chevauchent. Il existe différents types de biozones : (i) Biozones d'extension, comme, dans cet exemple, les couches (1) qui sont définies par l'apparition et l'extinction d'une espèce ; (ii) Biozones de superposition ou d'extension coïncidente, comme les couches (2), qui comportent un certain nombre d'espèces et (iii) Biozones d'intervalle, comme les couches (3, 4 et 5) qui sont délimitées par l'apparition d'une espèce, jusqu'à l'apparition de la suivante. Si les différentes espèces appartiennent au même genre, on parle de zone d'intervalle "Filozone". La zone acmé d'une espèce, correspond aux couches, qui contient le plus de représentants de cette espèce. Cette zone ne peut pas être corrélée sur de grandes distances, puisque le nombre de représentants de l'espèce dépend, principalement, des conditions écologiques. Une biozone ne doit pas être confondue avec une écozone ou domaine bio-géographique, laquelle est une région de surface de la Terre où les plantes et animaux se sont développées d'une manière, plus ou moins, isolée pendant de longues périodes de temps et que sont séparés des autres plantes et animaux par des éléments géologiques comme les océans, déserts ou montagnes. Le temps géologique représenté par une biozone (ou zone biostratigraphique) est un biochron.

Biseau d'aggradation..................................................................................................................................................................................Onlap

Relation géométrique entre strates (ou réflecteurs sismiques) initialement horizontales qui terminent contre une surface inclinée. Relation géométrique entre strates initialement inclinées, que terminent contre une surface initialement plus inclinée. Différents types de biseaux d'aggradation peuvent être considérés : (i) Biseau d'Aggradation Côtier, c'est-à-dire, le biseau de aggradation d'un dépôt côtier ; (ii) Biseau d'Aggradation Distale, le biseau d'aggradation dans la direction opposée à celle des apports terrigènes ; (iii) Biseau d'Aggradation Proche, le biseau d'aggradation dans la direction de l'apport terrigène et (iv) Biseau d'Aggradation Marin, le biseau d'aggradation d'un dépôt marin.

Voir : "Biseau de Progradation"
&
“Relation Géométrique (réflecteur, strate)”
&
“Aggradation”

Dans cette tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique, il est facile de voir que les sédiments du bassin cratonique (également connu, dans ce cas particulier, comme le bassin de la Mer du Nord) reposent sur les sédiments d'un bassin de type-rift par des biseaux d'aggradation (biseaux d' aggradation marine). En fait, au point de vue géologique, l'infrastructure de la Mer du Nord est formée par la superposition de trois différents types de bassins sédimentaires. De bas en haut, les géoscientistes reconnaissent : (i) Une Ceinture Plissée (ou chaîne de montagnes) du Paléozoïque (non visible sur cette ligne) qui peut être considéré comme un socle pétrolier (sans roches mères et sans roches réservoirs) ; (ii) Plusieurs bassins de Type-Rift d'âge mésozoïque, et (iii) Un Bassin Cratonique Cénozoïque. Les sédiments de la base des bassins de type-rift sont non-marins, mais les sédiments sus-jacentes suggèrent une transgression marine (ou lacustre), c'est-à-dire, qu'ils ont été déposés, très probablement, en association avec une montée relative du niveau de la mer en accélération. Dans cette tentative, la discordance entre le bassin de type-rift et les sédiments cratoniques est facilement reconnue par les biseaux d'aggradation des sédiments cratoniques. L'exhaussement (aggradation) peut être calculée, en temps et en profondeur si la vitesse, avec laquelle les ondes sismiques traversent les sédiments cratoniques, est connue. L'empiétement et l'aggradation continentale, c'est-à-dire, la distance horizontale et verticale entre deux biseaux d'aggradation consécutifs souligne la morphologie de la discordance, laquelle, dans cet exemple, a été légèrement renforcée par la tectonique.

Biseau d'aggradation apparent ....................................................................................................................................Apparent onlap

Biseau d'aggradation observé, sur le terrain ou sur une ligne sismique, suivant une direction qui n'est pas parallèle à la direction et sens des apports terrigènes régionaux. Un vrai biseau d'aggradation est celui qui est observé parallèlement à la pente de déposition. Quand deux biseaux d'aggradation apparents sont observés sur deux coupes géologiques ou deux lignes sismiques orthogonales, il y a, forcément, biseau d'aggradation vrai entre eux.

Voir : "Biseau d'Aggradation Vrai"
&
"Biseau de Progradation"
&
"Aggradation"

Dans cette tentative d'interprétation  géologique d'une ligne sismique de l'offshore du Labrador (Canada), si l'interprète ne connaît pas l'orientation et le sens de l'apport sédimentaire régional, les biseaux d'aggradation des sédiments des bassins de type-rift et la marge divergentes, doivent, dans une première phase, être considérée comme apparents. Souvent, les lignes sismiques perpendiculaires (parallèles à la direction de l'apport terrigène) peuvent très bien montrer ce qui ressemble à un biseau d'aggradation vrai ou apparent, est, en fait, dans une ligne transversale (orientée perpendiculairement à l'apport terrigène), un biseau de progradation. Dans ce cas particulier et bien que le fond la mer soit plus profonde à l'ouest qu'à l'Est (zone de passage et d'érosion des icebergs), l'apport terrigène vient de l'Ouest (continental), soit pendant le remplissage des bassin de type-rift, soit dans la marge divergente (type-Atlantique). Dans le bassin de type-rift au centre de la ligne sismique on peut reconnaître des biseaux d'aggradation proximaux (orientés vers l'Est), qui fossilisent le plan de faille qui borde le bassin et des biseaux d'aggradation distaux (orientés vers l'Est) qui fossilisent le socle. Dans l'autre bassin et dans la base de la marge divergente, uniquement des biseaux d'aggradation proximaux sont visibles (orientés vers le continent). Il est intéressant de noter que, la configuration interne des réflecteurs du bassin de type-rift (le plus grand) suggère la présence de sédiments argileux riches en matière organique, c'est-à-dire de roches-mères potentielles. En fait, une configuration interne, plus ou moins, parallèle suggère non seulement un important corps d'eau (un lac profond), où la faune et flore peuvent se développer, mais aussi un remplissage par décantation des particules sédimentaires argileuses et de matière organique morte, au fur et à mesure que la colonne d'eau diminue progressivement dû à la déposition sédimentaire.

Biseau d'aggradation basculé ..............................................................................................................................................Tilted onlap

Terminaison apparente d'une strate ou réflecteur sismique, qui ressemble à un biseau de progradation biseau, mais qu'en réalité est un biseau d'aggradation qui a été basculé par la tectonique. Ce type de biseaux est très fréquents dans les bassins sédimentaires déformés par la tectonique et dans les bassins où l'halocinèse (sel) ou l'argilocinèse (argile) ont été ou sont, encore, actives

Voir : "Biseau d'Aggradation"
&
"Biseau de Progradation"
&
"Tectonique Salifère"

Dans cette tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique de l'offshore de l'Angola, des biseaux d'aggradation basculés (indiqués par les flèches) sont facilement reconnaissables. En fait, le flux latéral et vertical du sel (intervalle violet) crée, localement, une subsidence compensatoire, qui produit, localement, des inversions tectoniques dans les sédiments sus-jacentes au niveau salifère. En d'autres termes, les relations géométriques et terminaisons originales des réflecteurs sismiques au-dessus du sel sont déformées. En fait, certaines régions structuralement hautes ou sub-horizontales au moment du dépôt, sont devenues structuralement basses due à une diminution de l'épaisseur du niveau salifère sous-jacent causée par le fluage latéral et vertical du sel. Cependant, l'inverse est également vrai. Une zone structuralement basse, au moment du dépôt, peut devenir structuralement haute dû toujours au fluage du sel sous-jacent. Ainsi, par subsidence compensatoire, un biseau d'aggradation (par définition au moment du dépôt) peut devenir un biseau de progradation apparent, comme illustré dans cette tentative d'interprétation. Les flèches indiquent les endroits où on peut reconnaître des biseaux de progradation apparents, que dans la réalité, comme dit précédemment, sont des biseaux d'aggradation qui ont été basculés vers le continent (Est) en raison de l'écoulement du sel en direction due bassin (Ouest). Notons que la base de l'intervalle salifère, qui est, plus ou moins, discontinue, correspondant à une disharmonie tectonique (ne pas confondre avec une discordance, qui est une surface d'érosion), qu'ici incline vers l'Ouest. En conclusion, les terminaisons des réflecteurs sismiques ou des strates et surfaces qu'elles décrivent ont une valeur géologique, uniquement, quand elles conservent leur géométrie originale (moment du dépôt). Un biseau d'aggradation basculé est un biseau qui a été déformé par la tectonique et qui, de ce fait, a une géométrie semblable à un biseau de progradation.

Biseau d'aggradation côtier.................................................................................................................................................Coastal onlap

Biseau d'aggradation d'une unité stratigraphique (ou sismique) côtière qui progressivement empiète le continent.

Voir : "Biseau d'Aggradation"
&
"Rupture (surface de déposition)"
&
“Aggradation”

Dans cette tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique de l'offshore du Labrador (Canada), les biseaux d'aggradation côtiers sont évidents. Ils soulignent les terminaisons des réflecteurs contre le socle, au fur et à mesure, que le niveau relative de la mer montait en accélération. Les biseaux d'aggradation côtiers mettent en évidence un intervalle transgressif qui est, facilement, reconnue par la géométrie rétrogradante de sa limite supérieure, laquelle souligne le pic de la transgression. Cette limite est fossilisée par la surface de la base des progradations de l'intervalle régressif sus-jacent. L'intervalle transgressif est composé par la superposition de petits intervalles progradants (paracycles du cycle-séquence) de moins en moins étendues. En fait, à chaque montée relative du niveau de la mer (il n'y a pas des chutes relatives entre elles), la rupture d'inclinaison de la surface de déposition côtière se déplace vers le continent créant un biseau d'aggradation côtier. Puis, au fur et à mesure, que les sédiments provenant du continent se déposent, la rupture d'inclinaison de la surface de dépôt qui correspond, plus ou moins, à la ligne de côte, prograde vers la mer (sans aggradation significative), mais sans dépasser la position maximale du paracycle précédente, et ainsi de suite. C'est l'insuffisance de l'apport sédimentaire créée par les successives montées relatives du niveau de la mer (en accélération) qui est responsable de la géométrie rétrogradante de l'intervalle transgressif (augmentation de l'extension de la plate-forme continentale). Lorsque le niveau relatif de la mer monte en accélération (3, 5, 10, 15, 20 m, par exemple), l'empiétement et l'extension de la plate-forme augmentent de telle sorte, que pour un apport terrigène constant, la rupture de la surface de dépôt ne peut pas prograder (pendant la période de stabilité relative du niveau de la mer entre les montées successives) jusqu'à la position extrême du paracycle précédent. Quand le niveau relatif de la mer monte en décélération (15, 10, 7, 4 m), il induit des épisodes sédimentaires régressifs, car l'apport terrigène constant est suffisant pour que la rupture côtière se déplace vers la mer, diminuant, peu à peu, l'étendue de la plate-forme continentale.

Biseau d'aggradation distal.....................................................................................................................................................Distal onlap

Biseau d'aggradation dans le sens de l'apport sédimentaire.

