Contexte du Bassin (faille de croissance).............................................................................................................................Growth fault setting

Lorsque la limite entre la plaine côtière et le talus continental correspond à une faille de croissance, laquelle, par définition, est contemporaine de la sédimentation. En fait, comme c'est le mouvement relatif des blocs faillés supérieurs et inférieurs de la faille de croissance qui crée, la plupart d'espace disponible pour les sédiments (accommodation), l'épaisseur des différentes paquets sédimentaires (bassin de cônes sous-marins de bassin, cônes sous-marins de talus et prisme de bas niveau) déposés sur le bloc faillé inférieur augmente en direction du plan de faille.

Voir: "Bassin (sédimentaire)"
&
"Cycle Séquence"
&
"Cortège Sédimentaire"

Dans un contexte géologique de faille de croissance, le niveau de la mer est toujours plus bas que le rebord du bassin. Le dernier rebord du bassin du cycle-séquence précédent est souligné par une faille de croissance. Ce rebord et la faille de croissance demeurent, plus ou moins, dans la même position pendant le dépôt du cortège de bas niveau du cycle-séquence suivant. Notons que la faille de croissance s'aplatit en profondeur. D'autre part, il ne faut pas oublier que dans ce type de faille, le mouvement relatif le long du plan de faille crée une subsidence différentielle qui augmente en direction du plan de faille. Cela signifie que l'espace disponible pour les sédiments (accommodation) augmente en direction du plan de faille. Ainsi les membres du cortège de bas niveau qui se déposent dans le bloc faillé inférieur, autrement dit : (i) Cônes sous-marins de bassin (CSB) ; (ii) Cônes sous-marins de talus (CST) et (iii) Prisme bas niveau (PBN), s'épaississent contre le plan de faille (en direction du continent). Comme indiqué dans ce schéma, en amont du rebord du bassin, les vallées incisées, formées au cours de la chute relative du niveau de la mer qui a créé la discordance, qui limite les deux cycles, sont remplis par des sédiments grossiers qui se sont déposés au même moment que les sédiments déposés dans la partie supérieure du prisme de bas niveau. Les CSB et CST sont déposés lors de la chute relative du niveau de la mer (probablement induite par la formation et mouvement de la faille), tandis que le PBN est déposé lorsque le niveau relatif de la mer commence à monter. Notons, dans le bloc faillé descendant, l'évolution de la ligne de côte pendant le dépôt du PBN. Dès que la faille laisse d'être active, la 1ère surface transgressive déplace la ligne de côte vers le continent et le contexte géologique du bassin change.

Contexte du Bassin (faille de croissance, exemple).............................................................................................................Growth fault setting

Lorsque la limite entre la plaine côtière et le talus continental correspond à une faille de croissance, laquelle, par définition, est contemporaine de la sédimentation. En fait, comme c'est le mouvement relatif des blocs faillés supérieurs et inférieurs de la faille de croissance, qui crée, la plupart d'espace disponible pour les sédiments (accommodation), l'épaisseur des différentes paquets sédimentaires (bassin de cônes sous-marins de bassin, cônes sous-marins de talus et prisme de bas niveau) déposés sur le bloc faillé inférieur augmente en direction du plan de faille.

Voir: "Contexte du Bassin"
&
"Cycle Séquence"
&
"Cortège Sédimentaire"

