Chaos Déterministique.......................................................................................................................................................Deterministic chaos

Comportement d'un système dont la dynamique est dépendant des conditions initiales, sans éléments aléatoires impliqués. La nature déterministe d'un tel système ne le rend pas prévisible. Le chaos déterministe (chaos) est observé dans de nombreux systèmes naturels. Les géoscientistes discutent sur l'existence ou non d'une dynamique chaotique dans la tectonique des plaques lithosphériques.

Voir: "Théorie de Tectonique dess Plaques"
&
"Théorie des Systèmes"
&
"Temps (état de l'atmosphère)"

Un système est chaotique si sa trajectoire à travers l'espace est dépend des conditions initiales, c'est-à-dire, si des petites causes, difficiles à observer, peuvent produire des grands effets. Le terme chaos a été utilisé en Grèce pour désigner un abîme, précipice ou vide. Les philosophes Anaxagore et Platon et les stoïciens l'on utilisé pour désigner la matière primordial, amorphe et sans forme. Aujourd'hui, chaos a le plus souvent une signification négative. Il désigne la confusion, désordre, etc. En science, le chaos a été utilisé par la première fois en 1975, pour désigner la sensibilité de certains systèmes de petits changements dans les conditions initiales. Cela signifie que le comportement régulier d'un système passe, brusquement, à irrégulier. Lorenz avait observé un tel comportement dans les modèles mathématiques utilisés en météorologie (le simple battement d' ailes d'un papillon dans le Golfe du Mexique influence le temps en Europe). Avant Lorenz, Poincaré en étudiant la stabilité des orbites des planètes de notre système solaire, a remarqué que les petites perturbations des orbites augmentaient avec le temps. Plus facile de comprendre le chaos déterministe (par rapport au système solaire) est le comportement d'un double pendule (à l'extrémité du premier pendule est fixé un autre pendule). Lorsque le pendule est poussé doucement, chaque système oscille régulièrement. En revanche, lorsque la poussée est plus forte, le pendule oscille de façon erratique et le calcul de leur comportement n'est plus prévisible, il entre dans un état de chaos déterministe. En d'autres termes, le système dispose d'une météorologie, à savoir, un état que le système souhaite atteindre. Actuellement, les géoscientistes sont conscients que même les systèmes étudiés par la mécanique classique peuvent se comporter de manière intrinsèquement imprévisible. Même si un tel système peut être parfaitement déterministe, en principe, son comportement est totalement imprévisible dans la pratique. C'est ce phénomène qui a été appelé le chaos déterministe.

Charbon............................................................................................................................................................................................................................Coal

Roche facilement combustible (combustible fossile) contenant plus de 50% (en poids) et plus de 70% (en volume) de matériel carboné y compris le mélange inhérente, formé par la compaction et l'induration des divers restes de plantes reste tels que ceux trouvés dans la tourbe.

Voir: "Carbone"
&
"Carbonifère"
&
"Roche-mère"

La composition du charbon (pourcentage de volume et poids) détermine son "ranking". Un charbon avec un "ranking" haut, contenant de l'hydrogène, oxygène, azote et, au moins, 95% de carbone (pur), est considéré comme un anthracite. Le graphite, formé à partir du charbon, est le produit final d'une conversion thermique et diagénétique de la matière organique (50% de volume d'eau) du charbon en carbone pur. Le charbon, en général, contient une quantité considérable d'eau piégée entre les particules de charbon. Le charbon quand il devient d'une mine est humide et entreposé toujours humide afin de prévenir une combustion spontanée. C'est pour cette raison que la quantité de carbone dans le charbon est considéré comme «de mine» ou «de mélange libre». Le lignite et d'autres charbons de faible "ranking" contiennent des quantités considérables d'eau et d'autres composants volatils piégés entre les particules de charbon qui sont connus comme ses macéraux. Les macéraux sont présents soit dans les particules de carbone ou comme des atomes d'hydrogène et oxygène dans les molécules. Ceci est dû au fait que le charbon est transformé à partir des glucides (carbohydrates) tels que la cellulose, en carbone grâce à un processus graduel. Par conséquent, la quantité de carbone dans le charbon dépend fortement du degré de conservation de la cellulose dans le charbon. Le charbon est, principalement, utilisé comme un combustible fossile pour produire de l'électricité et chaleur par combustion. La consommation mondiale de charbon est d'environ 6.2 Gt par an, dont environ 75% sont utilisés pour produire de l'électricité. En 2006, la Chine a produit environ 2.38 Gt et l'Inde environ 0.44 Gt. Environ 68% de l'électricité en Chine est produite à partir du charbon. Les États-Unis consomment environ 1GT le charbon chaque année, en utilisant environ 90% pour produire de l'électricité. En termes d'émissions de dioxyde de carbone (CO_2), le charbon émet plus que le pétrole et environ le double du gaz naturel. Ainsi, lorsque certaines personnes disent que l'électricité, et en particulier les voitures électriques n'émettent pas de CO_2, ils oublient, souvent, de dire, comment l'électricité est produite.

Charge Basale...................................................................................................................................................................................................Bed load

Terme qui décrit les particules de grande taille (par rapport aux particules transportés par suspension) qui sont transportés sur le lit d'un courant d'eau.

Voir: "Fleuve"
&
"Transit Sédimentaire"
&
"Barre de Méandre (fossile)"

Comme l'illustré dans cette photo et schéma, une manière de saisir la charge basale d'un courant est de marquer une série de blocs de différente taille et de mesurer leur mouvement. Généralement, en aval, la charge basale d'un courant est plus faible et les cailloux sont plus arrondies qu'en amont. Cela est dû au frottement et abrasion qui causent les particules (blocs, cailloux, gravier, sable, etc.) quand elles entrent en collision les unes contre les autres et contre les parois et le lit du chenal (où le courant s'écoule), ce qui érode les textures rugueuses les rendant plus petites. Un transport sélectif contribue également à que les sédiments, en aval, soient plus fins qu'en amont. En fait, les particules plus grosses sont plus facilement emporté par le courant que les particules les plus petites. Les petites particules sont protégés par les plus grandes et nécessitent plus d'énergie pour être arrachées et les faire glisser vers l'aval. Les sédiments relativement plus grands sont transportés, soit par roulement, glissement ou saltation, à des vitesses inférieures à la vitesse d'écoulement, car ils sont trop grands pour rester en suspension dans le courant. Normalement, dans un courant, la charge basale représente environ 10% du montant total de sédiments transportés. Toutefois, des valeurs plus élevées ont été retrouvées dans les ruisseaux de montagne. L'érosion causée par un courant correspond à l'arrachement ou détachement du matériel rocheux à partir des flancs et du fond du canal où le courant il s'écoule. Environ 95% de l'énergie d'un courant est utilisée pour surmonter les effets de frottement imposés par le canal et par la friction moléculaire interne. Il ne reste que 5% de énergie du courant pour arracher les sédiments des parois et du lit du canal. N'oublions pas que l'action érosive d'un courant d'eau se fait de trois manières : (i) Dissolution ; (ii) Impact (action hydraulique) soit sur les marges soit sur la base du chenal, qui déloge les matériaux et les incorpore dans la charge basale et (iii) Abrasion, autrement dit, par le fait que les particules trop lourds pour être transportés par suspension roulent et rebondissent sur le lit du courant l'érodant progressivement.

Charge d'un Cours d'Eau ..................................................................................................................................................Charge (stream)

Quantité de sédiments transportés par un courant exprimé par le taux du volume de sédiments (qui passent à travers une section donnée d'un canal) par unité de temps.

Voir: "Fleuve"
&
"Capacité (d'un courant)"
&
"Chenal"

Un courant d'eau s'écoule de manière laminaire (les molécules d'eau se déplacent parallèlement les unes aux autres), quand sa vitesse est faible et le lit du courant régulier. À haut débit, l'écoulement est turbulent, autrement dit, les molécules d'eau ne se déplacent pas parallèlement les uns aux autres, mais d'une manière chaotique. Les courants transportent en dissolution des ions en suspension, des particules fines d'argile et silte, et par traction ou saltation, des particules plus grandes comme sable, cailloux, etc. Dans le schéma illustré ci-dessus (diagramme d'Hjulstrom), une des courbes représente la vitesse minimale que doit avoir un courant pour éroder des sédiments de différentes tailles du lit. L'autre courbe représente la vitesse minimale requise pour qu'un courant transporte des sédiments de différentes tailles. Pour les sédiments comme sable et gravier, il est nécessaire moins de vitesse pour démarrer l'érosion que pour le transport. Pour les plus petites particules (argile, silte, etc.), il est nécessaire une vitesse plus forte pour l'érosion que pour le transport, car les particules fines ont une forte cohésion résultant des attractions électrostatiques. La compétence d'un courant se réfère, principalement, aux particules plus lourdes qu'il peut transporter. Comme illustré dans le schéma d'Hjulstrom, la compétence dépend de la vitesse d'écoulement, laquelle est fonction de la pente du talweg (la ligne médiane d'un cours d'eau où les deux côtés d'une vallée s'interceptent). Plus rapide est le courant, plus lourdes seront les particules qu'il peut transporter. La compétence dépend aussi de l'importance du cisaillement dans le lit du ruisseau. Lorsque la vitesse du courant est faible près du lit et augmente vers le haut, plus le taux de variation de la vitesse de cisaillement, près du lit, est grand, plus grand sera le cisaillement appliqué aux particules sédimentaires qui reposent sur le lit. La capacité d'un courant est le maximum de matériel solide qu'il peut transporter, ce qui dépend de la décharge et vitesse, puisque la vitesse affecte la compétence. Lorsque la vitesse de la décharge augmentent, la compétence et capacité augmentent, mais pas de manière linéaire.

Charge Sismique .............................................................................................................................................................................................Charge

Combinaison d'explosifs pour produire de l'énergie sismique. La charge sismique est spécifiée par la quantité et type d'explosifs utilisés. Synonyme de Source (énergie sismique).

Voir: "Sismique de Réflexion"
&
"Ligne Sismique"
&
"Résolution Sismique"

Toute explosion sur la surface ou à l'intérieur de la Terre produit une onde de choc. Détectant les ondes de réflexion ou de réfraction, provenant d'une source, à la surface terrestre, les géoscientistes sont en mesure de cartographier les structures géologiques (pièges) dans lesquelles, parfois, ont trouve des hydrocarbures. La façon dont ces ondes traversent la Terre permet, également, de déterminer les éléments géologiques qui contrôlent l'écoulement des eaux souterraines, comme la géométrie et stratigraphie des aquifères alluviaux ou des paléo-chenaux, où l'eau souterraine s'écoule plus facilement. Fondamentalement, il y a deux types de méthodes sismiques : (i) Sismique de Réflexion et (ii) Sismique de Réfraction. La première peut être utilisée soit en mer soit en terre. Elle est, principalement, utilisée dans les recherches des hydrocarbures. La seconde, au début, a été utilisée dans l'exploration des hydrocarbures, mais, actuellement, elle est, surtout, utilisée dans la géotechnique. L'onde de choc créée soit par le choc d'une masse sur une plaque de métal (en surface) ou par l'explosion d'une charge sismique dans le sol (ou dans l'eau), est réfléchie dans les différentes couches sédimentaires de façon différente, ce qui permet la cartographie des couches sédimentaires. Les couches plus dures et résistantes, c'est-à-dire, les plus impédantes (l'impédance est produit de la densité par la vitesse des ondes sismiques) sont celles qui créent une onde réfléchie avec le signal plus fort. Bien que les principes des deux méthodes sismiques soient les mêmes, l'équipement et les procédures d'acquisition différent beaucoup. En terre, la source d'énergie est, généralement, la dynamite (placée dans un petit puits) ou un mécanisme vibrant appelé vibroseis (placé dans des camions). Contrairement à la dynamite, le signal du vibroseis n'est pas impulsif. Il dure entre 7 et 40 secondes. Pour envoyer son signal, le vibroseis vibre avec des fréquences variant entre 10 et 60 Hz. Comme l'espace entre les réflecteurs (interfaces sédimentaires) est plus petit que la longueur d'onde du signal du vibroseis, l'enregistrement des réflexions se superpose, ce qui rend les données brutes (non traitées) difficiles à interpréter. Les traces doivent être traitées pour produire des traces de substitution avec un signal équivalent à celui de la source.