Voir : "Biseau d'Aggradation"
&
"Biseau d'Aggradation Proximal"
&
"Aggradation"

Dans cette tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique régionale de la marge divergente de l'Atlantique Sud (offshore de Pelotas - Brésil), des biseaux d'aggradation distaux sont faciles à reconnaître. Le socle est formé, surtout, par des laves subaériennes, qui, localement, fossilisent les roches du Paléozoïque et Précambrien. Ces laves se sont déposées, immédiatement, après la rupture de la lithosphère, dès que les plaques lithosphériques de l'Afrique et Amérique du Sud se sont individualisées. Cela signifie qu'elles sont postérieures aux bassins de type-rift (en général, demi-grabens) qui se sont formés lors de l'allongement (extension) du Gondwana. Ainsi, c'est probable, que les sources d'apports terrigènes de la marge divergente soient le socle et / ou laves qui affleurement sur le continent. Les biseaux d'aggradation distaux correspondent aux terminaisons des réflexions dans le sens de l'apport terrigène (orientés vers l'aval). Ces biseaux sont identifiés, sans grande difficulté, dans la partie inférieure de la marge (phase transgressive et aggradante du cycle d'empiétement continental postérieur à la Pangée), malgré l'artefact introduit par la forte augmentation de la profondeur de l'eau (talus continental, relativement court et très incliné). En fait, une variation rapide de la colonne de l'eau, produit un approfondissement apparent du fond de la mer, une fois que les ondes sismiques se propagent plus lentement dans l'eau que dans les sédiments. En outre, on ne peut pas oublier qu'une ligne sismique est un profil en temps (et non en profondeur) et que toute variation latérale de la vitesse des ondes sismiques dans les sédiments (ou sédiments-eau) déforme de manière significative les lignes chronostratigraphique, ce qui n'a aucune signification géologique. En effet, dans une version en profondeur, tous les réflecteurs, en aval du rebord actuel du bassin, sont sous une profondeur d'eau inférieure à 2000 m, ce qui modifie beaucoup la géométrie du bassin par rapport à celle de la version en temps. Les biseaux d'aggradation proximaux (orientés vers l'amont) qui terminent dans la direction opposée à l'apport terrigène sont clairement visibles dans cette tentative d'interprétation. Dans la phase régressif (progradante) du cycle d'empiétement continental postérieur à la Pangée qui est au-dessus de la phase transgressive, uniquement les biseaux d'aggradation proximaux sont bien visibles.

Biseau d'aggradation marin.................................................................................................................................................Marine onlap

Biseau d'aggradation des strates marines ou des réflecteurs sismiques équivalents.

Voir : "Biseau d'Aggradation"
&
"Aggradation"
&
"Biseau d'Aggradation Côtier"

Dans cette tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique de l'offshore du Labrador (Canada), dont l'orientation est, plus ou moins, parallèle à la direction de l'apport terrigène (ligne sismique transversale), les systèmes turbiditiques (intervalle sismique coloré en brun clair) sont soulignés par des biseaux d'aggradation marins contre une discordance (ligne noire ondulée). Cette discordance, qui correspond à une chute relative du niveau de la mer (action combinée de l'eustasie et tectonique), est caractérisée, principalement, par les biseaux d'aggradation marins des cônes sous-marins de bassin et de talus, qui la fossilisent. Les terminaisons des réflecteurs sous-jacents à la discordance sont difficiles à reconnaître. Les biseaux d'aggradation marins impliquent un dépôt d'eau profonde, alors que les biseau d'aggradation côtiers caractérisent un dépôt de faible profondeur d'eau (pratiquement zéro). Comme pour les dépôts côtiers, on peut parler en empiétement et aggradation profonde. Cependant, beaucoup de géoscientistes réservent les termes empiétement et aggradation pour exprimer les composantes verticales et horizontales des biseaux d'aggradation côtiers. Il est intéressant de noter que dans la ligne sismique, il y a des les réflecteurs parallèles au fond de la mer, qui n'ont aucune signification géologique. Ils correspondent à des artefacts sismiques (multiples du fond de la mer). En outre, les sédiments et le socle ont été soulevées d'environ 1500-2000 m, probablement en liaison avec le soulèvement isostatique. Dans les années 70 ans, ce soulèvement a été suggéré par B. Kubler, qui a montré que la matière organique des roches-mères potentielles était mature, malgré le fait, de leur actuelle faible profondeur. En fait, la réflectance de la vitrinite des roches-mères potentielles a montre qu'elles avaient été suffisamment enfouies pour pouvoir générer des hydrocarbures, avant d'être soulevées à sa position actuelle par l'isostasie qui a eu lieu après la dernière glaciation. La fonte de la calotte glaciaire qui recouvrait la partie septentrionale de l'hémisphère Nord au cours de la dernière glaciation, a induit un rééquilibrage isostatique important. Notons que pour une épaisseur de glace de 2 km, similaire à celle qui existe aujourd'hui au Groenland, la surface de la Terre affaisse d' environ 700 mètres, une fois que la densité de la glace est, plus ou moins, un tiers de la densité du manteau terrestre.

Biseau d'aggradation maximum ................................................................................................................................................POGO

Biseau d'aggradation, qui marque, dans un cycle stratigraphique donné, l'empiétement et aggradation maximum. POGO est le terme utilisé pour «Point of the Gratest Onlap".

Voir : "Biseau d'Aggradation"
&
"Aggradation"
&
"Montée Relative (du niveau de la mer)"

Dans cette tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique de l'offshore de l'Indonésie, localisée près de l'île de Natuna (SO de Bornéo), il est facile de reconnaître un bassin d'arrière-arc (arc volcanique). Ce bassin sédimentaire s'est développé dans le mégasuture Méso-Cénozoïque, c'est-à-dire, dans un contexte géologique où les régimes tectoniques compressifs ont été, et sont encore, prépondérants. En outre, il n'est pas difficile de constater que les sédiments qui remplissent le hémigraben de la phase de rifting, ainsi comme ceux de la base du bassin d'effondrement thermique ("sag") ont été raccourcis et, donc, soulevés. En fait, non seulement la configuration interne du remplissage du hémi-graben était parallèle et sub-horizontale (intervalle aggradant), mais aussi la faille de bordure du hémigraben était normale (actuellement, elle est inverse). Le point d'aggradation maximum, dans l'intervalle aggradant, qui remplit le bassin de rift-type, est souligné par le biseau d'aggradation maximum, qui est facilement reconnu dans le top du versant SE du haut du socle (près du sommet de la phase de rifting, qui est caractérisée par une subsidence différentielle). Dans ce bassin, comme dans tous les bassins d'arrière-arc, plus tard ou plus tôt, un régime tectonique compressif (σ_1 horizontal) réactive les anciennes failles normales formées au cours de la phase d'allongement ou de rifting (formation des bassins de type-rift), les faisant rejouer comme inverses, ce qui cause des inversions tectoniques importantes. Quand la réactivation des anciennes failles normales n'est pas totale, il y a toujours un point dans le plan de faille avec un déplacement apparent nul. Au-dessus de ce point, la géométrie des failles réactivées est inverse, mais en-dessous la géométrie est normale. En fait, au-dessous du point de déplacement apparent nul, le déplacement inverse (mouvement plus récent) n'est pas suffisant pour annuler le déplacement normal originel. Par contre, au-dessus de ce point, le mouvement inverse est supérieur au déplacement normal. Par conséquent, dans ce type de bassins sédimentaires, il ne faut pas avoir peur de corréler failles avec des géométries apparemment différentes.

Biseau d'aggradation non-marin ..........................................................................................................................Non-marine onlap

Biseau d'aggradation développé dans des milieux sédimentaires non-marins, c'est-à-dire, dans les milieux de dépôts localisés en amont de la rupture côtière de l'inclinaison de la surface de déposition (plus ou moins la ligne de côte).

Voir : "Biseau d'Aggradation"
&
"Aggradation"
&
“Rupture (surface de déposition côtière)”

Dans cette tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique de l'onshore du Soudan, on peut, facilement, reconnaître deux bassins de type-rift (hémi-grabens), qui ont été fossilisés, c'est-à-dire couverts par un bassin cratonique, relativement peu épaisse dont les sédiments inclinent, légèrement, vers l'Ouest. Ces deux types de bassins sédimentaires (bassin de type-rift et cratonique) sont séparés par une discordance, qui a été, localement, renforcée par tectonique (petit raccourcissement à la fin de la phase d'allongement). N'oublions pas qu'une discordance est une surface d'érosion induite par une chute relative du niveau de la mer significative. Ces bassins de type-rift se sont développés dans des environnements non-marins, c'est-à-dire, à montant de la rupture côtière de l'inclinaison de la surface de déposition, où les changements relatifs du niveau de la mer ont peu d'influence, surtout, dans la création de l'espace disponible pour les sédiments (accommodation). Les biseaux d'aggradation des sédiments, qui remplissent ces bassins sont, probablement, des sédiments lacustres avec des horizons riches en matière organique associés à un exhaussement non-marin. Les biseaux d'aggradation non-marins ont été, légèrement, basculés vers l'Est, dû au mouvement le long du plan de faille (subsidence différentielle contemporaine de la sédimentation). Ils ne doivent pas être interprétés comme des biseaux de progradation. Compte tenu de la configuration interne de réflecteurs qui remplissent les hémi-grabens, dont la géométrie est, plus ou moins, parallèle, il est probable que ces sédiments se soient déposés dans un milieu lacustre, car une telle configuration suggère non seulement une profondeur d'eau relativement important, mais également une lente décantation des particules sédimentaires et organiques le long de la colonne d'eau. Dans les puits d'exploration forés dans ces bassins, ont été reconnus plusieurs niveaux d'argiles lacustres riches en matière organique, lesquels sont considérés comme les roches-mères des hydrocarbures trouvés et produits dans la région.

Biseau d'aggradation proximal ....................................................................................................................................Proximal onlap

Biseau d'aggradation orienté dans le sens opposé à la direction de l'apport terrigène. En règle générale, ces biseaux d'aggradation s'orientent vers l'amont (souvent le continent). En fait, quand un géoscientiste parle d'un biseau d'aggradation, il se réfère, presque toujours, à un biseau d'aggradation proximal.

Voir : "Biseau d'Aggradation Distale"
&
"Empiétement Continental"
&
"Aggradation"

Dans cette tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique de l'offshore de Sumatra (Indonésie), les sédiments ont fossilisé le socle par des biseaux d'aggradation proximaux, une fois que l'apport terrigène provient du continent lequel est situé à l'Est. Les biseaux d'aggradation distaux qui se forment, souvent, quand la morphologie du substratum est irrégulière, avec des points haut et bas qui ne sont pas visibles dans cette tentative. Tenant compte de l'emplacement de la ligne sismique, il est évident que les sédiments ont été déposés dans un bassin d'arrière-arc et que dans une ligne régionale, le géoscientiste interprétateur doit essayer de reconnaître les hémi-grabens des bassins de type-rift qui se sont développés pendant l'étirement de la lithosphère (subsidence différentielle) et le bassin cratonique crée par une subsidence thermique. N'oublions pas que dans l'interprétation géologique des lignes sismiques, la théorie précède l'observation. Si l'interprète ne connaît pas a priori ce qui est un bassin d'arrière-arc, il peut passer des mois à regarder les lignes sismiques, mais il ne reconnaîtra rien (pour reconnaître quelque chose il est nécessaire de connaître cette chose). Les trois intervalles sédimentaires considérés appartiennent au bassin d'affaissement ("sag"). Les deux inférieurs qui ont une configuration interne, parallèle et dans lesquelles les biseaux d'aggradation proximaux sont évidents, appartiennent à la phase transgressive au cours de laquelle le niveau relative de la mer a, globalement, monté (en accélération). L'intervalle supérieur (vert clair) s'est déposé dans la phase régressive au cours de laquelle le niveau eustatique a descendu (ne pas confondre niveau relatif de la mer, qui résulte de l'action combinée de l'eustasie et de la tectonique et niveau eustatique). Dans les lignes sismiques régionales les réflecteurs de l'intervalle supérieur sont des progradations peu inclinées qui corroborent la conjecture de que la phase régressive du cycle d'empiétement continental postérieur à la Pangée, s'est déposée pendant une descente eustatique.

Biseau d'aggradation vrai ...........................................................................................................................................................True onlap

Biseau d'aggradation observé parallèlement à la pente de déposition, laquelle correspond, généralement, à la direction de l'apport terrigène. Lorsque deux biseaux d'aggradation apparents sont observés dans les deux sections géologiques ou lignes sismiques, plus ou moins, orthogonales, il y ait nécessairement une biseau d'aggradation vrai entre eux.