Ce contexte morphologique est très commun dans les bassins sédimentaires où dû à argilocinèse (tectonique induite par de l'argile) ou à halocinèse, se forment des failles normales de croissance (le mouvement relatif du bloc faillés est contemporaine la sédimentation) en association à la formation de dômes d'argile et de sel. Dans cette tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique du Golfe du Mexique, les relations entre les failles de croissance (genèse et évolution) et les structures salifères sont évidentes. La création de l'espace disponible pour les sédiments (accommodation) dans les blocs faillés descendants est, principalement, due à la subsidence compensatoire produite par l'écoulement latéral du sel, bien que la cyclicité des intervalles sédimentaires soit contrôlée par l'eustasie. Dans cette tentative, les trois intervalles considérés, au-delà de l'intervalle salifère correspondent, sans doute à des cycles-séquence, dans lesquels les cortèges de bas niveau (CNB) se développent dans les blocs descendants, où ils s'épaississent et inclinent vers le plan de faille. Dans la partie distale des blocs faillés ascendantes, où les dépôts sédimentaires sont peu épais, les cortèges de bas niveau sont très réduits et parfois même absents. Dans une interprétation plus fine, on constate que tous les membres du cortège de bas niveau, c'est-à-dire, les cônes sous-marin de bassin (CSB), cônes sous-marins de talus (CST) et prismes de bas niveau (PBN) s'épaississent, considérablement, contre le plan de faille par des biseaux d'aggradation basculés, où le faciès (lithologie) est, naturellement, le plus grossier et plus sableux (roches-réservoirs possibles).

Contexte du Bassin (rampe)..............................................................................................................................................................Ramp setting

Comme dans le contexte du bassin abrupt et de faille de croissance, le contexte de bassin de rampe survient pendant des conditions géologiques de bas niveau, autrement dit, quand le niveau de la mer est plus bas que le rebord du bassin. Ainsi, lors d'une chute relative du niveau de la mer significative, il peut arriver qu'au niveau de la discordance inférieure d'un cycle-séquence, la limite entre la plaine côtière et le talus continental soit, pratiquement, invisible, ce qui signifie que le rebord continental (limite supérieure du talus continentale) est difficile à localiser..

Voir: "Bassin (sédimentaire)"
&
"Cycle Séquence"
&
"Cortège Sédimentaire"

Dans le contexte de la rampe, le bassin n'a pas de plate-forme. Lors du cortège de bas niveau, le rebord du bassin est le dernier rebord du cycle-séquence précédent. Le nouveau rebord apparaît lors de la 1e surface transgressive. Jusqu'à l'individualisation du nouveau rebord du bassin, il y a une transition progressif de la plaine côtière jusqu'à la plaine abyssale, par un talus continental mal marqué. Habituellement, les cônes sous-marins de bassin (CSB) et de talus (CST), ainsi que le prisme de bas niveau (PBN) qui forment le cortège de bas niveau CNB), sont peu développés et, souvent, sous la résolution sismique, ce qui signifie qu'ils ne sont pas visibles sur les lignes sismiques. Uniquement la partie supérieure du prisme de bas niveau, qui est composée par des sédiments grossiers, se reconnaît fréquemment. Au fur et à mesure que les sédiments se déposent, ils fossilisent la discordance (limite inférieure du cycle séquence), faisant disparaître, peu à peu, la rampe. Ainsi, dès que les sédiments du prisme de bas niveau se déposent, le contexte en rampe disparaît, progressivement et est remplacé par un contexte de bassin dès la 1e surface transgressive (début du cortège transgressif). En effet, durant le prisme de bas niveau, comme le niveau relatif de la mer monte, la ligne de côte (bassin sans plate-forme) prograde vers la mer (déposition latérale qui implique de progradation) et vers le haut (dépôt verticale, qui implique aggradation). Le contexte en rampe est fréquent dans les bassins sédimentaires avec une halocinèse active et, en particulier quand il y a des horizons salifères allochtones. Dans la réalité, un flux latéral du sel produit une subsidence compensatoire qui, parfois, induit des conditions géologiques du type rampe avec des talus continentaux peu inclinés dans le prolongement de la plaine côtière.

Contexte du Bassin (rampe, exemple) .............................................................................................................................................Ramp setting

Lorsque la morphologie d'un bassin sédimentaire, induite par un chute relative du niveau de la mer significative, au niveau de la discordance inférieure d'un cycle-séquence est relativement lisse et la limite distale de la plaine côtière (bassin sans plate-forme) est subtile et, parfois, difficile à localiser.