Charnière (tectonique) .......................................................................................................................................................................Tectonic hinge point

Point du substratum sédimentaire où la subsidence, mesuré par rapport à un plan de référence fixe, est nulle.

Voir: "Subsidence"
&
"Basin d'Avant-pays"
&
"Subsidence par Flexure"

Dans ce schéma d'un bassin d'avant-pays (zone de subduction d'Ampferer ou du type-A), le bourrelet périphérique (D) correspond, à peu près, à la charnière tectonique. Notons que le bourrelet périphérique (D), est le résultat d'une migration de la charnière tectonique vers le craton, au fur et à mesure, que le raccourcissant sédimentaire devient plus prononcé. Il est préférable de parler de raccourcissement plutôt que de compression, car il peut y avoir allongement ou un régime tectonique compressif, puisque ce que déforme les sédiments ne sont pas les contraintes tectoniques, mais les contraintes effectives, ce qui n'est pas la même chose. Le biseautage (biseaux d'aggradation) sur le flanc Ouest du craton (parfois appelé plate-forme) est causé par la migration vers l'Est de la surcharge induite par les chevauchements successifs. Chaque avancée de la surcharge produit une subsidence dans le bassin d'avant-pays avec la création d'espace disponible pour les sédiments. Ainsi, un nouveau remplissage sédimentaire, divergent vers la direction des chevauchements, se superpose à l'unité sédimentaire déposée, précédemment, pendant que charnière et le bourrelet périphérique (lorsqu'ils ne sont pas coïncidents) se déplacent dans la direction opposée au front des chevauchements. Un tel déplacement de la charnière (subsidence nulle) produit une dépression caractérisée par des biseaux d'aggradation dans la bordure Ouest du bassin. Ce sont ces biseaux, qui, au fil du temps, sont basculés vers les montagnes, soulignant ainsi la discordance de base du bassin d'avant-pays. Dans ce modèle, il est supposé que chacun des surcharges A, B, C ou D est exercée sur une surface sub-horizontale et que le raccourcissement sédimentaire est en séquence (les chevauchements plus récents sont les plus proches du craton ou substratum). Dans les premiers stades du bassin d'avant-pays, l'apport terrigène vient, principalement, du craton. Cependant, au fur et mesure, du soulèvement des montagnes, induit par les chevauchements, il se forme, aussi, un apport sédimentaire venant de l'Ouest (montagnes). À partir d'un certain moment, les deux apports terrigènes sont à peu près égales en importance, mais dans la partie supérieure du bassin, l'apport venant de la montagne devient prédominant.

Chenal ...........................................................................................................................................................................................................................Channel

Dépression construite ou creusée,le long du lit où un courant d'eau s'écoule.

Voir: "Vallée Incisée"
&
"Remplissage de Chenal"
&
"Discordance"

Sur cette photo, le principal chenal du delta digité du fleuve Mississippi, autrement dit, la dépression érosive, étroite et profonde qui met en communication le fleuve Mississippi avec une important masse d'eau (le golfe du Mexique) est clairement visible. Toutefois, en Géologie, et plus particulièrement dans l'interprétation géologique des lignes sismiques, ainsi que dans la stratigraphie séquentielle, le terme chenal est utilisé par de nombreux géoscientistes pour décrire les sédiments qui remplissent l'ancien lit d'un cours d'eau et non pas le lit lui-même, ce qui est très erroné. Dans les lignes sismiques, après la compaction, la morphologie des sédiments qui remplissent un chenal est fonction du faciès du remplissage. Si le remplissage est sableux, après compaction, la morphologie devient convexe, c'est-à-dire, le sommet et la base montrent une géométrie convexe. Inversement, si le remplissage du chenal est argileux, quand visible, c'est-à-dire quand il y a un contraste d'impédance acoustique entre les deux intervalles sédimentaires (remplissage et substratum), il moule, plus ou moins, le lit du cours d'eau soulignant, ainsi, la forme originelle du lit du courant. C'est-à-dire que la base a une géométrie concave lenticulaire et le sommet convexe. Théoriquement, comme indiqué plus haut (dépression érosive), un chenal est génétiquement associé à une érosion. Un chenal est toujours postérieur au substratum, qu'il érode et antérieur ou synchrone aux sédiments que le remplissent. Cependant, aussi sur ce point, il y a trop de confusion. Dans les cônes sous-marins de talus, par exemple, des nombreux géoscientistes appellent chenal turbiditique au remplissage de la dépression entre les digues naturelles marginales (levées) où les courants de turbidité (ou courants turbiditiques) s'écoulent. D'autre part, dans la plupart des cas, la dépression entre ces digues naturelles ne montre aucune d'érosion, mais, aussi, elle est contemporaine des digues marginales qui la forment. En d'autres termes, une fleuve nécessite de creuser un lit pour s'écouler, tandis qu'un courant de turbiditique, en général, non. Un courant turbiditique s'écoule sur une surface, plus ou moins, inclinée, respectant le principe du moindre effort. Par conséquent, les digues marginales naturelles d'un fleuve ou rivière sont toujours plus élevés que le remplissage du chenal fluvial, ce qui n'est pas toujours le cas dans les dépôts turbiditiques.

Chenal Abandonné .......................................................................................................................................................................................Oxbow

Méandre d'un cours d'eau, en forme de U, qui a été abandonné et où, habituellement, se forme un petit lac. Synonyme de Méandre Abandonné.

Voir: "Méandre"
&
"Méandre Abandonné"
&
"Vallée (cours d'eau)"

Sur cette photo, la genèse des chenaux ou méandres abandonnés est évidente. Dans un méandre, un fleuve s'écoule plus lentement dans la partie interne, ce qui permet le dépôt des sédiments plus fins qu'il transporte dans la marge convexe. Au contraire, dans la partie externe du méandre, le cours d'eau s'écoule avec une plus grande vitesse, ce qui cause l'érosion du banc extérieur. Ainsi, au fil du temps, l'arc du méandre (boucle) s’élargit, continuellement, jusqu'à que la gorge (ou nœud) du méandre disparaisse complètement. Éventuellement, l'arc du méandre s'isole du trajet du cours d'eau créant un chenal abandonné, qui, quand rempli d'eau, forme un lac très typique, c'est-à-dire, avec la forme d'un fer à cheval. En fait, une fois que l'eau cesse de s'écouler dans l'ancien lit du cours d'eau, il se forme un lac, où les sédiments fins et organiques se déposent sur place par décantation. Plus tard, tout cet ensemble peut se transformer en une zone marécageuse qui, très souvent, évolue en une prairie où les arbres s'enracinent facilement. Ce processus, par lequel ce qui était autrefois un cours d'eau devient, un jour, une forêt est parfois appelé succession. C'est cette succession d'événements géologiques (évident dans cette photo) qui a créée aux États-Unis d'Amérique du Nord, la plupart de l'onshore de la Louisiane et du Mississippi. L'abandon d'un bras de méandre est, rarement, brutal. En général, un cours d'eau retourne à son ancien lit, après un an ou deux, pour l'abandonner, à nouveau, après deux trois ans. Cette alternance de trajectoires des courants dans la plaine de méandres jusqu'à l'abandon définitif d'un bras de méandre (chenal abandonné) est corroborée sur les lignes sismiques (de préférence sur les lignes de haute résolution), quand elles recoupent une barre de méandre. En d'autres termes, les barres de méandre (intervalle sédimentaire, plus ou moins grossier, qui se dépose à l'intérieur des méandres avec une configuration interne progradante oblique) sont rarement fossilisés (latéralement) par un seul tampon argileux. La présence de cinq ou six tampons argileux n'est pas exceptionnelle. Chaque tampon argileux correspond au remplissage (argileux) pendant une période d'abandon du bras de méandre, c'est-à-dire, quand le courant avait une autre trajectoire.

Chenal Distributaire.............................................................................................................................................................Distributary channel

Chenal qui s'initie dans le point haut d'un delta et qui transporte les sédiments qui forment le delta, ou n'importe lequel des nombreux bras dans lesquels un cours d'eau se divise pour rejoindre son delta.

Voir: "Fleuve"
&
"Delta"
&
"Levée (digue naturelle)"

Cette photo illustre les chenaux distributaires du fleuve Zambeze (Mozambique). C'est le long des chenaux distributaires que l'apport sédimentaire est transporté vers la mer, afin de construire un édifice deltaïque, dont la géométrie progradante est déterminée par le dépôt des couches supérieures, frontales et inférieures (ou de base) qui forment les deltas. Il est important de ne pas oublier que la géométrie d'un édifice deltaïque (ne pas confondre avec la géométrie d'un delta, dont l'épaisseur varie entre 10 et 60 mètres) est, généralement, progradante complexe, une fois qu'à l'intérieur de l'édifice deltaïque, certains deltas ont des géométries progradantes obliques (sans les couches supérieures et, rarement, avec les couches inférieures) et d'autres ont une géométrie progradante sigmoïde (avec les trois couches). Par définition, un chenal distributaire (dépression où le courant s'écoule et non le remplissage de la dépression) est une structure sédimentaire érosive. Il est entaillé dans la barre d'embouchure déposée précédemment. Pour qu'un édifice deltaïque se déplace vers la mer (progradation), le courant doit ouvrir un chemin à travers les sédiments qu'il a déposé auparavant, afin d'acheminer les sédiments qu'il transporte vers l'aval, où il y a de l'espace disponible pour qu'ils se puissent déposer. L'érosion induite par les chenaux distributaires est clairement visible sur cette photographie. La continuité des barres d'embouchure est, brusquement, interrompue par les chenaux distributaires. Dans les édifices deltaïques fossiles, ou sur les lignes sismiques, le remplissage des chenaux distributaires souligne leur action érosive, puisque la configuration interne du substrat et du remplissage sont très différents et non concordantes. Dans la stratigraphie séquentielle, lorsque l'incision des chenaux distributaires est important, elle est utilisée pour déterminer les limites des cycles stratigraphiques, une fois que l'incision (quand significative) se forme lors d'une baisse relative du niveau de la mer, qui est la cause principale de la surface d'érosion qui crée la discordance (quelle soit ou non, plus tard, renforcée par la tectonique) entre deux cycles stratigraphique consécutifs (cycle-séquence, sous-cycle d'empiétement continental, etc.).

Chenal de Marée...................................................................................................................................................................................Tidal channel

Chenal utilisé par les courants de marée qui s'étend de l'océan jusqu'au marais ou à l'estran (partie du littoral située entre les limites extrêmes des plus hautes et des plus basses marées).

Voir: "Marée"
&
"Chenal"
&
"Houle"

Quand la Lune, Soleil et Terre sont alignés, en raison de l'action des marées, une telle disposition provoque deux convexités (ou renflements) à la surface de la Terre. Une de ces convexités est du côté du Soleil et l'autre en position antipode. D'autre part, au fur et à mesure que la Terre tourne, sur les renflements de marée, se forment deux marées hautes et deux marées basses par jour. Quand la Lune, Soleil et Terre sont parfaitement alignés (c'est-à-dire, dans les phases de nouvelle et pleine lune) a lieu la plus haute marée haute (marée de vives eaux). Lorsque la Lune est, complètement, hors de l'alignement (autrement dit, dans le premier et dernier quarts), a lieu la plus basse marée basse (marée de mortes eaux). Les dépôts induits par les variations des courants de marée correspondent, naturellement, à une paire (paquet) des corps sédimentaires. Un tel paquet de marée, se forme pendant une quinzaine de jours (entre deux marées de vives eaux successives). Cela se traduit par une diminution progressive du courant de marée (entre la marée des vives eaux et la marée de mortes eaux), suivie par une augmentation de l'intensité du courant (entre la marée des mortes eaux et la prochaine la marée de vives eaux). Une fois que cela se passe pendant deux semaines et qu'il y a deux marées hautes par jour, un paquet de marée inclut une série de couches disposées en groupes de 28 (14 jours x 2 marées par jour). Le matériel transporté le long des chenaux de marée se dépose près de l'embouchure formant l'estran. Trois types estran peuvent être différenciés : (i) Plaine supratidal ("schorre") lorsqu'elle est située au-dessus du niveau moyen des hautes eaux (faciès argileux) ; (ii) Plaine intratidal, qui se trouve sous l'eau deux fois par jour (faciès sablo-argileux) et (iii) Plaine infratidal, qui est toujours sous l'eau et a un faciès sableux. Lorsque les chenaux de marée traversent les îles barrière ou les flèches, ils transportent de l'eau de l'océan et du sable (qui peut être déposé à l'intérieur ou en dehors des chenaux) vers les lagunes. Les sédiments transportés, vers les lagunes pendant la marée haute, peuvent construire un petit delta (delta de flot) en amont de l'embouchure du chenal. Lors de la chute de la marée, un delta (delta de jusant) peut, aussi, se former en aval de l'embouchure du chenal de marée.