Voir : "Biseau d'Aggradation"
&
"Aggradation"
&
“Montée Relative (du niveau de la mer)”

Dans cette figure sont illustrés les principaux réflecteurs des détails de deux lignes sismiques orthogonaux du Golfe du Mexique. Le contexte géologique des intervalles sédimentaires illustrés est de talus continental. Ainsi, les sédiments ne se sont, certainement, pas déposés horizontaux, mais, probablement, légèrement inclinés vers l'aval. Les biseaux d'aggradation soulignés par les flèches sont des biseaux d'aggradation apparents. Aucune des lignes sismiques est orientée dans le sens de l'inclinaison régionale du talus continental (moment du dépôt). Elles ne sont ni perpendiculaires ni parallèles au talus continental. Cependant, comme elles sont orthogonales (voir les croisements entre les lignes AB et CD), les biseaux d'aggradation soulignés par les flèches correspondent au même réflecteur et sont des biseaux apparents, ce qui veut dire, qu'un biseau d'aggradation (observé suivant la pente de déposition, qui marque, plus ou moins, la direction de l'apport sédimentaire régional) doit être visible sur une une ligne sismique située entre les lignes AB et CD. Ces réflecteurs sont associés à des cônes sous-marins de talus qui sont caractérisés par des digues naturelles marginales déposées par les courants de turbidité et par les dépôts de remplissage des dépressions entre les cônes (canaux, quand il y a l'érosion), et que, pour cela, il est impératif différencier la direction de l'apport terrigène régional de la direction de l'apport terrigène local (associé au débordement des courants turbiditiques). Le premier correspond, plus ou moins, à la direction des courants turbiditiques (souvent perpendiculaires au talus continental), tandis que le second, qui est très local et variable, souligne le débordement et avulsion des courants turbiditiques. L'apport sédimentaire local a des polarités opposées, puisque le débordement se fait sur les deux côtés du lieu de passage des courants, lequel, plus tard, est rempli en rétrogradation, lorsque le niveau relatif de la mer commence à monter.

Biseau de base.....................................................................................................................................................................................................Baselap

Terminaison d'une strate ou réflecteur sismique contre la limite inférieure d'un cycle stratigraphique, comme, contre la limite inférieure d'un cycle-séquence. Deux types de biseaux de base peuvent être reconnus sur le terrain et lignes sismiques: (i) Biseau d'aggradation et (ii) Biseau de progradation.

Voir : "Biseau d'Aggradation"
&
"Biseau de Progradation"
&
"Aggradation"

Les biseaux de base sont facilement reconnus dans cette tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique du Nord du Caucase. Les biseaux de base soulignent les discordances (surfaces d'érosion) qui séparent les différents cycles stratigraphiques (dans ce cas, pour la plupart, probablement, des cycles-séquence). Les limites entre les principaux cycles stratigraphiques sont soulignées par des lignes pointillés colorées en rouge. Elles reflètent les hiatus de déposition, c'est-à-dire, des discordances. Ces discordances (limites des cycles stratigraphiques) sont fossilisées par des biseaux d'aggradation et biseaux de progradation, lesquels suggèrent des montées relatives du niveau de la mer, puisque pour avoir déposition, l'espace disponible pour les sédiments (accommodation) doit augmenter (sauf pour les systèmes turbiditiques). Dans les interprétations géologiques des lignes sismiques, l'expression biseau de base est utilisée uniquement lorsque le géoscientiste en charge de interprétation ne peut pas décider si la terminaison d'un réflecteur correspond à un biseau d'aggradation ou à un biseau de progradation. Dans certains cas, lorsque la géométrie des réflecteurs est, plus ou moins, parallèle (remplissage aggradant d'une dépression, par exemple), les lignes chronostratigraphiques terminent par des biseaux d'aggradation. Dans ce cas, on peut distinguer les biseaux d'aggradation proximaux (près de la source de l'apport terrigène) et biseaux d'aggradation distaux (les plus éloignés de la source de l'apport terrigène). Lorsque la géométrie des lignes chronostratigraphiques est progradante, les réflecteurs terminent, en amont, par des biseaux d'aggradation (vers le continent) et par des biseaux de progradation, en aval (vers la mer), ce qui implique nécessairement une zone de dépôt maximum (épaisseur maximale) entre eux. En fait, la plupart des paracycles du cycle -séquence a une géométrie fusiforme. En-dessous d'une discordance, les réflecteurs terminent, parfois, contre elle, par des biseaux sommitaux, lesquels peuvent souligner un hiatus d'érosion ou de non-dépôt.

Biseau de progradation.......................................................................................................................................................................Downlap

Relation géométrique associée au limite inférieure d'un cycle stratigraphique, dans laquelle les strates ou réflecteurs sismiques, originellement inclinés, terminent, en aval, contre des strates originellement horizontales ou moins inclinées.

Voir : "Surface de Base des Progradations"
&
"Régression"
&
"Biseau d'Aggradation"

La colline illustrée sur cette photographie (Spitzberg Island) est composée de deux unités stratigraphiques. L'unité inférieure (II) a un faciès carbonaté et une géométrie rétrogradante, c'est-à-dire, que les différents intervalles que la constituent s'épaississent, au moment du dépôt, vers le continent (vers l'ouest). Apparemment, ceci correspond à un déplacement vers le continent, de la rupture côtière de l'inclinaison de la surface de déposition. Chaque intervalle a été déposé en association avec une montée relative du niveau de la mer en accélération (la montée suivante est toujours plus grande que la précédente). Chaque montée relative du niveau de la mer provoque une inondation et déplace vers le continent, la rupture d'inclinaison, ce qu'augmente la plate-forme continentale (si elle existe). Au cours de la période de stabilité relative, qui suit chaque montée relative du niveau de la mer, la rupture de la surface de dépôt côtière se déplace, peu à peu, vers la mer, au fur et à mesure, que les sédiments se déposent en progradation. Toutefois, pendant le dépôt et progradation, la rupture d'inclinaison n'atteint pas son ancienne position (position qu'elle avait avant la montée relative). Ce fait, augmente l'étendue et la colonne d'eau de la plate-forme. Une nouvelle montée relative du niveau de la mer se produit et le mécanisme géologique se répète. Dès que la montée relative du niveau de la mer est plus petite que la précédente (montée relative du niveau de la mer en décélération), pendant la période de stabilité relative qui la suit, la rupture de la surface de déposition se déplace vers la mer et dépasse la position qu'elle avait avant la montée relative. C'est le début du dépôt de l'unité régressive (Unité I), qui se dépose en association avec des montés relatives du niveau de la mer en décélération, et qui, peu a peu, va fossiliser l'ancienne plate-forme continentale par des biseaux de progradation. Cette fossilisation crée une surface de base des progradations qui n'est pas une discordance, car elle n'est pas une surface d'érosion, mais une surface qui souligne un faible taux de déposition, voire même une surface de non-dépôt.

Biseau de progradation de bassin .............................................................................................................................Basin downlap

Biseau de progradation situé en aval du rebord du bassin et, en particulier, au-delà de la base du talus continental.

Voir : "Surface de Base des Progradations"
&
"Biseau de Progradation"
&
"Rebord du Bassin"

Dans cette tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique du Canyon Baltimore (Offshore USA), les biseaux de progradation de bassin (ou du bassin) sont, facilement, reconnaissables dans les intervalles stratigraphiques du Cénozoïque. Dans cette région et, principalement, pendant le Tertiaire, les changements relatifs du niveau de la mer ont été essentiellement induits par l'eustasie. La subsidence, au cours du Cénozoïque, a été très faible, raison pour laquelle, en amont du rebord du bassin (lequel coïncide, grosso modo, avec la ligne de côte, ce qui veut dire que le bassin n'avait pas de plate-forme continentale), les intervalles sismiques ont une épaisseur pratiquement constante et les plaines côtières sub-horizontales. Dans le talus supérieur, l'influence des courants marines (courant du Golfe) forme des dépressions, parfois, appelés chenaux, plus ou moins, parallèlement à la ligne de côte. Néanmoins, la forte activité des courants littoraux, les biseaux de progradation de bassin indiquent, clairement, que l'apport sédimentaire régional vient de l'ouest. Le contexte géologique de cette région est, facilement, reconnu dans cette tentative d'interprétation. Bien que la géométrie de l’hémi-graben du bassin de type-rift ne soit visible dans cette tentative, elle est évidente dans des lignes sismiques plus longues et dans les lignes parallèles. Au-dessus de la discordance induite par la rupture de la lithosphère (BUU), la marge de divergence est évidente, ainsi que les deux phases du cycle d'empiétement continental postérieur à la Pangée (intervalle entre la discordance BUU et le fond de la mer). La phase transgressive, qui correspond, plus ou moins, à l'intervalle Crétacé, est caractérisée par une géométrie aggradante, tandis que la phase régressive a une géométrie progradante. L'interface entre ces phases sédimentaire correspond à la surface de base des biseaux de progradation que, ici, sont typiquement des biseaux de progradation de bassin. Il n'est pas difficile de voir que dans une ligne sismique en profondeur, les progradations soulignent un talus continental (profondeur d'eau supérieure à 200 m) et non un prodelta, dont la profondeur de l'eau dépasse rarement 60 mètres. Ainsi, dans cette tentative, les biseaux de progradation sont de bassin et non de plate-forme.

Biseau de progradation distal..........................................................................................................................................Distal downlap

Biseau de progradation dans la direction de l'apport sédimentaire régional. La grande majorité des biseaux de progradation sont distaux. Toutefois, localement, et en particulier dans les dépôts de débordement (cônes sous-marins de talus), les biseaux de progradation ne sont pas distaux car ils s'orientent, en général, perpendiculairement à la direction de l'apport sédimentaire régional.

Voir : "Biseau de Progradation"
&
"Ailes de Mouette (turbidites)"
&
"Aggradation Côtière Négative"

Dans cette tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique de l'offshore Ouest de l'Australie, la phase régressive (en vert) du cycle d'empiétement continental post-Pangée est, clairement, visible au-dessus de la phase transgressive. Les sédiments de la phase régressive qui ont une géométrie de progradante et des biseaux de progradation distaux (parallèles à la direction de l'apport terrigène régional), sont facilement reconnus. Les sédiments de la phase transgressive ont une géométrie aggradante et la configuration interne des intervalles qui la composent, est, plus ou moins, parallèle. Ces deux phases sont séparées par une surface de base des progradations majeures (talus continental) qui souligne l'acmé de la transgression Crétacée, laquelle s'est produite à environ 91.5 Ma. Cela signifie que, globalement, les sédiments de la phase transgressive sont associés à une montée eustatique (ne pas confondre avec un montée relative) et que les sédiments de la phase régressive se sont déposés lors d'une chute eustatique. Le cycle d'empiétement continental post-Pangée (cycle stratigraphique) a été induit par un cycle eustatique de 1er ordre (durée > 50 My), qui a été causé par les changements de volume des bassins océaniques crées par l'océanisation (formation de croûte océanique à partir de la dorsale océanique médiane) et par les zones de subduction (réduction de croûte océanique). Après la rupture de la Pangée, le niveau eustatique a montée, pendant la formation des océans (nombreuses montagnes océaniques), mais il a commencé à descendre dès que les zones de subduction (A et B) sont devenues prédominantes, ce qui a obligé certains océans à disparaître. La limite entre la montée et chute eustatique a eu lieu au Cénomanien-Turonien. Les paquets sédimentaires qui forment le cycle d'empiétement continental post-Pangée, ont été déposés pendant les montées relatives du niveau de la mer (en accélération ou décélération) en association à des cycles eustatiques de 2e et 3e ordre.

Biseau de progradation faux .............................................................................................................................................False downlap

Terminaison tangentielle des strates (ou réflecteurs sismiques) vers l'aval, ce qui signifie, qu'elles s'aplatissent et continuent comme des unités stratigraphiques indépendantes, dont l'épaisseur est, souvent, inférieure à la résolution sismique.

Voir : "Biseau de Progradation"
&
"Relation Géométrique (réflecteur, strate)"
&
"Biseau de Progradation Distale"

Comme illustré dans cette tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique de la Mer Adriatique (Italie), dans un biseau de progradation faux, les réflecteurs s'aplatissent, peu à peu, vers la mer et continuent, en direction du bassin, comme des unités sédimentaires relativement peu épaisses. En fait, presque tous les corps et intervalles sédimentaires ont une géométrie en forme de fuseau. En général, en direction de la mer, l'épaisseur entre deux réflecteurs chronostratigraphiques successifs, commence pour augmenter, atteint un maximum, puis elle diminue progressivement. Ainsi, dans une tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique, l'interprète doit avoir une idée de la résolution sismique avant de décider si une terminaison est un biseau de progradation faux ou vrai. En fait, plusieurs fois, et en particulier dans les anciennes lignes sismique 2D, les terminaisons des réflecteurs semblent évidentes, mais en réalité, elles sont, parfois, apparentes dû à une faible résolution sismique. Si la résolution sismique est de 20 - 30 mètres, une unité stratigraphique progradante, qui se prolonge dans le bassin avec une épaisseur de 10 - 15 mètres est sismiquement invisible et un biseau de progradation faux ne peut pas être reconnu. La plupart des géoscientistes en charge de l'interprétation des données sismiques en termes géologiques utilisent un critère indirect pour déterminer si un biseau de progradation est vrai ou faux. Ils utilisent la géométrie de la surface de base des progradations. Quand celle-ci est, plus ou moins, horizontal et l'épaisseur de l'intervalle progradant est relativement constante, le plus probable c'est que les biseaux de progradation soient vrais. Lorsque la géométrie de la surface de base des progradations est mal marquée (légèrement incliné vers le continent) et l'épaisseur de l'intervalle progradante diminue vers l'aval, comme c'est le cas dans cette tentative d'interprétation, le plus probable, c'est que les biseaux de progradation soient faux. Si l'interprète considère que les biseaux de progradation sont faux, les dépôts aggradants distaux ne peuvent pas être considérés comme des cônes sous-marins turbiditique, car il n'y a pas de discordance entre eux.