Voir: "Contexte du Bassin"
&
""Cycle Séquence"
&
"Cortège Sédimentaire"

Dans cette tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique du Golfe du Mexique, une morphologie en rampe est, facilement, reconnue au niveau de la discordance inférieure d'un cycle-séquence, localisé, plus ou moins, à 2 secondes de profondeur (temps double). Au niveau de la discordance (début d'un nouveau cycle séquence, en conditions géologiques de bas niveau de la mer), le rebord continental (situé près de la faille normale occidentale) est peu marqué. Il correspond à la limite entre la plaine côtière et le talus continentale, une fois qu'à ce moment (conditions géologiques de bas niveau), le bassin a pas de plate-forme continental. Dans de telles conditions, l'épaisseur et profondeur d'eau de dépôt du cortège de bas niveau (CBN) qui s'est déposé en aval du rebord initial du bassin (le long de la discordance), sont plus petits que ceux d'un cortège de bas niveau déposés dans un contexte morphologique de bassin abrupt. L'empiétement continental (composante latérale des biseaux d'aggradation) est beaucoup plus grande. Le remplissage des vallées incisées qui se sont formés dans la plaine côtière, dès que les profiles provisoires des cours d'eau ont été rompus par la chute de niveau relatif de la mer, se fait durant la dernière phase de dépôt du prisme bas niveau (ne pas confondre une vallée incisée qui une structure topographique négative avec le remplissage de cette structure, c'est-à-dire, sa fossilisation par les sédiments). Lorsque les vallées incisées sont complètement remplies, juste avant la première surface transgressive, un nouveau rebord du bassin se forme en aval, à la proximité de la rupture côtière de l'inclinaison de la surface de déposition du prisme de bas niveau. Les morphologies en rampe sont très communes dans les bassins sédimentaires avec des horizons salifères, comme dans le Golfe du Mexique ou dans l'offshore de l'Angola. Souvent, ce type de morphologie est associée aux écoulements latéraux ou fluages des horizons salifères qui, localement, induisent, une subsidence compensatoire et des conditions de bas niveau de la mer. Notons que les mêmes environnements sédimentaires peuvent se trouver en bas ou haut niveau marin.

Contourite ...........................................................................................................................................................................................................Contourite

Dépôt d'eau profonde associé aux les cônes sous-marins de bassin et génétiquement induit par les courants de contour créés par la force de Coriolis. Lithologique, les contourites sont formées par des paquets épais de sable fin (sans matrice argileuse), avec une géométrie progradante et une inclinaison ascendante (biseaux supérieurs ascendants). Certains géoscientistes, comme Bouma, ont appelé contourites des structures de mer profonde (canaux remplis par un apporte latéral), trouvées dans le flysh de la Suisse, lesquelles se caractérisent par une abondance significative de minéraux lourds tels que le zircon, l'allanite, etc.

Voir:"Cortège Sédimentaire"
&
"Cône Sous-matin de Bassin"
&
"Courant de Contour"

Différents types de dépôts turbiditiques sont associés au cortège de bas niveau (CBN). Dans le membre inférieur, autrement dit, dans les cônes sous-marins de bassin (CSB) peuvent être mis en évidence les systèmes de dépôt suivants : (i) Turbidites profondes amalgamés ; (ii) Turbidites non-amalgamés ; (iii) Faciès de lobes planaires ; (iv) Faciès chenalisés ; (v) Turbidites de bassin finement stratifiées et (vi) Contourites. Comme suggéré dans ce schéma, les lobes des cônes sous-marins de bassin peuvent être érodés par des courants profonds et le matériel érodé peut être ré-déposé, parfois pas loin, sous la forme de contourites. Les contourites se différencient facilement des cônes sous-marins de bassin non seulement par sa géométrie, mais aussi par la lithologie (sableuse sans matrice argileuse) et la structure interne. En fait, la configuration interne des cônes sous-marin de bassin est, plus ou moins, parallèle (sub-horizontale), tandis que celle de contourites est inclinée, avec des valeurs qui peuvent atteindre 15 degrés. Dans le membre intermédiaire, c'est-à-dire, dans les cônes sous-marins de talus (CST), on peut reconnaître : (a) Les dépôts de débordement (digues marginales naturelles) ; (b) Argiles distales de débordement ; (c) Chenaux avec du sable ; (d) Canyons remplis et (e) Blocs glissés. Notons que le terme chenal est utilisé ici dans un sens géométrique et non génétique, car, souvent, les chenaux sont tout simplement les dépressions entre les digues marginales naturelles. Dans le membre supérieur, c'est-à-dire, dans le prisme de bas niveau (PBN), à la base des progradations, parfois, on rencontre des turbidites avec une géométrie de toiture en bardeaux.