Chenal Rempli...................................................................................................................................................................................................Channel

Chenal qui a été rempli par des sédiments. Dans les tentatives de l'interprétation géologique des lignes sismiques, certains géoscientistes ont tendance à appeler «chenal» au remplissage sédimentaire, ce qui donne lieu à des confusions et ce qui est faux. Un chenal est une des anomalie morphologique négative (érosion), dans laquelle un cours d'eau s'écoule, tandis qu'un canal rempli ou, plus précisément, le remplissage d'un chenal, est un corps sédimentaire postérieur à la formation du chenal.

Voir: "Chenal"
&
"Vallée Incisée"
&
“Turbidite”

Ce détail d'une ligne sismique de l'offshore profond ( > 200 mètres de tranche d'eau) du Golfe du Mexique, illustre, parfaitement, les équivoques associes à une mauvaise terminologie. La majorité des géoscientistes, avec expérience dans l'interprétation géologique des lignes sismiques, en regardant ce détail, dira que les flèches indiquent des chenaux turbiditiques, ce qui est basiquement faux. Mise à part une petite érosion (probablement provoquée par le courant turbiditiques initial) du substratum, sous les digues marginales naturelles, visibles dans le coin inférieur droit, on peut dire qu'il n'y a jamais eu d'érosion. Ce que certains géoscientistes interprètent comme un chenal, par où ont passé les courants turbiditiques, est, très souvent, simplement la dépressions entre les digues marginales naturelles turbiditiques (dépôt de débordement), qui s'est formée, peu à peu, au fur et à mesure, que les digues se sont déposées. Notons que avec le temps, la position de la dépression entre les digues migre vertical et latéralement. Évidement, que plus de digues marginales naturelles se déposent, plus la dépression est marquée, ce qui force les courants turbiditiques à l'emprunter (chenalisation) pour amener les sédiments vers les parties les plus profondes du talus continental et plaine abyssal. Quand les courants turbiditiques perdent vitesse, compétence et capacité, le système de déposition est dévié ou abandonné et la dépression entre les digues naturelles est remplie (en rétrogradation) par des sédiments plus récents (bien que appartenant au même cycle-séquence) que les sédiments qui forment les digues naturelles. Ce mécanisme géologique n'a rien à voir avec la formation des digues naturelles naturelles fluviales et des remplissage des chenaux fluviaux. D'autre part, dans cette ligne sismique, il est facile de constater que les remplissages des dépressions et digues naturelles sont, pratiquement, au même niveau, ce qui n'est pas le cas des rempliasses des chenaux fluviaux.

Chlorophylle .....................................................................................................................................................................................................Clorophyll

Groupe des pigments photosynthétiques présents dans les chloroplastes des plantes (au sens général, incluant aussi les algues, cyanobactéries et divers protistes, qui étaient, auparavant, considérés comme "algues" ou "plantes" comme, par exemple les algues rouges ou brunes).

Voir: "Algue"
&
"Photosynthèse"
&
"Chaîne Alimentaire"

La couleur verte intense de la chlorophylle est due à une forte absorption (les atomes, molécules ou ions se introduisent dans une autre phase, généralement, plus massive et se fixent) des régions rouges et bleues du spectre électromagnétique. À cause de cette absorption la lumière qu'elle reflète et transmet paraît verte. La chlorophylle est capable de canaliser l'énergie de la lumière solaire en énergie chimique par la photosynthèse. Dans ce processus, l'énergie absorbée par la chlorophylle transforme le CO_2 et l'eau en hydrates de carbone et oxygène. Les molécules de chlorophylle sont appelés photosystèmes qui se trouvent intégrés dans les thylacoïdes des chloroplastes (systèmes de membranes internes). La plupart des molécules de chlorophylle absorbent la lumière et transmettent l'énergie lumineuse par un phénomène désigné «transfert d'énergie par résonance" à une paire spécifique de molécules de chlorophylle qui se trouve dans le centre réactionnel des photosystèmes. Les photosystèmes I et II ont des centres de réaction différents, nommé P680 et P700, fonction de la longueur d'onde correspondant au pic d'absorption maximum. L'énergie transférée vers les molécules de chlorophylle appartenant au centre de réaction est utilisée dans le processus de séparation de charge, qui consiste dans le transfert d'un électron de la chlorophylle vers une chaîne de transport électronique. La chlorophylle du centre réactionnel P680, oxydée dans la forme P680^+, est réduit par un électron provenant de l'oxydation de l'eau (H_2O) en dioxigène (O_2) et d'hydrogène moléculaire (H_2). Le photosystème I travail avec le photosystème II. Le centre oxydé à P700^+ peut être réduit avec les électrons provenant du photosystème II. Sous certaines conditions, la source d'électrons pour la réduction du P700^+ peut varier. Le flux d'électrons produits par les pigments de chlorophylle est utilisé pour le transport des ions H^+ à travers les membranes des thylacoïdes, provoquant un potentiel chimiosmotique utilisé, principalement, dans la production d'ATP (adénosine triphosphate).  (http://en.wikipedia.org/wiki/Chlorophyll).

Chron..................................................................................................................................................................................................................................Chron

L'unité géochronologique correspondant à une chronozone, c'est-à-dire, un ensemble de roches formées n'importe où pendant un certain intervalle de temps de n'importe quelle unité stratigraphique ou événement géologique. Les roches formées pendant les intervalles de polarité (magnétique) normale ou inverse qui durent, habituellement, entre 10 k et 10 M ans, se définissent par chrons. Ex: intervalle stratigraphique entre chron C_33n et C_29r (Campanien tardif à Maestrichien). Notons que, r signifie polarité inverse et n polarité normale.

Voir: "Magnétostratigraphie"
&
"Chronozone"
&
"Stratigraphie"

Comme illustré dans ce schéma, la chronostratigraphie est la branche de la stratigraphie qui traite les relations temporelles entre les différentes roches. Les unités chronostratigraphiques sont définies par les roches, stratifiés ou non qui se sont formées durant un certain intervalle de temps géologique. Par conséquent, dans une certaine mesure, ces unités sont conceptuels. Elles peuvent être considérées comme des sous-ensembles rocheux formés pendant un temps géologiques spécifique. Par exemple, le système Dévonien est un ensemble de roches sédimentaires, métamorphiques ou ignées qui se sont formé durant la Période (géologique) Dévonien partout dans le monde. Les limites de cet ensemble conceptuel de roches sont synchrones (même âge) et le système Dévonien est isochrone (même âge et de même durée n'importe où). Ainsi, lorsqu'il est écrit comme un nom propre, comme, par exemple, Système Dévonien, les deux parties du nom d'une unité chronostratigraphique sont en lettres majuscules. Les unités chronostratigraphiques, comme les systèmes sont la base de l'échelle temps du Phanérozoïque. Ces unités ont une hiérarchie : (i) Érathème, qui correspond à un Éon, comme Phanérozoïque ; (ii) Éonothème, qui correspond à une ère comme Paléozoïque ; (iii) Système, qui correspond à une période, comme Dévonien ; (iv) Série qui correspond à une époque, comme Dévonien Tardif ; (v) Étage qui correspond à un âge, comme Frasnien ; (vi) Sub-Étage (non représenté dans ce schéma) qui correspond à un sub-âge. Le système est l'unité chronostratigraphique fondamentale. Il est le plus fréquemment utilisé et référencé comme unité chronostratigraphique.

Chronologie utilisant les Tefras..............................................................................................................Tephrochronologycarbonate

Collection, préparation, description pétrographique et datation de la téphra (terme général utilisé pour exprimer les pyroclastiques d'un volcan).

Ver: "Tefra"
&
"Volcanisme"
&
"Stratigraphie"

Dans cette figure, est illustrée une marge continentale divergente du type-Atlantique, à savoir, une marge divergente, qui s'est formée à l'extérieur d'une mégasuture en association avec la formation de croûte océanique nouvelle. Les bassins de type-rift, qui se sont formés avant la rupture de la lithosphère (croûte continentale), quand celle-ci a souffert un important allongement et l'amincissement (cause ou effet), sont visibles dans l'extrémité droite de cette coupe géologique. Quand la lithosphère ne peut plus être allongée par des failles normales (épaisseur de la lithosphère environ 10-15 km), elle se casse là où le matériel volcanique injectée (lithosphère plus mince) devient plus abondant que la roche hôte (croûte continentale). Par la suite, le long de la ligne de rupture, le matériel extrudé de l'asthénosphère, en arrivant en surface, s'écoule latéralement, une fois que le milieu sédimentaire est subaérien ou aérien (coulées de lave et deltas de lave). Cependant, au fur et à mesure, que les coulées de lave se superposent les unes sur les autres, la charge augmente et, peu à peu, les centres d'expansion subaérien sont immergés et deviennent des centres d'expansion sous-marins. Par la suite, le matériel volcanique atteignant le fond de la mer solidifie rapidement, car il ne peut pas s'écouler dans l'eau, formant, ainsi, la croûte océanique. En général, comme illustré dans cette coupe, la chronologie des tefras associées à la formation d'une marge de divergence de type-Atlantique est, plus ou moins, comme suit : (i) Coulées de lave sub-aérienne, immédiatement après la rupture du lithosphère, quand les centres d'expansion sont encore continentaux ou sub-aériens ; (ii) Deltas de lave, quand la profondeur d'eau des centres d'expansion varie entre 0 et 50 mètres ; (iii) Volcanisme explosif, lorsque la profondeur de l'eau est d'environ 200 mètres et (iv) Laves en coussin, autrement dit, la vrai croûte océanique, quand la profondeur d'eau des centres d'expansion est plus de 200 mètres. La succession: croûte sialique, coulées de lave, deltas de lave, volcanisme explosif et laves en coussin est visible dans les lignes sismiques du Golfe du Mexique (a partir desquelles cette coupe géologique a été faite) et de la Mer du Nord.

Chronostratigraphie.......................................................................................................................Chronostratigraphy, Time rock stratigraphy

Stratigraphie qui subdivise une section sédimentaire en différentes unités composée de tous les sédiments déposés au cours d'un intervalle de temps géologique donné. La chronostratigraphie implique que : (i) Les plans de stratification représentent différentes périodes de temps ; (ii) Les plans de stratification représentent, au moins, une petite unité de temps qui s'applique à toute extension de la surface de stratification et (iii) Le concept de plan de stratification soit dépendant de l' échelle et du temps géologique considéré.

Voir: "Temps Géologique"
&
"Magnétostratigraphie"
&
"Stratigraphie"

Dans cette chronostratigraphie du Méso-Cénozoïque qui a été proposé par Haq et al (1987), les séries du Pliocène au Trias sont corrélés en temps absolu (Ma), chronozones et polarité. Le chronostratigraphie est basée, principalement, en intervalles de temps paléontologiques définis par un ensemble de fossiles et sur la loi de la superposition. Les principales unités chronostratigraphiques sont les suivantes : (i) Éonothème (par exemple, Phanérozoïque) ; (ii) Érathème (par exemple, Mésozoïque) ; (iii) Système (par exemple, Crétacé) ; (iv) Série (par exemple, Crétacé Supérieur) ; (v) Étage (par exemple Maestrichien). Il est important de ne pas confondre les unités chronostratigraphiques avec les unités géochronologiques. Les premières sont un matériel géologique et les secondes, c'est-à-dire, les unités géochronologiques sont des unités de temps. Ainsi, ont doit dire que un certain fossile est caractéristique du système crétacé (unité chronostratigraphique) ou que ce fossile a vécu durant la période Crétacé (unité géochronologique) et non que ce fossile est caractéristique de la période Crétacé ou que ce fossile a vécu dans le système Crétacé. La chronostratigraphie est une branche très importante de la stratigraphie, une fois qu'une bonne corrélation entre l'âge des différentes roches est une condition sine qua non pour proposer des coupes géologiques et des reconstitutions paléogéographiques cohérents, c'est-à-dire, difficiles à réfuter et non nécessairement vraies, puisque que dans la Science la vérité n'existe pas. Cela signifie qu'en Géologie une hypothèse peut être réfutée ou corroborée, mais jamais vérifiée. Actuellement, la chronostratigraphie est, beaucoup, basée sur la géologie isotopique et géochronologie pour dater les unités rocheuses qui sont caractérisées par un ensemble de fossiles index (caractéristiques).