Biseau de progradation de plate-forme..............................................................................................................Shelf downlap

Biseau de progradation sur une plate-forme continentale (profondeur de l'eau inférieur à 200 mètres). Ce type biseau de progradation, en général, souligne un talus deltaïque (prodelta) situé en aval de la rupture d'inclinaison de la surface de déposition côtière.

Voir : "Surface de base des Progradations"
&
"Relation Géométrique (de base ou de la base)"
&
"Accommodation"

Dans ce détail d'une tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique de l'offshore de Chine, tenant compte de l'échelle verticale, il est évident que les réflecteurs inclinés vers la mer (Est) soulignent des talus deltaïques. La différence de temps (temps double) entre les terminaisons supérieures et inférieures des réflecteurs est inférieur à 200 ms (millisecondes). Par conséquent, les terminaisons, en aval, peuvent être considérées comme des biseaux de progradation de plate-forme continentale. Dans l'intervalle progradant (intervalle deltaïque), les déplacements latéraux (recherche d'espace libre pour les sédiments) des lobes deltaïques, induits par effet de pendule, créent, au niveau local, de petites zones d'aggradation négative, qui ne sont pas liées à une chute relative du niveau de la mer. En fait, l'effet de pendule, est le déplacement latéral des centres de déposition deltaïque. En d'autres termes, dès qu'un lobe deltaïque se dépose à l'embouchure d'un cours d'eau, les lois de la nature qui contrôlent la Géologie (loi de Fermat-Maupertuis ou principe d'action minimum, loi de Snell ou principe du temps minimum et la loi Fibonacci ou de l'espace minimum), obligent le lobe deltaïque suivant à se déposer à côté et non au-dessus du lobe précédent. Dans cette tentative d'interprétation, à l'intérieur de l'intervalle progradant, il y a des petits intervalles aggradants au pied des progradations, qui peuvent être interprétés comme dépôts turbiditiques proximaux. Ces dépôts sont induits par des écroulements du front de delta, quand l'angle critique de stabilité du talus deltaïque est atteint. En d'autres termes, au fur et à mesure, qu'un delta prograde, l'angle du talus augmente et à partir d'un certain moment (fonction de la profondeur de l'eau), le delta ne peu plus prograder (les sédiments ne peuvent pas se déposer dans un talus trop incliné). Par conséquent, le front du delta s'effondre créant des petits courants turbiditiques et les sédiments sont déposés à la base du talus deltaïque. Ces dépôts turbiditiques réduisent l'angle du talus deltaïque permettant, à nouveau, que le delta prograde vers la mer ("aggradate ut progrademus").

Biseau sommital ascendant........................................................................................................................Rising toplap, Climbing toplap

Biseau supérieur ou sommital dont la géométrie est montante, souvent associé au dépôts de débordement des environ-nements profonds, comme dans les digues marginales naturelles. Les biseaux sommitaux ascendants sont de plus en plus inclinées (vers le haiu) avec des vergences (polarités) opposées.

Voir : "Biseau Supérieur de Progradation"
&
"Ailles de Mouette (turbidites)"
&
“Biseau de progradation de la plate-forme"

Dans ce schéma, sont représentés deux cycles-séquence incomplète. Dans le cycle inférieur sont représentés les deux cortèges sédimentaires de haute niveau (de la mer), à savoir, le cortège transgressif (CT) et le prisme de haut niveau (PHN). Au-dessus de la discordance que limite les deux cycles stratigraphiques, s'est déposé le cortège de bas niveau (CBN) du cycle-séquence supérieur, dans lequel se reconnaissent les trois membres qui le forment: (i) Cônes sous-marins de bassin (CSB); (ii) Cônes de sous-marins de talus (CST), avec le dépôt de front de talus (aussi appelé le tablier ou apron) et les digues naturelles marginales et (iii) Prisme bas niveau (PBN), qui englobe le remplissage des canyon, les dépôts de glissement et les remplissages des dépressions entre les digues naturelles marginales (parfois désignées remplissages de chenaux turbiditiques). Les biseaux sommitaux ascendants caractérisent les dépôts de débordement, et en particulier les digues naturelles de cônes sous-marins de talus. Dû au mode particulier de déposition des digues naturelles, les biseaux sommitaux ascendants sont de plus en plus inclinées (vers le haut) avec des vergences (polarités) opposées ("ailes de mouette" de P. Vail). En fait, dès que le premier courant turbiditique commence à ralentir se forment deux petits lobes latéraux de chaque côté de la zone de passage du courant. Cette zone est une zone sans dépôt, elle met en évidence la zone où le courant est plus énergique et transporte le matériel plus fin plus vers l'aval. Les courants turbiditiques suivants profitent de la dépression morphologique entre es lobes latéraux initiaux (qui, généralement, ne sont pas érodés) comme une zone de passage. Lorsque la hauteur des courants dépasse la hauteur de la dépression, ils débordent et déposent les sédiments (digues naturelles) par des biseaux sommitaux plus inclinés que les précédants. Comme les courants débordent des deux côtés de la dépression centrale (parfois appelée "chenal turbiditique"), les biseaux sommitaux ascendants ont des polarités opposées.

Biseau supérieur montant........................................................................................................................................................Rising toplap

Le biseau sommital ascendant incliné vers l'amont (sens inverse du courant) qui est associé aux dépôts turbiditiques de talus et, en particulier aux dépôts de débordement (digues marginales naturelles "ailes de mouette"). Synonyme de Biseau Sommital Ascendant.

Voir : "Biseau Supérieur de Progradation"
&
"Ailles de Mouette (turbidites)"
&
“Biseau Sommital Ascendant"

Dans le schéma, en haut à droite, sont représentés deux cycles séquence incomplète. Dans le cycle inférieur sont représentés les deux cortèges sédimentaires de haute niveau (de la mer), à savoir, le cortège transgressif (CT) et le prisme de haut niveau (PHN). Au-dessus de la discordance qui limite les deux cycles stratigraphiques, s'est déposé le cortège de bas niveau (CBN) du cycle séquence supérieur, dans lequel se reconnaissent les trois membres qui le forment : (i) Cônes sous-marins de bassin (CSB) ; (ii) Cônes de sous-marins de talus (CST), avec le dépôt de front de talus (aussi appelé le tablier ou apron) et les digues naturelles marginales et (iii) Prisme bas niveau (PBN), qui englobe le remplissage des canyon, les dépôts de glissement et les remplissages des dépressions entre les digues naturelles marginales (parfois désignées remplissages de chenaux turbiditiques). Comme également illustré dans cette tentative d'interprétation géologique, les biseaux supérieurs ascendants caractérisent des dépôts de débordement et, en particulièrement, les digues naturelles marginales des cônes sous-marins de talus. Dû au mode particulier de déposition des digues naturelles, les biseaux sommitaux ascendants sont de plus en plus inclinées (vers le haut) avec des vergences (polarités) opposées ("ailes de mouette" de P. Vail). En fait, dès que la premier courant turbiditique commence à ralentir se forment deux petits lobes latéraux de chaque côté de la zone de passage du courant. Cette zone est une zone sans dépôt. Elle met en évidence la zone où le courant est plus énergique et transporte le matériel plus fin plus vers l'aval. Les courants turbiditiques suivants profitent de la dépression morphologique entre es lobes latéraux initiaux (qui, généralement, ne sont pas érodés) comme une zone de passage. Lorsque la hauteur des courants dépasse la hauteur de la dépression, ils débordent et se déposent les sédiments (digues naturelles) par des biseaux sommitaux plus inclinés que les précédents. Comme les courants débordent des deux côtés de la dépression centrale, les biseaux sommitaux ascendants ont des polarités opposées.

Biseau supérieur de progradation..........................................................................................................................................Toplap

Relation géométrique déterminée par la terminaison des couches, ou réflecteurs sismiques, contre une surface qui les recouvre. Cette relation géométrique peut être créée par l'érosion ou l'absence de dépôt. Les biseau supérieurs peuvent être : (i) Côtiers ; (ii) Marins et (iii) non-Marins.

Voir : "Biseau de Progradation"
&
"Aggradation Côtière Négative"
&
"Relation Géométrique (stratigraphie séquentielle)"

Dans cette photo, l'échelle est donnée par le géoscientiste (à l'intérieur de l'ellipse), qui est près d'un biseau supérieur d'un corps sableux de géométrie fusiforme. De toute évidence, ce biseau n'est pas associée à une surface d'érosion, mais à une surface non-dépôt. Les couches successives ont été déposées les unes sur les autres de manière progradante et en direction du bassin (vers l'aval). Les terminaisons inférieures sont des biseaux de progradation (biseaux de progradation distaux dans ce cas). Il est intéressant de remarquer, que toute tentative d'interprétation géologique, si elle est basée sur une ligne sismique ou dans un affleurement, exige toujours une échelle. Autrement dit, nous ne devons jamais oublier que la Géologie est échelle dépendante. Si dans cette photographie le géoscientiste n'était pas présent pour donner l'échelle, tout observateur pourrait reconnaître la géométrie progradante, mais il serait incapable de déterminer l'environnement. Peut-être, il utiliserait la lithologie pour proposer une interprétation. Le problème est beaucoup plus compliqué dans l'interprétation géologique des données sismiques. En fait, une ligne sismique, sans échelle horizontale (métrique) et verticale (temps), ne peut être interprétée correctement, en termes géologiques. Les progradations associées à un intervalle deltaïque ont la même géométrie, que les progradations d'un talus continental ou d'une stratification oblique à l'intérieur d'une couche. Toutefois, les échelles horizontales et verticales sont complètement différentes. Dans un delta, l'échelle verticale est de l'ordre de quelques dizaines de mètres. Dans un talus continental, elle est de l'ordre de centaines ou milliers de mètres et dans un couche elle est d'un centimètre ou un mètre. De même, sans les échelles, une ligne sismique de géoradar (utilisée en géotechnique) peut être considérée comme une ligne sismique 2D (utilisée dans l'exploration pétrolière) et une stratification oblique peut être prise comme un talus continental. Cependant, l'échelle verticale de la première en nanosecondes (10^-9 s), tandis que celle de la seconde est en secondes (temps double).

Biseau supérieur de progradation côtier...........................................................................................................Costal toplap

Biseau supérieur de progradation des dépôts côtiers d'un cycle stratigraphique ou intervalle sismique. Un biseau supérieur de progradation apparaît le long de la limite supérieure d'un cycle stratigraphique, en particulier d'un cycle-séquence, qui est induit par un cycle eustatique de 3e ordre, lequel dure entre 0.5 - 3.0 My. Les biseaux supérieurs de progradation peuvent être créé par : (i) Érosion (biseau supérieur par troncature) ou (ii) Hiatus (biseau supérieur par non-dépôt).