Contrôle du Niveau de Base .........................................................................................................................................Base level control

Fonction de l'environnement, le niveau de base d'un cours d'eau (et de la déposition) peut être contrôle par : (i) Les changements relatifs du niveau de la mer (eustasie prédominante) ; (ii) Tectonique ou (iii) Climat. Dans les grands fleuves comme le Mississippi, les registres stratigraphiques du Quaternaire montrent que les variations du niveau de la mer affectent l'aggradation et dégradation jusqu'à plus de 200 km en amont de l'embouchure. En amont de cette région, les variations de la décharge et apport terrigène sont, principalement, induites par la tectonique et climat, autrement dit, les changements relatifs du niveau de la mer sont inopérants.

Voir: "Niveau de Base (de déposition)"
&
"Variation Relative (niveau de la mer)"
&
"Apport Terrigène"

Le niveau de base est, plus ou moins, le niveau de la mer. Cependant, habituellement, il est un peu plus bas en raison de l'action des vagues et courants. La continuation du niveau de base vers le continent définit le niveau final de dénudation. Dans les continents, les processus d'aggradation et incision sont réglés par les profiles d'équilibre provisoire des cours d'eau. Le profil d'équilibre d'un cours d'eau n'est pas définitif, puisqu'il continue à s'approfondir (il y a érosion en amont, puisque des matériaux sont fournis au courant). Comme tout le bassin est érodé, avec le temps, la charge des rivières devient plus faible. On peut imaginer un moment idéal dans lequel tout transport disparaît et l'inclinaison du courant est juste suffisant pour son écoulement. Dans ces conditions, le courant atteint son profil d'équilibre idéal ou définitif. Le concept de niveau de base peut être généralisé comme la surface d'équilibre entre l'érosion et sédimentation. Ainsi, le concept de profil d'équilibre fait partie du concept de niveau de base. On peut dire que le niveau de base d'un courant est le point le plus bas où il peut encore s'écouler et que, dans la plupart des cas, correspond à son embouchure. Pour les grands fleuves, le niveau de la mer est le niveau de base, de la même manière qu'une rivière ou un lac sont les niveaux de base d'un courant tributaire. Si une rivière est endiguée, un nouveau niveau de base se forme en amont du barrage et le niveau de base de la rivière monte, ce qui réduit le débit et la favorise le dépôt. Quand le dépôt derrière un barrage atteint son maximum (déposition a cessé), le gradient (inclinaison) de la surface de déposition est la moitié de celle du chenal initial (avant que le fleuve ait été endigué).

Convergence Interne .........................................................................................................................................................Internal convergence

Géométrie dans laquelle les couches ou les réflecteurs sismiques s'amincissent latéralement en direction du bassin. Ce type de géométrie qui peut se développer n'importe où dans un cycle-séquence, ne doit pas être confondu avec des biseaux d'aggradation le long des discordances.

Voir: "Cycle Stratigraphique”
&
"Variation Relative (du niveau de la mer)"
&
"Configuration des Réflecteurs"