Chronostratigraphie (exemple)............................................................................................................................................Chronostratigraphy

Stratigraphie qui subdivise une section sédimentaire en différentes unités composée de tous les sédiments déposés au cours d'un intervalle de temps géologique donné. La chronostratigraphie implique que : (i) Les plans de stratification représentent différentes périodes de temps ; (ii) Les plans de stratification représentent, au moins, une petite unité de temps qui s'applique à toute extension de la surface de stratification et (iii) Le concept de plan de stratification soit dépendant de l'échelle et du temps géologique considéré.

Voir: "Temps Géologique"
&
"Magnétostratigraphie"
&
"Stratigraphie"

Dans cette tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique de l'offshore de l'Indonésie (Mahakam, Bornéo), il est facile de voir une superposition de plusieurs intervalles sédimentaires qui sont interprétés comme des cycles stratigraphiques dits cycles-séquence. Ces cycles sont limitées par des discordances (surfaces d'érosion induites par descentes relatives du niveau de la mer significatives) et se déposent en association avec des cycles eustatiques de 3e ordre, c'est-à-dire, des cycles eustatiques de durée entre 0.5 et 3.5 Ma (entre 0.5 et 3 My pour P. Vail). Cela signifie que la différence d'âge entre la discordance supérieure et inférieure qui limitent un cycle-séquence ne peut pas être supérieur à 3 - 5 My. Si la différence est supérieure à 3 - 5 My, le cycle stratigraphique n'est pas un cycle-séquence, mais un sub-cycle d'empiétement continental. Dans cette tentative, entre les discordances SB. 8.2 Ma, SB. 6.2 Ma et SB. 5.5 Ma (SB. signifie limite de cycle, «Sequence Boundary" en anglais), il est possible de reconnaître, au moins localement, des chutes relatives du niveau de la mer, et donc, de considérer des cycles-séquence qui n'existent pas dans le diagramme des biseaux d'aggradation proposée par Exxon (P. Vail). Comme on peut le constater, cette tentative d'interprétation géologique est chronostratigraphique. Les unités chronostratigraphiques sont considérées comme des intervalles sismiques équivalentes à un ensemble de roches qui se sont déposées pendant un intervalle de temps géologique spécifique, ce qui implique que ces intervalles soient limités par des horizon du même âge. À l'échelle du temps géologique (pendant le Phanérozoïque, par exemple, qui a eu duré environ 600 Ma), une discordance et un cycle-séquence sont des événements géologiques instantanés (durée 1 / 100 du temps total).

Chronozone .....................................................................................................................................................................................................Chronozone

Unité chronostratigraphique sans hiérarchie définie, c'est-à-dire, un ensemble de roches sédimentaires ou non qui se sont formées, n'importe où, durant un certain intervalle de temps d'une unité stratigraphique quelconque ou événement géologique. L'unité géochronologique correspondant est le chron. Une chronozone est, généralement, basée sur une biozone (unité stratigraphique). Elle peut être utilisée comme : (i) Une valeur chronologique relative (antérieure ou postérieure par rapport à l'autre chronozone) ou (ii) Une valeur chronologique absolue, ce qui veut dire que leurs limites sont définies par datations numériques.

Voir: "Temps Géologique"
&
"Faciès"
&
"Chronostratigraphie (exemple)"

L'intervalle de temps d'une chronozone est l'intervalle de temps de l'unité stratigraphique choisie, quelle soit lithostratigraphique, biostratigraphique ou magnétostratigraphique (polarité). L'unité stratigraphique, dans laquelle une chronozone se base, s'étend, géographiquement, jusqu'à ce que ses propres caractéristiques disparaissent. La chronozone correspondante comprend toutes les roches formées (peu importe où) pendant la période de temps représenté pour désigner l'unité stratigraphique. Ainsi, un chronozone basée sur l'intervalle de temps d'une biozone inclut toutes les couches équivalentes à l'âge de l'intervalle de temps maximum de la biozone, malgré la présence ou l'absence de fossiles typiques de la biozone. Les chronozones peuvent avoir des intervalles de temps très différents. Les limites d'une chronozone et d'un intervalle de temps peuvent être déterminées de différentes façons selon la nature de l'unité stratigraphique dans laquelle la chronozone est fondée. Si l'unité a un certain stratotype, les limites et l'intervalle de la chronozone peuvent correspondre à ceux de l'unité stratigraphique de son stratotype ou à l'intervalle de temps total de l'unité, qui peut être plus long que celui du stratotype. Dans ce second cas, les limites et l'intervalle de temps de la chronozone varient avec la connaissance des limites et intervalle de temps d'unité stratigraphique. Si l'unité sur laquelle se base une chronozone ne peut pas être désignée comme un stratotype, mais comme une unité biostratigraphique, les limites et l'intervalle de temps ne peuvent pas être définis, une fois que l'intervalle de temps de l'unité de référence change, au fur et à mesure, que les informations géologiques augmentent.

Chute Relative (niveau de la mer) ........................................................................................................................................Relative fall of sea level

Descente apparente du niveau de la mer par rapport à la surface de déposition sous-jacent. Une chute relative du niveau de la mer peut être créée lorsque le niveau de la mer descend et la surface de déposition se soulève, reste stationnaire ou s'enfonce lentement. De même, une chute relative peut être créée lorsque le niveau de la mer est stationnaire et la surface de dépôt se soulève, ou quand le niveau de la mer monte et la surface de dépôt se soulève, mais plus rapidement. Une baisse relative du niveau de la mer se reconnaît par le déplacement vers la mer et vers le bas des biseaux d'aggradation côtiers.

Voir: "Montée Relative (niveau de la mer)"
&
"Variation Relative (niveau de la mer)"
&
"Aggradation"

Dans cette tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique de l'onshore Timan-Petchora (Russie), la discordance majeure (en pointillé) est une surface d’érosion, qui a été causée par une chute relative du niveau de la mer significative. Elle limite les sédiments tronquées (sédiments sous-jacents) et les sédiments, qui reposent contre elle (sédiments sus-jacents) par des biseaux d'aggradation. Les sédiments sous-jacents à la discordance ont été, partiellement, érodés comme le suggèrent les biseaux sommitaux ou supérieurs (troncature) et, aussi, la variation de l'épaisseur de l'intervalle sédimentaire immédiatement au-dessus de la discordance. Les sédiments sus-jacents fossilisent la discordance par des biseaux d'aggradation (biseaux d'aggradation côtiers) qui sont, particulièrement, bien marqués. Tous les discordances, même celles, qui, localement, ont été renforcées par la tectonique, sont des surfaces d'érosion, plus ou moins, bien visibles, induites par des chutes relatives du niveau de la mer, qui placent le niveau de la mer plus bas que le rebord du bassin ou de la plaine côtière, quand le bassin n'a pas de plate-forme continentale. Quand un bassin sédimentaire n'a pas de plate-forme, pratiquement, le rebord du bassin coïncide avec la limite externe de la plaine côtière ou, en d'autres termes, avec la ligne de côte. Même lorsque la subsidence est important, c'est l'eustasie que détermine les descentes relatives du niveau de la mer, ainsi que la cyclicité les variations eustatiques sont beaucoup plus rapides et fréquentes, que les changements tectoniques (probablement pas, dans les bassins d'avant-pays). L'âge d'une discordance est donné par l'âge de la chute relative du niveau de la mer, autrement dit par l'âge des cônes sous-marin cônes de bassin associés (l'âge du plus petit hiatus de non-dépôt).

Cicatrice Salifère ..........................................................................................................................................................................................Salt weld

Surface ou zone de jonction de strates initialement séparées par du sel autochtone ou allochtone. Une cicatrice salifère est une structure salifère négative qui résulte d'une rémotion complète ou presque de l'horizon salifère. Une cicatrice salifère est, souvent, soulignée par des résidus salifères ou du sel, dont l'épaisseur est, presque toujours, inférieure à la résolution sismique. Une des caractéristiques les plus significatives de ces cicatrices est l'inversion structurale sus-jacente. Synonyme de Suture Salifère.

Voir: "Allochtone"
&
"Halocinèse"
&
"Subsidence Compensatoire"

Le terme cicatrice salifère a été utilisé par la première fois par les géoscientistes belges de Petrangol (Petrofina en Angola), dans les années 60, lorsqu'ils exploraient l'onshore du bassin de Kwanza (Angola). Ils ont avancé l'hypothèse que les variations latérales de l'épaisseur des intervalles sédimentaires étaient induites par l'écoulement latéral de sel, d'un horizon salifère déposé près de la base de la marge continentale. D'autre part, dans les données sismiques, ils ont remarqué que certaines failles normales, plus ou moins, remplies avec du sel, étaient le résultat de l'effondrement et évacuation latérale du sel. C'est ce type de failles qui ils ont appelé cicatrices salifères. Cependant, ces structures ont été mieux comprises par les géoscientistes de Total, qui ont repris, dans le bassin du Kwanza, les permis d'exploration que Petrangol avait abandonné après avoir fait un grand nombre de découvertes non-économiques et deux ou trois découvertes économiques, entre lesquelles le champ Quenguela Nord (environ 40 Mb de réserves récupérables). Dans cette tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique du bassin de Nordkapp (offshore nord de la Norvège), il est facile de reconnaître un cicatrice salifère (ou suture salifère). Le sel (en violet) est visible de chaque côté de la cicatrice (soulignée, par convention, par de petits cercles au-dessus et en dessous de la disharmonie tectonique qu'elle produit). Le centre de dépôt situé immédiatement au-dessus de la cicatrice peut être expliqué par une subsidence compensatoire, c'est-à-dire, par un subsidence induite par l'écoulement latéral de sel qui produit un affaissement local et plus d'espace disponible pour la sédimentation. Dans ce cas particulier, le déplacement latéral du sel a commencé depuis la fin du dépôt de l'horizon évaporitique, une fois que depuis le premier intervalle postérieur au sel montre, déjà, une augmentation d'épaisseur en direction de la cicatrice.

Cimentation ...................................................................................................................................................................................................Cementation

Processus diagénétique par lequel les sédiments clastiques sont consolidés en roches compactes et dures (lithification). La cimentation se produit, généralement, par le dépôt ou la précipitation de minéraux entre les grains détritiques, pouvant survenir simultanément ou après la sédimentation. Le processus de cimentation peut, également, se produire par croissance secondaire, autrement dit, par le dépôt autour des grains détritiques de matériel avec la même composition et en continuité optique et cristallographique.

Voir: "Diagénèse"
&
"Compaction"
&
"Porosité"

Les roches sédimentaires sont formées à partir de petits morceaux de roches (sédiments). Le vent et les courants d'eau transportent les sédiments et les déposent en couches, plus ou moins, sub-horizontales, normalement, sur le fond de la mer ou d'un lac. Les sédiments sont transformés en roches par deux processus géologiques : (i) Compaction et (ii) Cimentation. Lorsque les sédiments sont enterrés, en raison de la superposition des couches sédimentaires, ils sont soumis à des pressions et températures élevées, qui commencent à agglutiner les grains les uns contre les autres. Au fur et à mesure que la profondeur d'enfouissement augmente, les grains sédimentaires sont collés les uns contre les autres par la formation de nouveaux minéraux, tels que le ciment que lie les grains de sable dans le mortier d'un maçon. En effet, durant le processus de compaction, certains minéraux des roches sont dissous et peuvent se précipiter dans l'espace entre les grains, réduisant, ainsi, la porosité. Les minéraux qui plus, fréquemment, cimentent les grains d'une roche sédimentaire sont la calcite (CaCO_3), silice (SiO_2), oxydes de fer et les minéraux argileux. Les processus géologiques d'érosion, dépôt, compaction et cimentation peuvent prendre des millions d'années pour transformer les fragments des roches (sédiments) dans des roches sédimentaires dures et cohérentes. Bien sûr, que plus grande sera la cimentation d'une roche sédimentaire plus petite sera sa porosité (espace libre et interconnecté entre les grains de sédiments) et sa perméabilité (possibilité que des fluides s'écoulent à travers d'elle) qui sont des caractéristiques importantes des roches-réservoir. Pour tous les saturants (eau ou hydrocarbures), les principales roches-réservoir sont les grès et carbonates (surtout les constructions organiques).