Voir : "Biseau de Progradation"
&
"Aggradation Côtière Négative"
&
"Rupture (surface de déposition côtière)"

Dans cette tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique du Nord du Caucase, les biseaux supérieurs de progradation côtiers sont associés à un intervalle sédimentaire régressif. Au-dessus d'un intervalle transgressif, caractérisé par une géométrie rétrogradante (mal visible dans cette interprétation dû à la faible longueur de la ligne sismique) et une configuration interne, presque parallèle, la géométrie progradante de l'intervalle régressif est évidente. Dans cet intervalle, qui a été fossilisé par un intervalle transgressif supérieur, la configuration interne des différentes sous-intervalles est oblique ou sigmoïde. Quand la configuration interne est oblique (peu ou pas d'aggradation), le plus probable c'est que les biseaux supérieurs de progradation soient par troncature. Dans ces conditions, il est possible qu'un petite descente relative du niveau de la mer ait eu lieu, mais insuffisante pour que les conditions géologiques de haut niveau changent pour bas niveau marin, c'est-à-dire, insuffisante pour créer une discordance (surface d'érosion). Cela signifie que la partie aggradante des paracycles du cycle-séquence a, probablement, été érodée. En revanche, quand la configuration interne est sigmoïde, c'est-à-dire, quand l'aggradation (exhaussement) est visible sismiquement, le plus probable c'est que les biseau supérieurs de progradation côtiers soulignent les ruptures d'inclinaison de la surface de déposition côtière des différentes lignes chronostratigraphiques, autrement dit, qu'ils soulignent un changement de faciès (lithologie) et milieu sédimentaire. Dans cette tentative d'interprétation, le dépôt de l'intervalle régressif a fossilisé l'ancienne plate-forme continentale (intervalle transgressif sus-jacent) et à partir d'un certain moment, la ligne de côte coïncide, plus ou moins, avec le rebord continental, ce qui signifie que, au moins sismiquement, le bassin n'a pas de plate-forme (rebord continental coïncide avec le rebord du bassin).

Biseau supérieur de progradation marin.........................................................................................................Marine toplap

Biseau supérieur formé dans un milieux marin, c'est-à-dire, situé en aval de la rupture côtière de l'inclinaison de la surface de déposition. La plupart des géoscientistes, et en particulier, les experts en stratigraphie séquentielle considèrent que la ligne de baie est la limite inférieure (en aval) des dépôts fluviatiles. Les dépôts de la plaine côtière, situés entre la baie et la ligne de rupture d'inclinaison de la surface de déposition côtière (± la ligne de côte) sont considérés comme non-marins, mais pas comme fluviatiles, car ils sont influencés par les variations relatives du niveau de la mer.

Voir : "Biseau de Progradation"
&
"Empiétement Continental"
&
"Chute Relative (du niveau de la mer)"

Dans cette tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique de l'offshore du Labrador (Canada), les biseaux supérieurs de progradation marins sont associés avec un intervalle turbiditique. La nature turbiditique de cet intervalle a été corroborée par les résultats d'un puits d'exploration foré dans les années 70. Comme illustré, la géométrie interne de l'intervalle turbiditique est progradante. Les biseaux supérieurs peuvent être interprétés comme le résultat d'une superposition latérale de lobes turbiditiques. Par conséquent, ces biseaux supérieurs sont, naturellement, considérés comme biseaux supérieurs de progradation marins et par non-dépôt. Ce type de géométrie ou de progradations obliques, sans aggradation, et qui s'accommodent les unes aux autres, comme des bardeaux d'un toit d'usine, sont caractéristiques des lobes turbiditiques déposés dans la base des talus des prismes de haut et bas niveau de la mer. En d'autres termes, ces dépôts turbiditiques ne sont, probablement, pas associés à des chutes relatives du niveau de la mer significatives (qui déplacent vers l'aval et vers le bas les biseau d'aggradation côtière). Ils semblent être associés, plutôt, à des instabilités de la rupture d'inclinaison de la surface de déposition côtière, quand celle-ci coïncide, ou est très proche, du rebord du bassin, c'est-à-dire, quand le bassin n'a pas de plate-forme continentale. En fait, dans ces conditions (sans plate-forme continentale), quelles soient de haut niveau de la mer ou de bas niveau (niveau de la mer en dessous du rebord du bassin), une petite instabilité de la rupture de la surface de déposition côtière peut effondrer les dépôts côtiers qui vont glisser, par courants de turbidité, directement le long du talus continental. Ainsi, les sédiments côtiers sont transportés vers les parties profondes du talus continental, où ils sont déposés, sous forme lobes sous-marins, dès que les courants turbiditiques perdent leur capacité de les porter. De toute évidence, le faciès (lithologie) de ces lobes (cônes) turbiditiques est dépendante de la lithologie des dépôts côtiers. Comme dans un contexte géologique du bassin sans plate-forme, les dépôts côtiers sont, dans la plupart des cas, de nature deltaïque, ces lobes turbiditiques sont des roches réservoirs potentiels, parfois très riche en sable provenant du front de delta.

Biseau supérieur de progradation non-marin...................................................................................Non-marine toplap

Biseau supérieur formé en milieux non-marins, c'est-à-dire, située en amont de la rupture côtière de l'inclinaison de la surface de déposition . La plupart des géoscientistes, et en particulier, les experts en stratigraphie séquentielle considèrent que la ligne de baie est la limite inférieure (en aval) des dépôts fluviatiles. Les dépôts de la plaine côtière, situés entre la baie et la ligne de rupture d'inclinaison de la surface de déposition côtière (± la ligne de côte) sont considérés comme non-marins, mais pas comme fluviatiles, car ils sont influencés par les variations relatives du niveau de la mer.

Voir : "Barre de Méandre (fossile)"
&
"Biseau de Progradation"
&
"Milieu Sédimentaire"

Lorsque les systèmes de déposition non-marins sont déduits ou prédits sur les lignes sismiques, comme illustré dans cette tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique du Golfe du Mexique, les prédictions lithologiques à partir des données sismiques, ne sont possibles que dans certaines conditions. Cela est particulièrement vrai lorsque les systèmes de déposition non-marins sont sous l'influence des variations du niveau de la mer, c'est-à-dire, où l'influence de l'eustasie se fait encore sentir. Toutefois, dans les dépôts non-marins, en amont de la rupture côtière de l'inclinaison de la surface de déposition, et en aval de la ligne de baie, où les variations relatives du niveau de la mer ont peu d'influence sur l'accommodation, les prédictions lithologiques nécessitent une bonne compréhension des systèmes de dépôt. Dans cet exemple, la disconformité, c'est-à-dire, l'incision fluviatile corrèle, probablement, avec un chute relative du niveau de la mer, laquelle a obligé les cours d'eau à creuser de nouveaux lits pour que des nouveaux profils d'équilibre provisoire soient atteints. Dans cet exemple, les sédiments qui remplissent l'incision fluviatile sont, principalement, non-marins. Les variations relatives du niveau de la mer n'ont aucune influence dans le dépôt. Adoptant le modèle géologique d'une barre de méandre, où les terminaisons supérieures des strates sont des biseaux non-marins (hiatus par non-dépôt), il est possible de prédire la lithologie de différentes intervalles. Les limites entre les tampons argileux ne doivent pas être interprétées comme des discordances, car dans ce système de dépôt, érosion et déposition (barre de méandre) sont synchrones et induites par les différentes vitesses d'écoulement du courant et non par des variations relatives du niveau de la mer.

Biseau supérieur de non-dépôt...........................................................................................................................Non deposition toplap

Biseau supérieur crée par le déplacement vers la mer de la rupture d'inclinaison de la surface de déposition en raison du manque d'espace disponible pour les sédiments (accommodation). Ce type de biseau supérieur est, le plus souvent, associé à des petites chutes relatives du niveau de la mer, qui ne sont pas suffisantes pour que la plate-forme continental soit, entièrement, exhumée (discordance type II). En d'autres termes, s'il y a érosion, elle est locale et insignifiante.

Voir : "Biseau Supérieur de Progradation"
&
"Discordance"
&
"Érosion"

Dans cette tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique du Nord Caucase, les intervalles sismiques prédominants sont progradants. Ces intervalles sont associés à petites montées relatives du niveau de la mer, en décélération, voire des légères chutes relatives, qui déplacent, vers l'aval, la rupture côtière de l'inclinaison de la surface de déposition, en tant que telle, induisent des biseaux supérieurs de non-dépôt, une fois que en amont de la rupture, il n'y a pas d'espace disponible pour que les sédiments se déposent. Le déplacement de la rupture d'inclinaison vers l'aval, diminue progressivement l'étendue et la profondeur d'eau de la plate-forme, lesquelles dépendent beaucoup de l'apport sédimentaire. Il est important de se rappeler qu'il y a tous les cas intermédiaires entre les biseaux supérieurs de non-dépôt et biseaux supérieurs par troncature (d'érosion) et qu'il est souvent difficile de décider à quel type extrême un biseau doit être associé. Théoriquement, un biseau supérieure de non-dépôt devrait être marqué par des progradations obliques, c'est-à-dire, par des lignes chronostratigraphiques représentées uniquement par le segment intermédiaire incliné vers l'aval (sans les segments horizontal supérieur et inférieur). Mais, en réalité, la grande majorité des progradations, visible sur les lignes sismiques, sont sigmoïdes (comme dans cette tentative). Cela signifie qu'une aggradation significative existe entre les deux lignes chronostratigraphique consécutives. Dans ces cas, le terme biseau supérieur de non-dépôt est un peu abusif et biseau supérieur de non-érosion est plus approprié, parce que quand le niveau relatif de la mer monte, en décélération, il y a, toujours, un peu aggradation, dont l'amplitude est, souvent, inférieure à la résolution sismique. Ce n'est que lorsque les biseaux sont induites par de petites chutes relatives du niveau de la mer que l'aggradation est négatif.

Biseau supérieur par troncature............................................................................................................................Truncation toplap

Biseau supérieur créé par une surface d'érosion qui, ainsi, est associé aux limites entre les cycles stratigraphiques.

Voir: "Biseau Supérieur de Progradation"
&
"Biseau Supérieur de Progradation Marin"
&
"Discordance"

Dans cette tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique de Timan-Pechora (Russie), une discordance, autrement dit, une surface d'érosion qui limite deux intervalles sismiques est bien visible. Elle est individualisée, non seulement par des biseaux d'aggradation de l'intervalle supérieur, mais aussi par des biseaux supérieurs de troncature sous-jacents. Les biseaux d'aggradation des intervalles sous-jacents à la discordance caractérisent une surface sismique (surface d'aggradation) qui souligne la surface d'érosion, qu'une chute relative du niveau de la mer a créé, c'est-à-dire, une discordance. Les biseaux supérieurs des intervalles sous-jacents à la discordance suggèrent, fortement, que la discordance (de nature eustatique) a, plus tard, été renforcée par la tectonique. Bien que le raccourcissement principal des sédiments soit postérieur à la discordance (qui est déformée), un basculement du bassin vers l'Est, avant la formation de la discordance, est suggéré par l'inclinaison des réflecteurs et biseaux supérieurs. Ces biseaux ne sont pas le résultat d'un non-dépôt, mais plutôt d'une troncature. Ils se sont formés par l'action de l'érosion qui a érodé et tronqué les couches sédimentaires déjà déposées. L'une des points le plus important de l'analyse stratigraphique est la détermination l'âge des discordances. Évidemment, dans cette tentative d'interprétation, l'âge (relative) de la discordance ne peut pas être déterminé, une fois que la ligne sismique original est très courte. Tout ce qu'on peut dire est que l'âge est antérieur à certains intervalles et postérieur à d'autres. Ce type de datation est imprécis, vu que l'intervalle de précision est de l'ordre des millions d'années (dans ce secteur, l'hiatus entre les sédiments inférieurs et supérieurs est très grand). L'âge d'une discordance est l'âge de la chute relative du niveau de la mer que lui est associée, laquelle est donnée par l'âge de cônes sous-marins de bassin. Ainsi, l'âge d'une discordance correspond à l'hiatus minimum entre les dépôts des deux cycles-séquence, que la discordance sépare, le quel est observé dans la partie la plus profonde du bassin et donné par l'âge de cônes bassin sous-marin, qui sont déposés lors de la descente relative du niveau de la mer.

Biseautage (bisellement)...........................................................................................................................................................................................Lapout

Terminaison latérale d'une strate ou réflecteur sismique dans ses limites de dépôt. Le biseautage associée à la limite supérieure d'un cycle stratigraphique peut être : (i) Un biseau supérieur de progradation ou (ii) Un biseau d'aggradation, tandis que celui associé à la limite inférieure peut être : (i) Un biseau de progradation ou (ii) Un biseau d'aggradation distal. Synonyme de bisellement.