Comme on peut le constater sur cette tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique du Golfe du Mexique, la configuration interne des intervalles sismiques, n'est pas convergente en direction du bassin (au moment du dépôt), mais, plutôt, divergente. Les terminaisons inférieures des réflecteurs de ces intervalles ne peuvent pas être considérées comme des biseaux de progradation. En fait, l'épaisseur de l'intervalle sédimentaire, ou sismique, entre deux biseaux de progradation consécutifs commence pour en augmenter, en direction du bassin, pour atteint une épaisseur maximum et, après, décroît épaisseur jusqu'à ce qu'il disparaisse dans la partie distale du bassin. Cela n'arrive pas avec les intervalles sismiques considérés dans cette tentative d'interprétation. En effet, dans cet exemple, les terminaisons des réflecteurs correspondent à des biseaux d'aggradation, qui, plus tard, autrement dit, après le dépôt, ont été basculés vers la mer. Ce basculement a été créé, au fur et à mesure, que le sel sous-jacente s'écoulait latéralement, ce qui signifie que les biseaux d'aggradation se sont transformés en biseaux de progradation apparents. Malheureusement, depuis de nombreuses années, cette ligne sismique a été montré pour illustrer la progradation du rebord du bassin au cours du Crétacé. Une telle interprétation, adoptée par certains géoscientistes, est vérificationiste (non ou peu scientifique) et non falsificationiste ou critique (beaucoup plus scientifique). Dans la réalité, la disconformité apparente à environ 6 secondes de profondeur (t.w.t.), ne correspond pas à une discordance. Elle est une disharmonie tectonique induite par l'écoulement latéral de l'horizon salifère, qui peut encore être vu dans l'extrémité de la ligne sismique. En fait, il est probable que pendant le Crétacé, la région où il y a, aujourd'hui, une suture salifère (fenêtre ou l'épaisseur du sel est inférieur à la résolution sismique), était une intumescence salifère (structure antiforme) qui, peu à peu, a été fossilisée par les biseaux d'aggradation des sédiments sus-jacents, dont le dépôt a créée une subsidence compensatoire, caractérisée par une augmentation de l'épaisseur vers le niveau de salifère.

Coraux ...............................................................................................................................................................................................................................Coral

Organismes marins de la classe Anthozoaires (phylum des Cnidaires ou plus populairement, coelentérés), comme, par exemple, l'anémone de mer. Normalement, les coraux vivent en colonies composées d'individus semblables au milieu d'autres colonies formées par des individus différents. Ces groupes, qui peuvent former des grands récifs, en particulier dans les océans équatoriaux, ont la capacité de sécréter du carbonate de calcium, ce qui les permet de produire un squelette très résistant aux vagues.

Voir: "Calcaire"
&
"Variation Relative (du niveau de la mer)"
&
"Récif"

Un corail (tête de corail), que beaucoup de monde pense être formé par un seul individu, est, en fait, constituée de milliers d'individus génétiquement identiques, appelées polypes, dont l'épaisseur est inférieure au centimètre. Après plusieurs générations, les polypes quittent leur squelette qui est caractéristique pour chaque espèce. Normalement, la tête de corail croît par reproduction non sexuelle des polypes. Cependant, ils peuvent, également, se reproduire par l'ovulation avec des coraux de la même espèce par la libération simultanée de gamètes au cours de certaines nuits de claire de lune intense. Bien que les coraux sont apparus au Cambrien, environ 542 Ma, leurs fossiles sont très rares jusqu'à l'Ordovicien, période dans laquelle les coraux rugueux (Rugosa Rose) et tabulaires étaient très communs. Dans certaines époques géologiques, les coraux ont été très abondants, comme ils le sont aujourd'hui dans les mers tropicales et transparentes dans certaines partie du monde. Comme les coraux modernes, les anciens construisaient des récifs dont certains se reconnaissent encore dans les roches sédimentaires carbonatées. Les coraux ne sont pas limités aux récifs. Coraux solitaires ont été trouvés dans des roches où les récifs n'ont jamais été retrouvés (par exemple, Cyclocyathus). Les récifs fossiles ne sont pas entièrement composé de corail. Les algues, éponges et reste d'échinodermes, brachiopodes, bivalves, gastéropodes et même des trilobites, qui vivaient sur les récifs sont, parfois, conservées en leur sein. Beaucoup de ces coraux peuvent être considérés comme des fossiles caractéristiques. Les coraux sont très sensibles aux changements climatiques. Ainsi, les changements de température, mais aussi la pollution et la bijouterie ont détruit de nombreux récifs.