Cirque Glaciaire...................................................................................................................................................................................Glacial Cirque

Glacier de forme semi-circulaire en amont d'une vallée ou cavité semi-circulaire avec des parois abruptes produites dans les roches par l'action de la glace d'un glacier.

Voir: "Champ de Neige (névé)"
&
"Glacier"
&
"Glacio-Eustasie"

Un glacier est une épaisseur importante de glace qui s'est formée en terre, pendant des centaines ou des milliers d'années, par l'accumulation, compaction et recristallisation de la neige. Il existe plusieurs types de glaciers. Dans les Alpes et Alaska, trois types peuvent être distingués : (i) Cirques glaciaires déposés dans des bassins semi-circulaires aux bords des montagnes et, généralement, en amont des vallées ; (ii) Vallées glaciaires dont la glace s'écoule le long des vallées pré-existantes et (iii) Calottes glaciaires, qui se forment dans le sommet des montagnes. Un cirque glaciaire, généralement, se forme en amont (tête) d'une vallée glaciaire. Ainsi, comme dans les parties supérieures des falaises, le vent est trop fort, il déplace la neige vers les parties plus profondes où elle s'accumule et le bassin de dépôt est un cirque glaciaire. Plusieurs cirques peuvent être formés en même temps, autour de la même montagne. Il peut arriver, que deux glaciers situés dans les flancs opposés d'une montagne, érodent les parties sommitales des pentes et forment un crête rocheuse tranchante (arête ou crête glaciaire). Plusieurs cirques et arêtes sont visibles sur cette photographie (Montagnes Fairweather, SE de l'Alaska). Les glaciers façonnent le paysage par deux processus géologiques bien connus : (a) Abrasion et (b) Arrachement. L'abrasion se produit lorsque les fragments des roches transportées par le glacier grattent les roches du substratum, au fur et à mesure, que le glacier avance. L'arrachement se produit à la base et dans le front du glacier quand il soulève et arrache les roches du substratum et les intègre dans l'écoulement. La neige s'accumule dans le cirque glaciaire, mais dès qu'elle est très abondant et ne fondent pas durant l'été, elle devient, après plusieurs années, de la glace, qui s'écoule vers l'aval (vallée glaciaire) sous l'action de son poids. Ce scénario peut s'accentuer dans les prochaines années (contrairement aux revendications des partisans du réchauffement climatique anthropique), puisque nous entrons (2009-2010) dans le cycle solaire 24 qui est un cycle de faible activité et que empêchera très peu de rayons cosmiques a atteindre l'atmosphère terrestre, ce que produira un climat froid pendant 11-13 ans.

Clade....................................................................................................................................................................................................................................Clade

Groupe composé d'un seul ancêtre et tous ses descendants. L'ancêtre peut être un organisme, une population ou une espèce. L'ancêtre commun d'un groupe de taille significative dont plusieurs de ses descendants ont disparu (extinction) depuis long temps.

Voir: "Animal (règne)"
&
"Paléontologie"
&
"Fossile"

Le concept de clade n'existait pas dans la taxonomie de Linné, avant Darwin, laquelle était, principalement, basée sur les similitudes morphologiques entre les organismes, bien que beaucoup des groupes, bien connus, des animaux du système original de Linné (comme certains groupes de vertébrés) représentaient des clades. Avec la publication de la théorie de l'évolution de Darwin (1985), la taxonomie a acquis une base théorique et l'idée que les unités systématiques représentent des branches de l'arbre évolutive de la vie. Ainsi, depuis un siècle et demi, les taxonomistes (scientifiques qui pratiquent la science de la classification) travaillent de manière que le système de classification reflète l'évolution. Cependant, comme l'Arbre des différentes branches de la Vie est très inégale, la hiérarchie du système de Linné, n'est pas toujours bien adaptée pour représenter les clades. En ce qui concerne la terminologie, la taxonomie cladistique et la taxonomie de Linné ne sont pas toujours compatibles. Ainsi, les taux du niveau supérieur dans la taxonomie de Linné, souvent, représentent des grades évolutifs, plutôt que des clades (où un ou deux sous-branches ont été exclus). Dans la nomenclature phylogénétique, les clades peuvent être introduits à n'importe quel niveau et ne pas être intégrés dans une position hiérarchie global. En revanche, les unités de Linné de «ordre», «classe», etc., doivent être utilisées lorsqu'elles correspondent à une nouvelle espèce. Comme il y a seulement sept niveaux dans le système de Linné (l'espèce est le plus bas), il y a une quantité finie de sub- et super- unités. Comme les arbres taxonomiques (ou cladogrammes) sont, de plus en plus, détaillées, certains scientifiques ont choisi d'utiliser toutes les divisions en ensemble, utilisant les noms des clades, sans les divisions de Linné. La préférence d'un système sur un autre est juste une question d'application. Les systèmes cladistiques donnent des détails, mais exigent une connaissance profonde. Le système de Linné donne un paysage bien ordonné, mais au détriment des détails de l'arbre phylogénétique.

Clathrate de Gaz ..........................................................................................................................................................Gas clathrates, Gas hydrates

Solide cristallin résultant de la congélation d'un mélange de gaz et d'eau (sous le pergélisol ou le fond de la mer). La molécule dominante du gaz naturel, autrement dit, le méthane est l'une de la douzaine de molécules qui forment les clathrates. Parmi elles on peut citer : l'azote, oxygène, chlore, dioxyde de carbone, le chloroforme, etc. L'hydrate de méthane contient 4 molécules de méthane et 23 molécules d'eau. Il n'est pas stable à température et pressions ambiantes. Une chute relative du niveau de la mer significative ou une augmentation de la température globale, peuvent libérer les hydrates qui se trouvent à quelques centaines de mètres sous les fonds marins et causer des catastrophes, car le méthane est un gaz à fort effet de serre et hautement inflammable. Synonyme de Hydrate de Gaz.

Voir: "Méthane"
&
"Gaz"
&
"Gaz Biogénique"

Le clathrate de gaz est, essentiellement, du gaz naturel stocké dans des cristaux de glace, soit dans les zones de pergélisol, soit sur le plancher océanique (enfouissement inférieur à 500 mètres). Dans cette tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique de l'offshore Ouest de la Colombie, un réflecteur diachronique est, facilement, visible à environ 0.5 secondes de profondeur (temps double). Ce réflecteur (RSFM, autrement dit, Réflecteur Simulant le Fond de la Mer) est induit par les bulles de gaz à la base de la zone de stabilité des clathrates de gaz, laquelle ne peut pas être considérée comme une zone étanche, car la porosité est remplie à plus de 95% par l'eau. La Zone de Stabilité des Clathrates de Gaz (ZECG) est dans les premières centaines de mètres des sédiments du fond de la mer. Dans cette zone, tout le méthane produit par la décomposition de la matière organique y compris les exsudations venant des sédiments sous-jacents, est converti en hydrates solides et stocké in situ. L'origine du méthane est mal comprise. Même son origine biogénique est mise en doute. Actuellement, il n'existe pas de production de gaz à partir des clathrates, bien que certains géoscientistes pensent que dans le champ de Messoyakha (nord de la Sibérie Centrale), où les clathrates servent de couverture verticale à une accumulation de gaz, ils ont, probablement, contribué à la production. D'autres géoscientistes pensent, que dans le futur, le clathrate gaz peut, en partie, résoudre le problème énergétique. Mais la large majorité des géoscientistes ne croit pas, parce que dès qu'un RSFM est traversé par un puits d'exploration, le gaz disparaît.

Claste Glaciomarin................................................................................................................................................................................Dropstone

Grand fragment de roche déposé au milieu des sédiments du fond de la mer ou du fond d'un lac proglaciaire et qui a été transporté par un iceberg du quel il est tombé.

Voir: "Iceberg"
&
"Bloc Erratique"
&
"Compaction Différentielle"

Cette photographie montre un claste glaciomarin de quartzite au milieu de dépôts fluvio-glaciaires. Sur la surface du claste, on remarque l'effet de l'abrasion induite par le mouvement du glacier (érosion que les fragments transportés par un glacier souffrent et produisent quand ils grattent les roches du substratum). De même, il est intéressant de noter les effets de la compaction différentielle entre le claste et les sédiments fluvio-glaciaires au milieu desquels il se trouve (les sédiments sont beaucoup plus compactés au-dessus et en-dessous du claste). En fait, le taux de compaction des sédiments est facile à calculer, car le claste n'étant pas, pratiquement compactable, donne, approximativement, l'épaisseur original des sédiments (avant compaction). Les clastes glaciomarins font partie d'une grande famille de blocs de roche que les géoscientistes appellent blocs erratiques, une fois qu'ils sont déposés dans des environnements sédimentaires où, normalement, ils ne devraient pas se trouver. En général, les blocs erratiques ou "blocs tombés" peuvent être transportés par quatre moyens de transport différents : (i) Glaciers, quand ceux-ci fusionnent, ils déposent les fragments qu'ils transportent ; la même chose arrive avec les icebergs : un fois qu'ils entrent dans la mer, ils commencent, peu à peu, à fondre laissant tomber au fond de la mer tous les fragments rocheux qu'ils transportent ; (ii) Volcans, lors des explosions, non seulement les bombes volcaniques, mais aussi d'autres roches peuvent voler des kilomètres et donc intégrer dans des milieux sédimentaires complètement différents ; (iii) Courants turbiditiques, qui peuvent, également, transporter pour les parties les plus profondes des bassin sédimentaires, d'énormes blocs arrachés soit au rebord du bassin soit aux parois des canyons ou des dépressions par où, souvent, ils passant ; (iv) Radeaux biologiques, comme, par exemple, ceux constitués de restes de plantes que, en général, sont formés pendant les périodes d'inondation, en particulier des forêts et qui peuvent transporter des fragments de roche, avec des dimensions importantes, pendant des centaines, voire même des milliers de kilomètres, pour ensuite les laisser tomber au fond de la mer.

Climat .............................................................................................................................................................................................................................Climate

Paramètre important de la stratigraphie séquentielle, parce qu'il contrôle, en partie, les variations relatives du niveau de la mer. En fait, les variations du niveau de la mer peuvent être induites par les glaciations qui ont un effet très important sur l'eustasie et, par conséquent, sur les déplacements de la ligne de côte et de la rupture côtière de l'inclinaison de la surface de déposition.

Voir: "Théorie Astronomique des Paléoclimats"
&
"Cycle de Milankovitch"
&
"Glaciation"

Au début du Carbonifère, la température moyenne globale était de 20° C, bien que dans le Carbonifère Tardif, elle n'était que de 12° C, soit une température comparable à la moyenne de la température mondiale d'aujourd'hui. D'autre part, au début du Carbonifère, la concentration de CO_2 dans l'atmosphère était, plus ou moins, de 1500 ppm, mais, dans le Carbonifère Moyen, elle est tombée à 320 ppm, ce qui est à peu près la concentration actuelle. En fait, à l'heure actuelle, l'atmosphère contient environ 380 ppm de CO_2 (0,038%). Cependant, dans le derniers 600 Ma (millions d'années) uniquement dans le Carbonifère et Quaternaire la concentration de CO_2 dans l'atmosphère a été était inférieure à 400 ppm. Géologiquement, il y a eu toujours une forte concentration de CO_2 dans l'atmosphère qu'à l'heure actuelle. Au cours du Jurassique, la concentration était de 1800 ppm, soit quatre fois plus élevé qu'aujourd'hui. Les plus fortes concentrations ont été au Cambrien (7000 ppm). Probablement, tout cela signifie que la concentration de CO_2 dans l'atmosphère a peu d'influence sur la température et climat, ce qui est soutenu par le fait que dans l'Ordovicien Supérieur, au cours du quel les glaciations ont été très abondantes, la concentration de CO_2 dans l'atmosphère était 12 fois la concentration actuelle. D'autres facteurs semblent avoir une influence plus grande sur la température et climat, comme les cycles solaires. Les glaciations surviennent, périodiquement, dans la surface de la Terre et semblent avoir une double périodicité. La première est associée à la cyclicité des périodes géologiques. En effet, lorsque les régimes tectoniques en compression sont prépondérants, ils plissent et soulèvent les sédiments formant des montagnes, où les températures sont plus basses. La seconde est associée aux variations cycliques de la température, pour lesquelles plusieurs hypothèses ont été avancées tenant compte du fait qu'à la surface de la Terre, le bilan thermique est contrôlé par la quantité de rayonnement reçue du soleil.