Voir : "Bisellement"
&
"Biseau d'Aggradation"
&
"Empiétement Continental"

Dans cette tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique du bassin de Campos (offshore du Brésil), plusieurs types de biseautage sont visibles. Dans un cycle-séquence, par rapport à sa limite inférieure, les biseaux de la base peuvent être d'aggradation ou progradation. En ce qui concerne la limite supérieure, les biseaux, c'est-à-dire, les terminaisons des strates ou réflecteurs peuvent être : (a) Biseaux supérieurs par troncature (érosion) ou (b) Biseaux supérieurs de non-dépôt ou tout simplement biseaux supérieurs quand il est difficile, voire même impossible, de décider s'il y a eu ou non érosion. Cette tentative illustre l'importance de la chance dans l'exploration pétrolière. En réalité, même si les géoscientistes de Petrobràs disent aujourd'hui, le contraire, il était, à l'époque, évident pour tout le monde, que l'objectif du puits d'exploration foré sur la ligne sismique de cette interprétation était la carapace de tortue (structure antiforme créé par le flux de l' horizon salifère visible en bas à droite au-dessus la cicatrice ou suture salifère). Simplement, et comme chacun le sait, lorsqu'on fore un puits dans un bassin peu affecté par la tectonique, pour atteindre les sédiments du Crétacé (l'âge des sédiments qui forment la structure antiforme et, non de l'anticlinal salifère, c'est-à-dire, la carapace de tortue) le forage doit avant traverser les sédiments du Cénozoïque, s'ils se sont déposés et s'ils n'ont pas été érodés, ce qui est le cas ici. En effet, quand le puits a atteint l'intervalle sous-jacent aux grandes progradations (talus continental), lequel est caractérisé par des réflecteurs internes plus ou moins parallèles et sub-horizontales (cônes sous-marin de bassin) "Bingo" huile. C'est ainsi que Petrobràs a découvert le champ de Marlin, dont les réserves récupérables sont, plus ou moins, 4 Gb et c'est pour cela que le regretté collègue et ami Celso Ponte me disait toujours "você não esqueça, Carlos, que Deus é brasileiro". Des exemples de ce type sont très fréquentes dans la recherche pétrolière, comme, par exemple, dans la Mer du Nord.

Biseaux de progradation (en directions opposées)........................................................................................................Opposite downlaps

Biseaux de progradation synchrones qui progradent en directions opposées. Ce type de biseaux est caractéristique des dépôts de débordement, en particulier, des digues marginales naturelles, qu'elles soient associées à des dépôts fluviatiles ou turbiditiques. Les biseaux de progradation en directions opposées suggèrent un apporte sédimentaire local et divergent.

Voir : "Biseau de Progradation"
&
"Biseau Supérieur de Progradation"
&
"Relation Géométrique (réflecteur, strate)"

Dans cette tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique offshore de la Côte d'Ivoire, l'association des complexes de remplissage des "chenaux" et digues marginales naturelles turbiditiques ("ailes de mouette"de P. Vail) est prédominante et caractéristique des cônes sous-marins de talus. De même, les biseaux de progradation en directions opposées qui caractérisent les dépôts de débordement, sont facilement reconnaissables. Ces biseaux de progradation n'indiquent pas la direction de l'apport sédimentaire régionaux (à peu près la direction des courants de turbiditiques), mais la direction des courants de débordement, qui sont, généralement, perpendiculaires à la direction de la dépression entre les digues naturelles. La dépression entre les digues naturelles qui, normalement, est une zone de non-dépôt (zone de transport), peut correspondre à un chenal turbiditique, c'est-à-dire, à une anomalie négative résultante de l'incision (érosion) du courant turbiditique, ce qui est rare. Ce que nous appelons remplissage de "chenal" correspond au comblement de la dépression entre les digues naturelles (zone de passage des courants turbiditiques), laquelle s'est formée, au fur et à mesure, que les digues se déposent de chaque côté de la dépression. Ainsi, on peut dire qu'avec le temps et le dépôt de digues marginales naturelles, la dépression entre eux canalise les courants turbiditiques. Toutefois, dès que la hauteur des courants turbiditiques est supérieure à la hauteur de la dépression, le courant déborde et dépose les sédiments qu'il transporte formant les digues marginales naturelles. Plus tard, lorsque le niveau relatif de la mer commence à monter et l'intensité des courants turbiditiques diminue, la dépression entre les digues naturelles est comblée de manière rétrogradante. Quand le faciès du remplissage est sableux, la morphologie est fusiforme, comme dans cette tentative d'interprétation, et quand il est argileux, la morphologie du remplissage est lenticulaire avec la surface supérieure concave et l'inférieure convexe.

Biseaux supérieurs ascendants........................................................................................................................................Rising toplaps

Biseaux reconnus dans les cônes sous-marins de talus, en particulier, dans les dépôts de débordement (digues marginales naturelles turbiditiques) orientés, plus ou moins, vers le continent (vers le talus continental). Les biseaux supérieurs d'un intervalle progradant quelconque (progradation plus aggradation) sont, généralement, ascendants, mais orientés vers jusant ce qui n'est pas le cas dans les cônes sous-marins de talus (ailes de mouette). Synonyme de biseaux supérieurs montants.

Voir : "Biseau Supérieur de Progradation"
&
"Ailes de Mouette (turbidites)"
&
“Relation Géométrique (stratigraphie séquentielle)"

Un biseau supérieur ascendant n'existe jamais isolé. Ce type de biseau est toujours associée à une autre avec une vergence (polarité) opposée. En réalité, ces biseaux sont créés par le débordement des courants de turbiditiques des deux côtés de la dépression ou parfois des chenaux de turbidites (quand il y a érosion), le long desquels ils passent. Par conséquent, ce type de biseaux se trouve dans les cônes sous-marins de talus, mais, également, dans les dépôts volcaniques comme illustré dans cette tentative d'interprétation. Les biseaux supérieurs (sommitaux) ascendants caractérisent les dépôts de débordement, et en particulier les digues marginales naturelles. Dû au mode particulier de dépôt des digues naturelles, les biseaux supérieurs ascendants non seulement sont, de plus en plus, inclinés vers le haut, mais ils ont une vergence opposée ("ailes de mouette" de P. Vail). En fait, dès que le premier courant turbiditique commence a ralentir se forment deux petits lobes latéraux de chaque côté de la zone centrale de passage du courant. Cette zone est une zone de non-dépôt, car elle souligne la zone où le courant est plus énergique et donc amène le matériel qu'il transporte plus loin. Les courants turbiditiques suivants profitent de la dépression morphologique entre les lobes latéraux initiaux (qui en général ne sont pas érodés) comme une zone de passage, c'est-à-dire, que les courants de turbidité sont, plus tard ou plus tôt, canalisés par des digues naturelles. D'autre part, lorsque la hauteur des courants dépasse la hauteur de la dépression, ils débordent et déposent des sédiments (digues naturelles) formant des biseaux supérieurs plus inclinés que les biseaux associés aux lobes lobes précédents. Comme les courants débordent des deux côtés de la dépression centrale (ou «canal de turbiditique"), ces biseaux ont des polarités opposées.

Bisellement................................................................................................................................................................................................................Lapout

Terminaison latérale des strates ou des réflecteurs sismiques contre une discordance ou contre disconformité. Un bisellement peut se produire contre la limite supérieure d'un cycle stratigraphique (biseau supérieur) ou contre la limite inférieure (biseau d'aggradation ou de progradation). Synonyme d'aggradation.

Voir : "Limite du Cycle Séquence"
&
"Aggradation"
&
"Discordance"

Dans cette tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique de l'offshore de la Mahakam (Est de Bornéo, Indonésie), tirée à proximité d'un champ de gaz, dont les réserves récupérables sont entre 15 et 20 Tcf, des bisellements (surtout biseau d'aggradation) des réflecteurs sismiques sont facilement visibles. Ceci est particulièrement vrai sous la limite supérieure (SB. 10.5 Ma) du cycle-séquence défini par les discordances SB. 10.5 Ma et SB. 12.5 Ma. Les réflecteurs sismiques (soulignés par des traits pleins, plus au moins, continus, correspondent à des lignes de temps (lignes chronostratigraphique), qui sont à peu près parallèles aux plans de stratification des couches que composent les cycles-séquences. Ces biseaux (terminaisons latérales des réflecteurs) définissent des surfaces sismiques (lignes en pointillés) qui caractérisent, dans ce cas particulier, des chutes relatives du niveau de la mer (discordances). Ces chutes relatives ont provoqué le déplacement vers le bassin et vers le bas (aggradation négative) des biseaux d'aggradation côtière, ce qui a crée des conditions géologiques de bas niveau marin. Dans cette région, le fort taux de sédimentation, pendant le Miocène, permet de reconnaître à l'intérieur du cycle-séquence SB. 12.5 Ma - SB. 10.5 Ma, deux autres discordances (surfaces d'érosion), qui sont soulignés par des pointillés plus mince. On peut dire que le cycle-séquence SB. 12.5 Ma - SB. 10.5 Ma est formé par la superposition de cycles stratigraphiques d'ordre inférieur (haute fréquence), lesquels, souvent, ne sont pas représentés dans la courbe de Vail (courbe de biseaux d'aggradation côtière). Par convention, SB. 10.5 Ma, par exemple, est la discordance d'âge 10.5 Ma (millions d'années en arrière) qui est la limite entre deux cycles stratigraphiques, éventuellement deux cycles-séquence. Dans les données sismiques, autrement dit, sur les lignes sismiques, une discordance est facilement reconnaissable dans la partie supérieure du talus continental, mais, en amont du rebord continental, son identification dépend principalement de la présence ou non de vallées incisées.

Bitume...........................................................................................................................................................................................................................Bitumen

Terme général appliqué à des substances naturelles inflammables de couleur foncée, dureté et volatilité variables, composées, principalement, d'un mélange d'hydrocarbures libres et corps oxygénés. Lorsque le bitume est associé avec la matière minérale, les constitutifs les minéraux sont non-fusibles et solubles dans le disulfure de carbone. Des pétroles, asphalte, cires minérales naturelles et asphaltites sont tous considérés comme des bitumes. Pour certains géoscientistes, le bitume est tout simplement la forme la plus lourde et visqueuse du pétrole brut, qui, à température ambiante, a la consistance de la mélasse et a besoin d'être chauffé ou dilué pour être transporté par pipelines.

Voir : "Asphalte"
&
"Huile Lourde"
&
"Hydrocarbure"

Le bitume est une catégorie de liquides organiques très visqueux, noirs, collants et, totalement, solubles dans le disulfure de carbone. Il peut apparaître naturellement, mais aussi, être obtenu à partir du raffinage du pétrole. Dans la nature, les dépôts de bitume sont formés à partir des restes d'algues et d'autres être vivants, lesquels après la mort se déposent dans les boues du fond de la mer et des lacs. Dès que l'enfouissement augmente, la pression et la chaleur transforment les débris organiques en bitume, kérogène ou huile. Le bitume est, principalement, utilisé pour recouvrir la surface des routes et d'isoler les toits des maisons, ainsi que pour le calfatage des bateaux en bois. Le sens du terme bitume varie beaucoup selon la nationalité et la profession des géoscientistes. Le Canada a les plus grandes réserves mondiales de bitume naturel. Les sables bitumineux de l'Athabasca, qui sont exploités à ciel ouvert, s'étend sur plus de 140 000 km^2, sont les deuxièmes plus grandes réserves prouvées de pétrole dans le monde. En raison de la hausse du prix du baril de pétrole depuis 2003, la production de pétrole à partir du bitume est, actuellement, rentable. En 2006, dans le Canada, la production moyenne de pétrole à partir des sables bitumineux a été d'environ 1.1 Mb (170 000 m^3) par jour, et certains géoscientistes pensent qu'elle peut atteindre 4.4 Mb (700 000 m^3) par jour en 2020. La quantité totale de pétrole qui peut être extrait des sables bitumineux dans la province de l'Alberta (Canada) est estimée à environ 310 Gb (50 x 10^9 m^3), ce qui signifie une production journalière d'environ 4.4 Mb pendant environ 200 ans.

Bloc (erratique)................................................................................................................................................................................................................Boulder

Roche ou grain clastique avec un diamètre supérieur à 256 mm. La ville de Boulder, dans le Colorado (USA), doit son nom au grand nombre de blocs qu'y se trouvent. Les blocs de grande dimensions sont déposés au cours de la fonte des glaciers, une fois que les glaciers ont une compétence de transport pratiquement illimité. Comme les blocs, qui ont été transportés par les glaciers, ne reflètent pas la lithologie des régions où ils se trouvent, il est commun de les appeler «blocs erratiques».