Climatologie (moderne).................................................................................................................................................................Carbonate facies belt

Climatologie basée sur un grand nombre d'observations faites sur une courte période (dizaines - centaines d'années). Les observations correspondent, en général, à des mesures directes des propriétés et caractéristiques de l'atmosphère terrestre, océans, glaciers et calottes glaciaires. Dû au court intervalle du temps, la climatologie ne donne aucune indication sur les changements climatiques. Au contraire, la paléoclimatologie (large intervalle de temps - des millions d'années) donne des indications précieuses sur les changements climatiques, bien que les données d'observation soient très limitées.

Voir: "Climat"
&
"Glaciation"
&
"Paléogéographie"

Depuis la formation de la Terre (4.5 Ga), les changements climatiques sont une réalité. Historiquement, les périodes chaudes et froides sont bien connues. Depuis 2500 ans avant Jésus-Christ jusqu'à présent, il y a eu six périodes chaudes qui correspondent, grosso modo, aux périodes suivantes : (i) Pré-dynastie de l'Égypte ancienne ; (ii) Périodes intermédiaires de l'Égypte ancienne ; (iii) Empire Romain ; (iv) Âge Moyenne ; (v) XIXème et XXème siècles ; (vi) XXIème siècle. Les périodes froides correspondent, plus ou moins, aux moments suivants : (a) Temps des Nomades ; (b) Empire Grec ; (c) Âge des Ténèbres du Moyen Age ; (d) Petit Âge Glaciaire ; (e) Fin du XXème siècle (cette courte période de temps froid, pendant laquelle la température moyenne a diminué d'environ 1° C, a été induite par l'éruption volcanique du Pinatubo). Ces changements climatiques historiques réfutent, complètement, la conjecture admise à priori par les "alarmistes" sur le réchauffement climatique. En fait, quand ils affirment que la stabilité du climat avant la révolution industrielle, a été brisée par l'influence humaine, ils savent parfaitement bien qu'ils mentent. Comme l'histoire du climat falsifie le dogme des «alarmistes», ils ne le prennent pas en compte. Comme indiqué par R. Giegengack (géologue à l'Université de Pennsylvanie) : «Les gens viennent me dire: Arrêtez de parler comme cela, vous faite mal à la cause» (cité par C. Horner, 2007). Notons que les périodes froides correspondent à des périodes de forte activité volcanique, famine et maladie, et que les périodes chaudes à des temps florissantes avec une activité volcanique faible. Malgré le fait qu'une corrélation ne signifie pas nécessairement causalité, tels concordances ne cadrent pas avec les catastrophes et famines annoncées par les "alarmistes".

Clinoforme...........................................................................................................................................................................................................Clinoform

Surface de dépôt inclinée vers la mer (progradation). Certains géoscientistes utilisent ce terme pour désigner, uniquement, les surfaces associées aux strates qui progradent vers l'eau profonde, autrement dit, ceux associés à des sédiments régressive et non aux transgressifs (rétrogradants).

Voir: "Biseau de Progradation"
&
"Régression"
&
"Rupture (surface de déposition côtière)"

Dans cette photo (P. Bot, 1990), dont les dimensions sont, plus ou moins, 400 par 150 mètres, les clinoformes (ou surfaces clinoformes, comme disent certains géoscientistes) sont, facilement, reconnaissables. De même, il est facile de voir que ces surfaces relient les environnements sédimentaires des eaux peu profonde avec des environnements d'eau profonde, c'est-à-dire, qu'elles soulignent un talus continental et non un talus deltaïque. Le talus d'un delta (ne pas confondre un delta avec un édifice deltaïque) est relativement petit, puisque l'épaisseur d'un delta varie, plus ou moins, entre 10-50 mètres. Certains géoscientistes utilisent le terme clinoforme pour désigner, aussi, les surfaces de déposition inclinées vers la mer (progradations) associées aux sédiments transgressifs, une fois qu'une transgression est, tout simplement, une superposition de régressions chaque fois plus petites. En fait, nous ne devons pas oublier que les sédiments clastiques viennent toujours du continent et que pour avoir dépôt, en amont du rebord du bassin, il est nécessaire créer de l'espace pour les sédiments, soit pendant une transgression ou soit pendant une régression. Cela signifie qu'il faut avoir toujours une montée relative du niveau de la mer. En d'autres termes, sur le terrain ou sur les lignes sismiques (de bonne résolution), à l'intérieur d'un cortège transgressif d'un cycle-séquence, il y a toujours des progradations. Toutefois, ces progradations ne soulignent pas un talus continental mais un talus, en général, deltaïque, en amont du rebord continental. Une interprétation géologique dépend toujours de l'échelle. Cependant, pour des raisons absurdes de confidentialité, les géoscientistes d'Exxon ont été obligés à supprimer les échelles des figures dans les premières publications sur la stratigraphie séquentielle (1977). Fonction de l'échelle, une progradation peut être interprétée comme : (i) Une simple lamination ; (ii) Un plan de stratification ; (ii) Un dépôt de débordement ; (iv) Un talus deltaïque ; (v) Une pente continentale, etc..

Clivage............................................................................................................................................................................................................................Clivage

Propriété d'un minéral de se partir le long d'un plan appelé plan de clivage qui marque la direction des liaisons les faibles entre les atomes.

Voir: "Calcite"
&
"Sédimentation"
&
"Ardoise (shale)"

Le clivage est la propriété que certains minéraux ont de se fracturer suivant des surfaces orientées selon des directions privilégiées dès qu'ils sont soumis à une contrainte mécanique. L'existence et orientation des plans de clivage dépendent de la symétrie (orientation géométrique dans une figure quelconque qui ne la modifie pas) et de la structure cristalline (plans des liaisons les plus faibles du réseau cristallin) et que, par cela, sont caractéristiques des espèces minérales. La structure cristalline ou structure d'un cristal est, parfaitement, décrit par : (a) Paramètres du réseau de Bravais (distribution régulière, dans l'espace, des points appelés nœuds, qui représente la périodicité de la distribution atomique d'un cristal) ; (b) Groupe d'espace cristallographique ou de Fedorov (ensemble des symétries d'un réseau cristallin) et (c) Position des atomes dans la maille (partie finie de l'espace par translation de laquelle le dessin cristal peut être obtenu à nouveau). Les atomes se répètent, dans l'espace, sous l'action des opérations de symétrie et ainsi forment la structure cristalline. Lorsque les surfaces de fracture sont irrégulières, on parle de fractures. Les clivages et fractures sont des critères importants pour la détermination des minéraux. Il y a des plans de séparation qui ne sont pas des clivages, comme, les plans des macles. Ces plans ne sont pas, directement, liés à la structure des cristaux et s'expliquent par des variations de la géométrie du réseau cristallin causées par un accident. Selon la structure, les minéraux peuvent avoir une ou plusieurs directions de clivage ou aucune. Le nombre de directions de clivage et les angles, selon lesquels elles se forment, permettent de différencier divers types de clivage : (i) Sans Clivage, quand le minéral a uniquement des surfaces irrégulières dès qu'il est cassé (les minéraux de la famille des quartz ont, rarement, des plans de clivage et montrent des fractures conchoïdales, c'est-à-dire, des arcs de cercle autour du point de rupture et des échardes lisses); (ii) Une direction non plane avec des surfaces ondulées ; (ii) Une direction de clivage prédominante (clivage basal), comme dans les phyllosilicates (micas) ; (iii) Deux directions de clivage dominantes (clivage prismatique), comme dans les pyroxène et amphiboles ; (iv) Trois ou plusieurs directions (clivage cubique), comme dans l'halite.

Plaques de carbonate de calcium formées par des algues simples comme "l'Emiliana huxlei" (coccolithophores) qui se disposent autour d'elles en coccosphères. Les coccolithes sont formées à l'intérieur des cellules en vésicules provenant du corps ou appareil de Golgi (organite qui se trouve dans la plupart des cellules eucaryotes). Lorsque un coccolithe est complet, les vésicules fusionnent avec la paroi cellulaire et le coccolithe est intégré dans la coccosphère.

Voir: "Algue"
&
"Calcarénite"
&
"Fossile"

Thomas Huxley a été le premier scientifique à observer les coccolithes dans les sédiments marins modernes et c'est lui qui les a appelés ainsi. Les coccolithes se forment au sein des cellules dans des vésicules dérivées de l'appareil (ou corps) de Golgi qui fait partie du système d'endomembranes cellulaires (compartimentent internement les cellules eucaryotes) et dont la principale fonction est de traiter et emballer les macromolécules comme les protéines et lipides, après leur synthèse. Lorsque la construction d'un coccolithe termine, les vésicules se fusionnent avec la paroi cellulaire et le coccolithe est intégré dans la coccosphère. Après la mort de la coccosphère, les coccolithes sont brisés et dispersés. Les coccolithes descendent à travers la colonne d'eau pour former une partie importante des sédiments d'eau profonde. Il y a deux principaux types de coccolithes : (i) Hétérococcolithes et (ii) Holococcolithes. Les premiers sont formés d'une matrice radiale d'unités cristallines. Les holococcolithes sont formés par petits losanges de calcite (environ 0,1 micromètres) disposées linéairement. Initialement, on pensait que ces deux types de coccolithes étaient produits par différentes familles de coccolithophores (qui ont des coccolithes). Aujourd'hui, on pense qu'ils sont produits par la même espèce mais à différents stades de la vie. Les hétérococcolithes sont produits dans la phase du cycle de vie diploïde (quand les chromosomes sont présents en paires) et les holococcolithes pendant la phase haploïde (quand les chromosomes sont présents en un seul exemplaire). Comme les coccolithes sont formées de calcite avec une faible teneur en Mg (la forme la plus stable de carbonate de calcium), ils sont, facilement, fossilisés. Ils se trouvent dans les sédiments avec des microfossiles d'affinités incertaines similaires dès Trias à l'Actuel. Les coccolithes et fossiles apparentés sont appelés nanofósseis calcaires ou nanoplancton calcaire.

Coefficient de Réflexion................................................................................................................................................Reflection Coefficient

Rapport entre l'amplitude de l'onde réfléchie et l'onde incidente. Le rapport entre l'énergie réfléchie et l'énergie incidente est égale au carré du coefficient de réflexion.

Voir: "Amplitude (onde)"
&
"Sismique de réflexion"
&
"Impédance (acoustique)"

Toutes les ondes sismiques incidentes obliques sont brisées en ondes réfléchies et réfractées. En supposant que deux intervalles sédimentaires avec des vitesses (v_1 et v_2) et densités différentes (d_1 et d_2), c'est-à-dire avec des impédances acoustiques différentes (v_i x d_i), le coefficient de réflexion est donné par le rapport entre la différence et la somme des impédances. Sur les lignes sismiques, un réflecteur souligne le coefficient de réflexion des interfaces sédimentaires. Plus le contraste entre les impédances des deux intervalles, qui définissent l'interface, est grand, plus grand sera l'amplitude de la réflexion. Si l'intervalle supérieure a une impédance plus petite que celle de l'intervalle inférieur, l'amplitude de la réflexion sera positive, sinon, elle sera négative. Il est rare que le coefficient de réflexion reste, plus ou moins, constante sur de longues distances. Les impédances changent latéralement. Un changement latéral de faciès (lithologie), dans un intervalle sédimentaire, implique forcément un changement latéral de l'impédance acoustique. L'amplitude du réflecteur associé à une discordance et en particulier, à une discordance angulaire (discordance eustatique renforcée par la tectonique), varie latéralement et peut, même, changer de signe, c'est-à-dire, qu'elle peut être, dans un certain endroit, positive et, dans un autre, négative. En fait, le profil de l'impédance acoustique change, latéralement, en fonction des interfaces sédimentaires définies par les biseaux sommitaux (ou supérieurs) et les biseaux d'aggradation qui caractérisent la discordance (surface d'érosion induite par une chute relatif du niveau de la mer). Le coefficient de réflexion d'une interface sédimentaire peut, aussi, changer, latéralement, en fonction du saturant (huile, gaz ou eau) qui remplit total ou partiellement la porosité des roches, qui définissent l'interface. Un exemple très intéressant se produit dans les intervalles sédimentaires plissés qui forment un piège pour les hydrocarbures. Si dans un piège anticlinal, la roche-réservoir est saturée de gaz, l'impédance acoustique est, localement (là où il y a du gaz), plus petite, ce qui peut changer le signal de l'amplitude de l'interface (roche-réservoir, roche de couverture) et créer une anomalie d'amplitude.

Coévolution......................................................................................................................................................................................................Coevolution

Modification d'un objet biologique induit par le changement d'un objet dépendant. En biologie, la coévolution peut se produire à différents niveaux. Elle peut être microscopique, comme les mutations entre les acides aminés d'une protéine ou macroscopique. comme les caractéristiques covariables entre les différentes espèces dans un environnement donné.

Voir: "Théorie de l'évolution"
&
"Milieu Sédimentaire"
&
"Animal (règne)"

Cette figure suggère comment deux espèces, dans ce cas, une mouche et une orchidée, peuvent influencer l'évolution de chacune d'elles. Mais l'histoire quelle traduit peut ne pas être ce que vous pensez. La coévolution, comme ce processus est maintenant appelée, a été l'une des idées les plus importantes de Darwin. Aujourd'hui, les scientifiques reconnaissent la coévolution en presque tous les types d'espèces dès les fourmis jusqu'aux microbes de nos intestins. Darwin a avancé la coévolution en observant les insectes et fleurs dans le voisinage de sa résidence en Angleterre. Les conjectures de Darwin sur la coévolution ont commencé avec une simple question : Comment les fleurs ont des relations sexuelles? Typiquement, une fleur a deux organes sexuels, mais Darwin a douté qu'une seule fleur pouvait se fertiliser elle-même. Les fleurs, comme d'autres organismes, montrent des variations. Darwin a avancé que la seule façon que les fleurs avaient de changer était que chaque paire devait se fertiliser pour mélanger leurs caractéristiques (sexe ne semble pas être essentiel pour la création de variantes, mais fait un bon travail dans ce sens). Pour se fertiliser, les plantes ne peuvent pas se déplacer et trouver des partenaires. Le pollen doit passer d'une fleur à l'autre, ce qui se produit au moins dans un membre de leur propre espèce. Le vent peut être suffisant pour certaines plantes. Mais, Darwin savait, par exemple, que les abeilles visitent nombreuses fleurs pour récolter le nectar. Il a noté comment les abeilles atterrissent sur les pétales de certaines plantes pour atteindre son nectar, et a trouvé, l'endroit exact pour brosser le pollen vers la partie antérieur des abeilles, avant que celles-ci voyagent vers d'autres plantes du même type, où elles déchargent le pollen transporté. Ainsi, on peut dire que les abeilles dépendent des fleurs pour la nourriture et fleurs dépendent des abeilles pour la sexualité. Les unes sans les autres, ne pourraient pas survivre. La coévolution est fondamentale pour la survie de nombreuses espèces.

Coin Clastique..........................................................................................................................................................................................Clastic wedge

Encoignure de sédiments déposés au pied d'une chaîne de montagnes. Pour certains géoscientistes, le coin clastique est synonyme de Bassin d'Avant-pays.

Voir: "Bassin d'Avant-pays"
&
"Subduction de Type A (Ampferer)"
&
"Subsidence par Flexure"

Les coins ou prismes clastiques correspondent à ce que certains géoscientistes appellent bassins d'ante-fosse ou d'avant-pays, où la subsidence est contrôlée par des processus géologiques mécaniques plutôt que thermiques. Dans les bassins d'avant-pays et, en particulier, lorsque l'apport sédimentaire provenant des montagnes est prépondérant, l'eustasie a peu d'influence sur le processus de création d'espace disponible pour les sédiments (accommodation). Dans une marge divergente, l'accommodation, qui est le résultat de la combinaison de la subsidence et de l'eustasie, est contrôlée par l'eustasie, puisque c'est elle qui crée les montées et descentes, plus ou moins cycliques, du niveau la mer. En effet, dans les marges continentales divergentes et, également, dans les convergentes, les variations eustatiques, surtout quand induite par la glacio-eustasie, sont beaucoup plus rapides que les variations de la subsidence (tectonique). Pour certains géoscientistes, cela ne semble pas être le cas dans les bassins d'avant-pays, où la subsidence du substratum est, principalement, induite par la charge des failles chevauchantes, laquelle est renforcée par le poids des sédiments (la rigidité du substratum à la flexion et l'épaisseur élastique de la lithosphère sous-jacente doivent être prises en ligne de compte). Comme on peut constater dans ce schéma (sans échelle), le coin clastique, se dépose à la base des montagnes et diminue d'épaisseur en direction du craton, c'est-à-dire, qu'il commence au front des montagnes pour, rapidement, s'amincir progressivement en direction du craton. En général, l'histoire géologique d'un coin clastique se résume a deux processus géologiques : (i) Une subsidence initiale très rapide, suivie par (ii) Un remplissage sédimentaire. Le remplissage est progradant plutôt qu'aggradant. Près des montagnes, il est du type proximal (cônes alluviaux, dépôts fluviatiles et de plate-forme), tandis que loin des montagnes, il est distal, c'est-à-dire, dépôts de plate-forme, de talus (cônes sous-marins de talus) et de plaine abyssale (cônes sous-marins de bassin). Dans un premier temps, l'apport sédimentaire provient du craton, mais rapidement, au fur et à mesure du soulèvement, celui venant des montagnes devient prévalent.

Colline Abyssale........................................................................................................................................................................................Abyssal hill

Bas-relief sur le plancher océanique. Les collines abyssales sont situées dans des bassins isolés par les dorsales et talus océaniques. La hauteur d'une colline abyssale peut atteindre plusieurs centaines de mètres et son diamètre peut dépasser, parfois, des dizaines de kilomètres. Environ 85% du plancher de l'océan Pacifique (fond océanique) et 50% du plancher de l'océan Atlantique correspondent à des collines abyssales. Pour certains géoscientistes, colline abyssale est synonyme de Colline Océanique.

Voir: "Fond océanique"
&
"Glacis continental"
&
"Cône Sous-marin de Bassin"

Dans ce schéma, sur le plancher océanique qui est limité entre la dorsale médio-océanique (ou dorsale océanique médiane) et la base du talus continental (glacis continental), les collines abyssales sont, facilement, identifiables, en particulier, dans la plaine abyssale. Comme l'illustré dans cette figure, la dorsale médio-océanique est déplacée, latéralement, par des failles transformantes (ne pas confondre avec des failles de glissement). Ces failles qui sont actifs uniquement entre les segments de la dorsale médio-océanique, sont, partiellement, masquées dans la plaine abyssale, en raison de la déposition des dépôts turbiditiques et des sédiments pélagiques. Ce schéma ne réfute pas l'hypothèse avancée par une grande majorité de géoscientistes, de que les collines abyssales correspondent «grosso modo» aux vieilles dorsales médio-océaniques. Il ne fait aucun doute qu'au fur et à mesure que l'expansion océanique progresse, la croûte océanique récente introduite le long de la dorsale médio-océanique pousse, en direction du continent, les anciennes dorsales (collines abyssales) qui commencent, peu à peu, à refroidir. Dû à ce refroidissement, les dorsales s'enfouissent, car sa densité augmente avec le refroidissement. Ce schéma montre, aussi, que la topographie du fond de la mer diminue (augmentation de la bathymétrie) depuis la dorsale médio-océanique vers la plaine abyssale. La topographie du plancher océanique est en constante évolution, non seulement en raison de la progression de l'expansion océanique, mais, également, à cause des changements de la vitesse d'expansion. Plus rapide est l'expansion océanique, plus marquée est la topographie du fond de la mer. Ces changements modifient le volume des bassins océaniques, forçant le niveau de la mer à monter et descendre (cycles eustatiques de 1e ordre), une fois que l'hypothèse d'une quantité d'eau constante, sous toutes ses formes, depuis la formation de la Terre, n'a jamais été réfutée.

Colline Océanique...................................................................................................................................................................................Abyssal hill

Petite colline sous-marine topographiquement bien définie avec une hauteur allant de quelques mètres à plusieurs centaines de mètres au-dessus du plancher océanique (entre 3000 et 6000 m de profondeur). Les collines océaniques se trouvent de préférence en aval des plaines abyssales qui forment la base des talus continentaux. Les collines océaniques isolées et groupes de collines qui s'élèvent de la plaine abyssale, sont, parfois, plus au moins, fossilisées par une importante couverture sédimentaire. La grande majorité des collines océaniques peut être incluse dans la famille des collines abyssales.

Voir: "Fond océanique"
&
"Glacis continental"
&
"Cône sous-marin de bassin"

Dans cette carte bathymétrique de haute résolution, les collines océaniques couvrent une superficie de, plus ou moins, 900 km^2. Les collines océaniques, bien que, généralement, couvertes par des sédiments pélagiques, ont, probablement, une composition et origine similaire aux monticules volcaniques extrusifs visibles sur les flancs de la dorsale médio-océanique et sur certains glacis continentaux. La plupart des géoscientistes pense que des nombreuses collines océaniques du fond de la mer sont enfouis sous les sédiments qui couvrent les plaines abyssales. Dans l'Océan Atlantique, il y a de longues provinces de collines océaniques parallèles aux deux côtés de la dorsale médio-océanique, qui peuvent correspondre à des anciennes dorsales, ce qui signifie, dans ce cas, que les collines océaniques sont collines abyssales. L'Océan Pacifique a moins d'apport terrigène que l'océan Atlantique, une fois que des nombreuses fosses océaniques séparent le fond océanique du continent, ce qui empêche le transport des sédiments vers les parties profondes. On peut dire que 80 à 85% de la plaine abyssale de l'Océan Pacifique est occupée par des collines océaniques qui peuvent être des anciennes dorsales médio-océaniques. Bien que, globalement, ces formes topographiques occupent environ 30% de plaine abyssale, son origine reste une source de débat. Des investigations récentes suggèrent que les collines océaniques sur les flancs de la dorsale médio-océanique de l'Océan Pacifique sont formées par des «horsts» et des «grabens» qui s'élargissent avec le temps, ce qui signifie qu'elles sont associées à un régime tectonique extensif (failles normales). Pour certains géoscientistes, dans la plupart des cas, la différenciation entre collines océaniques et abyssales est purement sémantique et n'a pas aucune signification géologique.

Collision Continentale.......................................................................................................................................................Continental collision

Lorsque deux plaques lithosphériques continentales se rapprochent, fermant progressive de la mer qui les sépare, pour, finalement, entrer en contact formant une subduction de type A, c'est-à-dire, une des plaques plonge (plaque descendante) sous l'autre (plaque chevauchante), ce qui oblige les roches de la plaque chevauchante à se raccourcir formant une chaîne de montagnes.

Voir: "Subduction de type A (Ampferer)"
&
"Megasuture"
&
"Supercontinent"

Dans cette tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique de l'onshore de la mer Caspienne, des progradations complexes et tangentielles obliques sont, facilement, reconnaissables. Ce type de progradations peut être interprété comme des surfaces clinoformes formées par l'accumulation d'un certain nombre de strates obliques que terminent, en montant, par des biseaux sommitaux (non-dépôt ou d'érosion) et, en aval (dans le sens d'une ancienne mer), par des biseaux de progradation. Certaines progradations n'ont aucune aggradation (progradations obliques) et, pour cela, elles terminent, en aval, de manière abrupte (sans segment inférieur). Cela signifie que ces progradations sont composées, uniquement, par le segment oblique, qui correspond, tenant compte de l'échelle, à un talus continental. Dans la stratigraphie séquentielle, on dit qu'un intervalle sédimentaire progradant a une configuration interne complexe, lorsque des progradations obliques et sigmoïdes alternent de manière, plus ou moins, désordonnée. Comme on peut le voir, il y a deux intervalles sédimentaires principaux avec ce type de configuration interne. Ces intervalles sont séparés par des intervalles sédimentaires d'épaisseur, plus ou moins, constante, qui ont une configuration interne parallèle (non soulignée dans cette tentative). Chacun de ces intervalles progradants représente le déplacement vers le nord (intervalle supérieur) et vers le sud (intervalle inférieur) du talus continental des deux marges continentales avec polarité (inclinaison) opposée. Dans chaque intervalle, il y a plusieurs limites de cycles stratigraphiques (discordances induites par des descentes relatives du niveau de la mer, qui déplacent vers le bas et vers le large les biseaux d'aggradation côtière). La mer entre les deux marges continentales se ferme, peu à peu, au fur et à mesure que les deux marges continentales se sont approchées l'une de l'autre. Lorsque les deux plaques entrent en collision (sans énergie cinétique associée), la mer (Mer de Téthys) s'est fermée complètement.