Voir : "Granulométrie"
&
“Glacier”
&
“Érosion”

Dans le centre de cette figure, le bloc fracturé de granite dans une plage du nord de l'Écossé, n'est évidemment pas un bloc erratique, puisque, comme le montre la photo, sa lithologie granitique correspond à celle des roches qui affleurent le long de ligne de côte. Bien que certains blocs puissent être déplacés manuellement, il est commun de restreindre le terme bloc, à ceux dont les dimensions sont si grandes qu'une personne seule ne peut pas les bouger. Un bloc erratique, comme illustré, ci-dessus à droite, désigne un morceau de rocher qui est tombé de la surface d'un glacier ou qui a été arraché au sol par la glace du glacier et qui a été transporté, en aval, vers les vallées fluvio-glaciaires. Les blocs erratiques corroborent la conjecture avancée par des nombreux géoscientistes, que les vallées fluvio-glaciaires, comme dans l'avant-pays des Alpes, dans le passé, ont été couvertes par des glaciers. Dans la région de Lucerne (Suisse), par exemple, les blocs erratiques sont de très grands (certains pèsent plus de 5 tonnes), ce qui suggère (c'est l'opinion de la plupart des géoscientistes suisses), que l'épaisseur de la glace a dépassée les 1000 mètres. L'idée d'associer les blocs erratiques aux glaciaires a été invoqué par la première fois par un ministre suisse Bernard Kuhn (1787), mais elle n'a pas été bien accueillie par la communauté scientifique de l'époque, qui a continué à associer les blocs erratiques au Diluvium. Ce n'est que bien plus tard, en Juillet 1837, lors de la réunion de la Société Géologique de Neuchâtel (Suisse), c'est-à-dire, un demi-siècle plus tard, qu'un autre Suisse, Louis Agassiz (président de la Société), qui après avoir adopté les idées de Jean Charpentier, également de nationalité suisse, a convaincu la communauté scientifique internationale, que les blocs erratiques ont été transportés par les glaciers, ce qui a constitué la première étape de sa théorie sur les époques (âges) glaciaires.

Bloc faillé inférieur....................................................................................................................................................................................Footwall

Bloc faillé sous un plan de faille incliné.

Voir : "Bloc Faillé Supérieur"
&
"Faille"
&
"Tectonique"

Quand on marche sur un plan de faille, on marche sur le bloc faillé inférieur (base de la faille). Dans une faille normale, le bloc faillé inférieur est toujours le bloc qui a été soulevé, relativement, par rapport au bloc supérieur (toit de la faille). Dans une faille inverse, au contraire, le bloc inférieur est le bloc, qui a descendu, relativement, au bloc supérieur. Dans ce schéma, la faille A termine brusquement contre une faille de transfert (transfert l'allongement des sédiments pour une autre zone). Comme le plan de faille est, en cartographie, plus ou moins rectiligne, l'allongement des sédiments est, à peu près, constante le long de la trace de la faille. Au contraire, comme la trace de la faille B est curviligne, l'allongement sédimentaire (extension) varie. Il est maximum dans la partie centrale de la trace de la faille et un minimum (zéro) aux extrémités. Le plan d'une faille normale a toujours une inclinaison qui diminue avec la profondeur. A l'échelle macroscopique (l'échelle des cartes géologiques et lignes sismiques), il n'y a pas de failles normales verticales. Dans une ligne sismique, une faille correspond à une rupture de continuité des réflecteurs. Le plan de faille, en général, n'est pas souligné par un réflecteur. Il y a trois exceptions, lorsque : (i) La zone de faille (zone entre les deux blocs faillés, qui peut être plus ou moins importante, mais toujours inférieure à la résolution sismique) est remplie ou injectée avec du sel ; (ii) Du matériel volcanique a injecté la zone de faille et (iii) La lithologie des deux blocs faillés est différente et l'impédance acoustique des blocs très contrastée, comme dans le cas d'une faille entre une série sédimentaire (basse impédance) et un socle (forte impédance acoustique). La compaction des sédiments change, sensiblement, l'inclinaison initiale (avant compaction) du plan de faille. Cela est, particulièrement, vrai lorsque la lithologie des blocs faillés correspond à une alternance de sédiments qui se compactent peu (grès, calcaire) et des sédiments qui se compactent beaucoup comme les sédiments argileux. L'inclinaison du plan de faille diminue en face des horizons du bloc faillé inférieur, qui ont subi une plus forte compaction. Dans une tentative d'interprétation d'une ligne sismique, les variations de l'inclinaison des plans de faille donnent des informations sur la lithologie des blocs faillés inférieurs.

Bloc faillé supérieur...........................................................................................................................................................................Hangingwall

Bloc faillé au-dessus d'un plan de faille incliné. Aussi appelé toit de la faille.

Voir : "Bloc Faillé Inférieur"
&
"Faille"
&
"Ligne Sismique"

Quand on marche sur un plan de faille, on marche sur le bloc faillé inférieur (base de la faille). Dans une faille normale, le bloc faillé supérieur (toit de la faille) est toujours le bloc qui a descendu, relativement, par rapport au bloc inférieur. Dans une faille inverse, c'est le contraire, le bloc supérieur est le bloc qui a monté, relativement, au bloc inférieur. Dans ces schémas qui, pour simplifier, la partie supérieure a été considérée plate (faible topographie), illustrent des complications possibles du bloc faillé supérieur et de la trace du plan de faille. Évidemment, que les géométries des coupes verticales et horizontales doivent être cohérentes, ce que signifie que la cartographie d'un horizon sismique doit être compatible avec les interprétations géologiques des différentes lignes sismiques de la région (sections transversales et verticales). Par exemple, si dans une ligne sismique (coupe transversale), l'inclinaison du plan d'une faille normale diminue rapidement en profondeur, c'est-à-dire, si le plan de faille s’aplatit en profondeur (n'oubliez pas qu'il n'y a pas de failles verticales normale), dans un coupe horizontal, autrement dit, en cartographie (faible topographie), la trace de la faille est fortement curviligne en harmonie avec la trace du plan de faille de la coupe transversale. Les blocs diagramme inférieurs de ce schéma, et en particulier, les deux premiers (à gauche), où les traces et inclinaisons des plans de failles sont pratiquement rectilignes, illustrent la partie supérieure des failles, dans lesquelles les inclinaisons des plans de faille s'approchent de la vertical. Dans ces cas, aussi, le plan de faille s'aplatit en profondeur, ainsi comme, la trace, dans le plan horizontal, se courbe. Lorsque deux failles normales, d'âges différents, se croisent (failles en X), les géométries des coupes (transversales et horizontales) sont très caractéristiques. Celle de la coupe transversale est caractérisée par la superposition, plus ou moins, sur la même verticale, d'un graben (niveaux supérieurs) au-dessus d'un horst (niveau inférieurs). Dans le plan horizontal, la trace du plan de faille plus récente coupe et déplace la trace de la faille plus ancienne. Toutefois, s'il y a une topographie significative dans le plan horizontal, elle peut déformer la géométrie des plans de failles et suggérer que c'est le plan de faille le plus récent qui est déplacé par la faille la plus ancienne.

Bord de côte......................................................................................................................................................................................................Longshore

Partie de la plage toujours submergée qui s'étend vers le large depuis la limite des marées plus basses par un espace mal défini que pour certains géoscientistes est la zone de surf ou zone de baignade.

Voir : “Bas de Plage”
&
"Littoral"
&
"Profondeur d'Action des Vagues"

Comme illustré dans ce schéma et dans la tentative d'interprétation géologique de la photo, où les maisons donnent l'échelle, dans une plage (lato sensu), fonction des marées on peut différencier plusieurs zones : (i) Pré-Plage ou Bord de Côte, qui correspond à la région qui est toujours recouverte d'eau ; elle s'étend en aval de la marée basse de vives-eaux jusqu'à une limite externe qui varie avec les auteurs (cette zone est considérée par beaucoup de géoscientistes équivalente de la zone de surf, vu que le fond de la mer est façonnée par des crêtes et sillons pré-littoraux, dont l'amplitude peut dépasser 1m de hauteur ; (ii) Plage-Basse, qui correspond à la partie inférieure de l'estran, autrement dit, qui s'étend entre les limites atteintes par la marée basse en mortes et vives-eaux ; elle a une pente très faible, bien que plus importante que le bord de côte (pré-plage) ; cette zone est, habituellement, constituée par des sédiments fins, malgré le fait qu'elle puisse contenir sédiments grossier transporté longitudinalement ; (iii) Plage-Moyenne, qui est la partie de la plage qui s'étend dans l'espace atteint par les courants de ressac, entre les niveaux de marée haute de vives et mortes-eaux ; la plage-moyenne est séparée de la plage-haute par la berme de plage plus basse et de la plage-basse par la ligne d'inflexion ; (iv) Plage-Haute, qui est la partie supérieure de la plage ; elle a un inclinaison assez marquée et est uniquement atteinte par les vagues pendant la marée haute en vives-eaux et pendant les tempêtes ; la plage-haute, quand bien développée, a des dunes d'obstacle en forme de dôme (dunes de plage-haute) en raison de brins de verdure ; la surface atteinte par les vagues est modélisée en marches formées par un plate-forme ou berme et un abrupt; la ligne d'inflexion entre la berme et l'abrupte de chaque marche est la crête de berme; la plus haute crête de berme est appelée la crête de plage ; toutes ces formes se modifient fonction de la situation de la marée et de la hauteur de vagues ; (v) Anté-Plage, qui est la forme de relief avec végétation abondante (limite intérieure de la plage) ; l'anté-plage peut être une falaise ou un cordon littoral, isolant ou non une lagune intérieur. Comme illustré dans la photo, est dans l'anté-plage, qui avec la plage-haute forme l'arrière-plage, que, généralement, sont construites les résidences secondaires.

Bord de plate-forme profonde (ceinture carbonatée)............................................................................................Deep shelf margin

Milieu sédimentaire d'une ceinture carbonatée localisée entre la plate-forme de mer ouverte et le talus externe. Ce milieu est caractérisée par : (i) Un contexte géologique ; (ii) Un certain type de sédiments et (ii) Une certaine biota.

Voir : "Ceinture Carbonatée (milieu)"
&
"Récif"
&
"Calcaire"

Le contexte géologique de ce milieu carbonaté est sous l'action des vagues (en mer calme) pouvant, cependant, être atteinte par l'action des vagues de tempête. Ce milieu se situe à l'intérieur, ou légèrement au-dessous, de la zone euphotique (zone avec suffisamment de lumière du soleil pour que la photosynthèse puisse se produire, c'est-à-dire, entre le niveau de la mer et une profondeur à laquelle la lumière du soleil est d'environ 1% de celle en surface). Ce milieu forme des surfaces, plus ou moins, planes entre la plate-forme active (constructions organiques sont prépondérantes) et le bassin. Dans ce contexte, le terme bassin peut ne pas correspondre à l'unité morphologique en aval du talus continental. Les sédiments qui se déposent dans ce milieu sont principalement : (i) Wackstones, carbonates qui contiennent plus de 10% de grains avec un diamètre supérieur à 20 microns ; (ii) Bioclastiques, calcaires constituées, essentiellement, par des fragments de roches pré-existantes et (iii) Grainstone, c'est-à-dire, calcaires constitué par des grains, pratiquement, sans matrice, autrement dit, avec moins de 1% de grains avec un diamètre inférieur à 20 microns. Ces calcaires sont, généralement, bien stratifiés et très bioturbés (les particules de sédiments sont déplacés et mixé par la faune et flore benthique). La présence de coquilles diverses suggère conditions marines normales et le plancton (ensemble de plantes et animaux microscopiques qui vivent en suspension dans l'eau et qui est à la base de nombreuses chaînes alimentaires) est minime. Écoulements et turbidites finement stratifiés sont très fréquents, ainsi que des petites anomalies monticulaires à la base du talus des constructions carbonatées. Les principales microfaciès observés dans ce milieu sont : (i) Calcisiltites microbioclastiques (calcaires composés, en grande partie, par des particules de calcite détritique de la taille du silte) ; (ii) Micrite pélagique (matrice cristalline semi-opaque des calcaires formés par des cristaux de dimensions inférieures à 4 microns) et (iii) Micro-brèches bioclastiques (calcaires formés par de très petits et mal calibrés bioclastes).

Bouche (du fleuve)..........................................................................................................................................................................................Mouth of a river

Lieu de décharge d'un cours d'eau quand il entre dans un corps d'eau plus important (lac ou mer). La bouche ou embouchure d'un cours d'eau ne doit pas être confondue avec l'embouchure de la baie qui est l'entrée de la baie, c'est-à-dire, la partie de la baie qui est en contact et qui fait la connexion avec le corps d'eau principal (habituellement la mer). Synonyme d'Embouchure (fleuve).