Colluvion (s)..........................................................................................................................................................................................................Colluvium

Dépôt meuble sur un versant. Corps sédimentaire inconsistant déposé ou accumulé à la base d'une pente légèrement inclinée ou contre une barrière dans la pente, dont les sédiments ont été transportés par la force de gravité. Souvent, les colluvions sont interdigitées avec des alluvions (dépôts transportés par l'eau qui s'écoule le long de la pente).

Voir: "Alluvium"
&
"Alluvial"
&
"Cône Alluvial (aboutissant à la mer)"

Une colluvion est un ensemble de sédiments qui se déplace le long des versants, jusqu'à la base de la pente, sans l'aide de courants d'eau. La gravité, sous la forme de glissement (lent processus liés aux cycles de humidification / séchage ou la congélation / décongélation, dont le témoignage est parfois marqué par l'inclinaison des arbres ou des poteaux téléphoniques) et ruissellement laminaire (processus géomorphologique dans lequel une fine couche d'eau mobile s'écoule sur la surface d'un versant et qui transporte des sédiments), lors de fortes pluies, sont les agents prédominants. Le processus d'accumulation lequel produit des sédiments indifférenciés de toutes tailles, avec relativement peu ou pas d'abrasion, une fois que les particules sont anguleuses. Ainsi, on peut dire que les avalanches, coulées de boue et glissements de terrain sont les processus les plus fréquents dans la formation d'une colluvion. Une colluvion grossière située à la base d'une falaise est, parfois, appelé talus, laquelle quand lithifiée est dénommée brèche de talus. Comme l'illustre cette figure, généralement, les colluvions forment des protubérances arrondies à la base des montagnes ou des dépôts en forme d'éventail, similaires aux cônes alluviaux, et couvrent les substratums rocheux anciens. Ce processus sédimentaire est un phénomène très important dans l'archéologie et pédologie. En fait, de nombreux sols colluviaux ont tendance à avoir un fragipan associé, lequel, fondamentalement, correspond à un horizon du sous-sol riche en argile. D'ailleurs, une des théories de la formation des fragipans est la lubrification du sol pendant une phase colluvionement, dans lequel les dépôts d'argile fossilisent l'interface entre la partie mobile et stationnaire du sol, le long de laquelle la partie mobile glisse. Des sites archéologiques sont, parfois, conservés sous les colluvions, lorsque des altérations ultérieures du terrain, comme la déforestation qui favorise le glissement du matériel vers le bas de pente.

Colonne de Grotte (spéléothème)..................................................................................................................................................Column of cave

Roche calcaire, plus ou moins, cylindrique, résultant de la jonction d'une stalactite avec une stalagmite..

Voir: "Doline"
&
"Stalactite"
&
"Dissolution"

Les colonnes d'une grotte se forment par l'union des stalagmites (roches carbonatées cristallines créées par l'évaporation de gouttelettes d'eau qui tombent sur le sol d'une grotte calcaire) et des stalagmites (roches carbonatées cristallines créées par l'évaporation partielle des gouttes d'eau qui tombent du plafond d'une grotte calcaire). Les grottes se forment par l'action des acides sur les roches calcaires ou autres roches avec une teneur de 80%, ou plus, de carbonate de calcium (CO_3Ca). Toutefois, d'autres conditions doivent être remplies. Ainsi, les roches doivent être : (i) Très fracturées ; (ii) Proches de la surface terrestre ; (iii) Situées dans une régions avec des précipitations abondantes (plus de 500 mm par an) et (iv) Couvertes par une épaisse végétation, ce qui augmente la probabilité de production d'acides. D'autres facteurs comme l'humidité, température et aération du sol favorisent la formation de spéléothèmes (stalactites, stalagmites, colonnes, etc.). Les grottes et spéléothèmes associées (du grec "spelaion" - grotte et «thema» - dépôt), qui sont formations rocheuses carbonatées produites par une précipitation lente de carbonate de calcium (CO_3Ca), peuvent se former quand la pluie pénètre dans les fractures et fissures des roches (généralement calcaires ou dolomies), puisque l'eau de pluie combinée avec du dioxyde de carbone (CO_2) forme un acide peu actif, appelé acide carbonique. Cet acide, une fois en contact avec le calcaire commence à dissoudre le carbonate de calcium, processus par lequel, peu à peu, les fissures et fractures s'élargissent. En plus, généralement, l'acide carbonique s’enrichit. En fait, il devient plus actif dû à l'absorption du dioxyde de carbone provenant des plantes et sols organiques voisins. Plus de calcaire est dissous, plus rapidement se forme un réseau de tunnels et fractures souterrains qui, peu à peu, forment une petite grotte avec tout un cortège de corps géologiques associés. Les colonnes se forment à la fin de milliers, sinon des millions d'années de formation des stalagmites et stalactites. Uniquement quand une stalactite et une stalagmite grandissent l'une contre l'autre est que se forme une colonne de grotte. Cependant, la formation de colonnes de grotte nécessite une grande stabilité des milieux (environnements) à l'intérieur et extérieur de la grotte.

Combustible Fossile...............................................................................................................................................................................Fossil fuel

Combustible géologique (hydrocarbures) d'origine biologique tels que le charbon, huile, gaz naturel, argiles bitumineux, sables asphaltiques, etc.

Voir: "Huile (pétrole)"
&
"Charbon"
&
"Gaz"

Les principaux combustibles fossiles sont le charbon, huile et gaz. Le charbon est un roche très combustible, qui contient plus de 50%, en poids, et plus de 70%, en volume de matières organiques y compris les mélanges formés par compaction et induration des restes altérés de plantes, semblables à ceux qu'on trouve, aujourd'hui, dans les tourbières. Le pétrole, dont la plupart des gens appellent, dans le langage courant, huile est une substance liquide visqueux, à la température ambiante et qui est, non seulement hydrophobe (ne pas mélanger avec de l'eau), mais, également, lipophile, autrement dit, qui se mélange avec d'autres huiles. Le pétrole, comme toutes les autres huiles est très riche en carbone, hydrogène et est d'origine organique. La plupart du temps, le pétrole se trouve est dans les pores des roches sédimentaires (roches réservoirs), surtout quand celles-ci sont pliées et couvertes par des roches imperméables (roches de couverture). Le gaz, qui est souvent appelé le gaz naturel (bien que le pétrole soit si naturel que le gaz) est un combustible fossile gazeux composé, principalement, par du méthane (CH_4), mais, qui contient, en général, des quantités importantes d'éthane (C_2H_6), propane (C_3H_8), butane (C_4H_10) et pentane (C_5H_12). Ces gazes accessoires ainsi que le dioxyde de carbone (CO_2), azote (N), hélium (He) et hydrogène sulfuré (SH_2) se trouvent associés en petites quantités, mais sont retirés avant que le gaz soit utilisé comme combustible. Le gaz naturel est souvent associé à l'huile (gaz associé) ou isolé (gaz non associé). Le gaz est, également, associé à des veines de charbon. Gazes riches en méthane (biogaz ou au biogaz naturel) sont produits par la décomposition de matière organique (biomasse). Le pétrole et gaz naturel sont, principalement, produits dans les roches sédimentaires très riches en matière organique (roches-mères). Mais cela nécessite que la roche-mère potentielle (qui peut générer du pétrole) soit, suffisamment, enfouie pour que la matière organique atteigne la maturation. En fait, en profondeur, la matière organique évolue en passant, en général, par trois zones bien distinctes : (i) Zone du gaz humide ; (ii) Zone de l'huile et (iii) Zone du gaz sec.

Commensalisme....................................................................................................................................................................................Commensalism

Relation biotique entre deux organisme, dans laquelle un profite sans que l'autre soit désavantagé. Il y a trois autres types d'association entre les deux organismes : (i) Mutualisme (les deux organismes bénéficient) ; (ii) Concurrence (les deux organismes sont lésés) et (iii) Parasitisme (un organisme bénéficie et l'autre est défavorisé).

Voir: "Biota"
&
"Théorie de l'Évolution"
&
"Épifauna"

Le commensalisme, autrement dit, toute relation alimentaire ou non, entre deux espèces qui vivent ensemble et dans laquelle une espèces profite sans nuire à l'autre, est beaucoup plus difficile de démontrer que le mutualisme. Dans le commensalisme, une des espèce ne doit pas être affectée par la présence de l'autre. Cependant, des études détaillées, suggèrent que la première espèce a toujours un petit effet sur la seconde. Dans le cas du commensalisme entre les bernacles (crustacés qui s'accrochent aux pétoncles, rochers et coques des navires) et les pétoncles (mollusque bivalves de la famille des Pectinidés: Pectem maximus Lin.), les pétoncles peuvent être affectées par la présence de bernacles. En effet, les pétoncles se nourrissent, essentiellement, des mêmes plantes et animaux planctoniques que les bernacles. Par conséquent, il peut y avoir concurrence pour la nourriture entre eux. Par ailleurs, il est difficile de prouver que le poids de bernacles sur les coquilles des pétoncles ne perturbe pas les mouvements des coquilles. D'autre part, la présence de bernacles sur les coquilles des pétoncles peut réduire la prédation sur les pétoncles des gastéropodes marins qui percent les coquilles pour atteindre leur intérieur. Comme l'illustré, les poissons-clowns (Amphiprion ocellaris) vivent parmi les tentacules des anémones et sont protégés contre les éventuels prédateurs qui ne sont pas immunisés à la piqûre des anémones. Ces poissons sont protégés contre la piqûre des tentacules d'anémones par une substance dans la doublure de leur peau. La nature exacte de la substance protectrice n'est pas connue mais est, probablement, une combinaison d'une sécrétion naturelle des poissons et des produits chimiques acquis par le frottement contre les tentacules des anémones. Les anémones traitent les poissons clowns comme une partie d'elles même et ne les mordent pas. Cette relation est un cas typique de mutualisme, car les poissons clowns, à son tour, chassent les autres poissons qui peuvent attaquer les anémones.

Compaction......................................................................................................................................................................................................Compaction

Réduction du volume ou de l'épaisseur des sédiments de grain fin dû à l'augmentation des la charge sédimentaire ou pressions tectoniques.

Voir: "Compaction Différentielle"
&
"Subsidence Tectonique"
&
"Porosité"

Cette planche illustre un tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique de l'offshore de l'île de Sumatra (Indonésie). Cela signifie que la ligne sismique a été tirée dans un bassin sédimentaire interne à l'arc volcanique de Sumatra, où un régime tectonique compressif a raccourci les sédiments, principalement, par réactivation des anciennes failles normales (formées pendant la phase de rifting) comme des failles inverses. En fait, dans ce type de bassin (arrière-arc), la croûte continentale derrière l'arc volcanique, est, dans une première phase d'allongée, par des failles normales, en association avec une subsidence différentielle (phase de rifting) du substratum. Les demi-grabens dans cette tentative d'interprétation se sont formés au cours de cette phase tectonique. Plus tard, en association avec une subsidence thermique (phase cratonique), des sédiments marins se sont déposés qui contrastent avec la nature non-marine des sédiments de la phase de rifting. La réduction de l'épaisseur des intervalles sédimentaires, déposés au cours de la phase cratonique, au-dessus des points hauts du socle qui bordent les bassins de type-rift (demi-grabens), est le résultat de la compaction différentielle des sédiments. Les sédiments cratoniques sont plus compactés au-dessus des hauts fonds du substratum qu'au-dessus des sédiments de la phase de rifting. La compaction des sédiments est, également, responsable de la déformation des plans de faille, c'est-à-dire, des changements d'inclinaison des plans de faille. Initialement, avant la compaction, les plans de faille sont, plus ou moins, rectilignes. Toutefois, pendant la compaction, les intervalles sédimentaires, qu'ici correspondent à des alternance de sable et argile, ne se compactent pas de la même façon. Les horizons d'argile sont beaucoup plus compactés (l'épaisseur initiale diminue beaucoup plus), tandis que les horizons de sable, pratiquement, ne se compactent pas (épaisseur initiale reste, plus ou moins, constante au cours de la compression). Ainsi, l'inclinaison des plans de faille dans un horizon sableux, ou légèrement compactable, sera plus grand que dans un horizon argileux, une fois que l'épaisseur initiale de cet horizon se réduit (les points extrêmes, par où passe le plan de faille, se rapprochent).