Voir : "Embouchure (fleuve)"
&
"Estuaire"
&
"Profil d'Équilibre (fleuve)"

Comme illustré dans cette photographie de l'embouchure du fleuve Sittang (Myanmar, anciennement la Birmanie), la bouche ou embouchure d'un fleuve correspond à la région où l'eau du fleuve entre dans la mer. En termes d'hydrologie (étude du mouvement, distribution et qualité de l'eau en toute la Terre), l'embouchure d'un fleuve complète le cycle hydrologique (mouvement continu, sans début ni fin, de l'eau à la surface, dessous et dessus de la Terre). L'embouchure (ou bouche) d'un fleuve est un domaine très particulier, une fois qu'il englobe la zone où le fleuve se jette dans la mer et, donc, a un régime hydrologique fluvial-marin. Cela signifie que la bouche se forme sous l'influence de processus géologiques résultants d'une interaction dynamique due au mélange de l'eau douce et salée, dépôt et redéposition de sédiments fluviaux et, partiellement, marins qui, en général,forment un delta. Ainsi, il est évident que deux types de l'eau très différents, au point de vue physique, chimique et biologique interagissent dans la région de la bouche du fleuve. Le régime hydrologique du fleuve est, généralement, dominante, mais sous l'influence, plus ou moins important, des variations de niveau de la mer, marées, tempêtes et intrusions d'eau salée. Tenant en compte tous ces aspects, à titre d’essai, les embouchures, comme illustré ci-dessus, ont été divisées en plusieurs types: (i) Simples ; (ii) Semi-fermées, c'est-à-dire sans les deltas ; (iii) Semi-fermées deltaïques avec remplissage et (iv) Ouvertes avec deltas progradants. Dans chacun de ces types, différentes parties peuvent être reconnues, comme le montre le schéma ci-dessus : (1) Embouchure lato sensu ; (2) Limite d'embouchure ; (3) Partie de l'embouchure a montant du apex du delta ; (4) Delta ; ( 5) Zone côtière ouverte ; (6) Corps d'eau côtier semi-fermé ; (7) Remplissage deltaïque Delta de remplissage ; (8) Delta progradant ; (9) Apex du delta ; (10) Chenal sous-marin ; (11) Flèche ; (12) Limite supérieure de la zone d'embouchure ; (13) Limite inférieure de la zone d'embouchure.

Bouclier..........................................................................................................................................................................................................................Craton

Zone stable d'un continent qui a échappée à l'activité orogénique des dernière 2G ans. Un bouclier est composé, principalement, de roches granitiques et métamorphiques. Synonyme de Craton.

Voir : "Supercontinent"
&
"Subduction de Type-A (Ampferer)"
&
"Orogénie"

Les boucliers ou cratons sont des régions de stabilité où pendant des longues périodes géologiques il n'y a pas eu formation de montagnes. Ils peuvent être, partiellement, couverts par de très épaisses couches sédimentaires, comme, par exemple, en Asie centrale et dans la partie centrale de l'Amérique du Nord. Parfois, ils sont entourés de montagnes plus jeunes formées par des sédiments très déformées appelées orogènes. Les boucliers sont subdivisés géographiquement en provinces géologiques. Une province géologique est une entité spatiale avec des caractéristiques géologiques communes. Une province géologique peut inclure un seul élément structural dominant, comme un bassin structural ou une chaîne de montagnes, ou un certain nombre d'éléments contigus associés. Provinces géologiques adjacentes peuvent être semblable au point de vue structural, mais, aussi, elles peuvent être considérées séparément dû au fait qu'elles ont des histoires différentes. Le processus par lequel les boucliers (cratons) se forment est appelé cratonisation. Les premiers grands cratons se sont formés pendant l'Archéen. Dans la réalité, au début de l'Archéen, le flux de chaleur terrestre était, probablement, environ trois fois plus grande que celui d'aujourd'hui (la concentration d'isotopes radioactifs et la chaleur résiduelle étaient beaucoup plus importantes). L'activité tectonique et volcanique était, aussi, plus grand, le manteau terrestre était beaucoup plus fluide et la croûte plus mince. Il en a résulté non seulement une formation très rapide de la croûte océanique (dorsales océaniques et points chauds), mais, également, un recyclage rapide de la croûte océanique par les zones de subduction, et notamment de type-B (Benioff). La surface de la Terre s'est cassée en plusieurs plaques lithosphériques relativement petites, avec beaucoup d'îles et arcs volcaniques associés. Petits proto-continents (cratons) se sont formés, au fur et à mesure, que les roches de la croûte entraient en fusion, se mélangeaient dans les points chauds et se recyclaient dans les zones de Benioff. Il n'y a pas eu des grands continents dans l'Archéen, où les petits continents petits étaient la norme, une fois que la coalescence a été difficile en raison du taux élevé de l'activité géologique.

Boudinage.............................................................................................................................................................................................................Boudinage

Structure géologique formée par extension (allongement), dans laquelle un corps rigide, comme, par exemple, une couche de grès est étirée et déformée au milieu de sédiments moins compétents. La couche compétente est brisée, de telle sorte que dans un plan vertical la géométrie est similaire à un alignement des saucisses et, parfois, dans un plan horizontal similaire à celle des barres de chocolat (tablettes de chocolat " de Wegmann, 1932).

Voir : "Grès"
&
"Compaction"
&
"Ardoise (shale)"

Le terme boudinage a été introduit dans la géologie par Lohest, en 1909, qui l'a utilisé pour désigner les structures d'un horizon fracturé situé entre des roches granitiques ou schisteuses non - fracturée, une fois qu'elles lui rappelaient des boudins (saucisses). Chaque fragment de la roche fracturée (plus compétent) ressemble à une saucisse et l'ensemble des fragments, plus ou moins séparés, dans une section verticale, ressemblent à un enchaînement de saucisses. Par la suite, comme le suggère la photo illustrée dans cette figure, le boudinage a été trouvé dans presque tous les types de roches, bien que le mécanisme et les causes de ces structures varie selon le type de roches. Actuellement, de façon plus générale, le terme boudinage est utilisé, en géologie, pour désigner des structures formées par un régime de tectonique extensif (allongement), la plupart des fois local, dans une couche compétente (grès, calcaire, etc.), quand elle se trouve intercalée entre deux horizons ou couches moins compétents. En réalité, l'horizon le plus compétent se fracture par étirement (traction) formant des structures, plus ou moins, cylindriques, comme illustré dans le schéma ci-dessus. Ces structures cylindriques, que certains géoscientistes appellent saucisses ou boudins, sont caractéristiques des zones de cisaillement, en raison de l'extension (allongement) le long des interfaces sédimentaires et du raccourcissement (écrasement) perpendiculaire. Sous ces contraintes les horizons compétents se fracturent. Ces structures peuvent également être formées dans des conditions de déformation ductile. En trois dimensions, comme illustré ci-dessus, le boudinage, fonction de la direction et de l'isotropie de l'extension, peut se présenter sous deux formes : (A) En boudin, c'est-à-dire, comme une association latérale de fragments cylindriques et (B) En tablettes de chocolat, autrement dit, comme une collection de fragments, plus ou moins rectangulaires.

Boue.........................................................................................................................................................................................................................................Mud

Mélange d'argile et / ou limon et eau. La boue littoral est, souvent appelée, vase (vasière môle ou dure).

Voir : "Argile"
&
"Ardoise (shale)"
&
"Vase (boue)"

En français, le terme boue est synonyme de vase et limon, cela veut dire, le fond boueux des cours d'eaux, lacs ou mer, comme, d'ailleurs, la vase pélagique profonde des océans est constituée de restes de squelettes d'organismes microscopiques flottants (< 30 pour cent). Ce type de boue est formée, surtout, dans les zones assez éloignées du continent, de sorte que le dépôt lent, mais continu, des micro-organismes morts, n'est pas masqué par les sédiments provenant du continent. En général, ces boues et limons sont subdivisées en : (i) Calcaires, quand elles contiennent des squelettes de carbonate de calcium et (ii) Siliceuses, quand elles contiennent des squelettes formés de silice. D'autre part, elles peuvent, également, être subdivisées selon le type de squelette prédominant. Notons que le terme boue peut être utilisé en géologie, même si actuellement il est, principalement, utilisé pour désigner les boues d'épuration (urbaines ou industrielles), c'est-à-dire, les déchets produits dans stations de traitement des effluents liquides. Ces sédiments boueux se composent, principalement, de bactéries mortes et de matière organique minéralisée. Une usine de traitement produit, en moyenne, plus de 40 g de matière sèche par jour et par habitant. Il existe différents types de boues d'épuration fonction des traitements utilisés pour purifier l'eau : (A) Des boues d'épuration primaires, sont les dépôts récupérés par simple décantation des eaux usées, qui ont de fortes concentrations de minéraux, mais aussi de matière organique ; (B) Des boues d'épuration physico-chimiques, elles ressemblent aux boues primaires, sauf que au cours du traitement des eaux usées est ajouté un réactif (sels de fer, aluminium et autres floculants) pour agglomérer les particules fines et d'améliorer la sédimentation ; (C) Des boues d'épuration biologique, aussi appelé boues secondaires, qui provient d'une épuration biologiques les eaux (boues activées,disques biologiques, lits bactériens, etc.); ces boues, de pauvre concentration (± 10 g / l), sont très organiques, parce qu'elles se composent, principalement, de corps bactériens et de leurs sécrétions ; (D) Des boues d'épuration mixtes, c'est-à-dire, composées d'un mélange de boues primaires et organiques, qui proviennent de la plupart des stations traitement ; (E) Des boues d'épuration d'aération prolongée, sans décantation primaire obtenues avec des polluants très ventilées ; ces boues sont très concentrés, moins organiques et moins dangereuses.

Breu (poix)...............................................................................................................................................................................................................................Tar

Substance très visqueuse et noire, âcre, plus ou moins liquide, provenant de la distillation du charbon, pétrole ou de résine. Généralement, synonyme de goudron, poix de Judée et aussi d'asphalte.

Ver: "Goudron"
&
"Asphalte"
&
"Poix de Judée (asphalte)"

Les termes de poix, goudron, poix de Judée, asphalte, etc., sont, en français, plus ou moins, synonymes et utilisés pour décrire, parfois, des substances très différentes. En anglais, les termes «tar» et «pitch» sont synonymes, bien que le terme "pitch" (résine) soit utilisé pour un matériel plus solide que "tar". En français, mais aussi, parfois, en anglais le terme «goudron», qui comprend les quatre autres en dans d'autres langues, est, principalement, utilisé pour les produits dérivés du charbon, tandis que dans les pays scandinaves, il est utilisé pour les dérivés du bois. Tous ces produits sont toxiques et cancérigènes, en raison de la haute teneur en benzène, bien que en petites concentrations ils puissent être utilisés dans la médecine. Ces substances, lorsqu'elles sont naturelles, c'est-à-dire, quand ils apparaissent sur le terrain, ils sont des indications précieuses pour les géoscientistes qui travaillent dans la recherche pétrolière. Ils suggèrent la présence, non loin, et en profondeur d'un sous-système pétrolier générateur, autrement dit, des roches-mères matures (quand la matière organique qu'elles contiennent a atteint la zone d'huile). Bien que beaucoup de champs de pétrole aient été trouvés à la proximité des suintements de pétrole, comme, par exemple, au Venezuela et en Trinidad, les suintements peuvent être interprétés de deux manière tout à fait différentes, comme le disaient les anciens géoscientistes de la société française Elf : (i) L'avant-garde d'un bataillon (champ pétrolier) caché en profondeur ou (ii) L'arrière-garde d'un bataillon détruit (en surface). La plupart des géoscientistes que travaillent dans les compagnies pétrolières considèrent que les exsudation (suintements de pétrole) du Texas, Venezuela, Colombie, Indonésie, etc., peuvent être interprétés comme les avant-gardes de bataillons cachés, tandis que celles trouvées dans les chaînes de montagnes et bassins inversés, comme le bassin Lusitanien (Portugal), sont mieux interprété comme les arrières-gardes de bataillons détruits. Le cas du bassin Lusitanien est particulièrement typique. La grande majorité des suintements d'huile au Portugal ont été mis en évidence à la fin du XIXème siècle par P. Choffat, qui les a interprété comme le reste des champs de pétrole (conjectures corroborées jusqu'à présent par toutes les puits forés dans le Lusitanien).