Cordon Littoral ...........................................................................................................................................................Backshore bar, Barrier beach

Accumulation de sable ou cailloux qui se forme dans l'arrière-plage (forme de relief qui constitue la limite intérieure de la plage, laquelle peut être une falaise ou un cordon isolant ou non une lagune intérieure), due à l'entassement des sédiments par les vagues et le vent.

Voir: "Delta”
&
"Milieu Sédimentaire"
&
"Bas de Plage"

Sur cette photo (prise en marée basse), en direction du continent, on reconnaît : (i) Une chaîne de cordons littoraux (ou barres) avec des multiples ouvertures, dans la zone intertidale ; (ii) Le bas de plage (entre la berme et la dune frontale) ; (iii) La zone débordement avec végétation ; (iv) Une zone forestière ; (v) Le haut marais et (vi) Le bas marais. On peut dire que les cordons littoraux sont des îles côtières de sable ou gravier, plus ou moins, isolées, qui s'orientent parallèlement à la côte et qui sont séparées du continent par une baie, lagune, marécage ou une plaine de marée. Les cordons littoraux sont construits par les vagues et le vent. Dans les environnements sédimentaires dominés par vagues ou dans des environnements mixtes, les cordons littoraux forment des environnements micromareales (amplitude inférieure à 2 m) ou mésomareales (entre 2 et 4 m). Presque toujours, les cordons littoraux forment des chaînes, où chaque cordon est séparé des voisins par des entrées (passes ou graus) comme illustré dans cette figure. Le nombre de passes dans une chaîne reflète l'action combinée des vagues et marées. Une énergie des vagues très forte a tendance à fermer les ouvertures, tandis qu'un fort courant de marée a tendance à les ouvrir. Un cordon littoral reflète le régime hydrologique qui contrôle la taille et nombre de passes. Les tempêtes produisent souvent des passes. Les marées conservent les passes et les vagues transportent les sédiments qui forment les cordons. L'équilibre de ces processus détermine la longueur des cordons littoraux et le nombre de passes le long de la ligne de côte. Les cordons littoraux très longues se forment, de préférence, dans des zones caractérisées par des marées basses et avec une énergie des vagues modérée à forte. La largeur d'un cordon littoral reflète, principalement, l'apport sédimentaire, les changements relatifs du niveau de la mer et le régime du vent. Une montée relative du niveau de la mer provoque l'érosion et un déplacement vers le continentale du cordon littoral, lorsque l'apport terrigène est peu important. Certaines personnes, erronément, appellent barres les passes entre les cordons.

Corrasion................................................................................................................................................................................................................Corrasion

Usure des petites et fines particules d'une roche dans un cours d'eau ou au fond de la mer par l'action de frottement (abrasion) et son effondrement par le sommet du substratum sédimentaire. En générale, la corrasion se réfère à l'érosion et transport d'un courant. Le corrasion implique l'usure des particules transportées par un courant dû à l'action de l'impact et trituration.

Voir: "Érosion”
&
"Cours d'Eau"
&
"Limite d'action des vagues de beau temps"

Le terme corrasion est une expression géographique largement utilisé pour décrire l'érosion des surfaces rocheuses à la base d'un courant d'eau, qu'il soit une rivière, la mer ou un glacier par l'action de ponçage, que beaucoup de géoscientistes appellent l'abrasion, et le dépôt des particules enlevés pour former des remblais (talus), plus ou moins, importants, comme on les voit à la base des la plupart des falaise. Le terme corrasion s'applique, également, à l'altération des roches par le vent. Notons que l'abrasion mécanique d'une surface rocheuse se fait par frottement entre les roches et particules en mouvement pendant son transport par le vent, glaciers, gravité, courants d'eau ou érosion. Après la friction, les particules en mouvement délogent des débris moins résistants des parois des rocheuses, lesquelles, en partie, peuvent, en certains cas, être dissous. L'intensité de l'abrasion dépend de la dureté, concentration, vitesse et masse des particules en mouvement. Ainsi, on peut dire que dans la plupart des cas, le terme se réfère à l'érosion par écoulement et transport, autrement dit, usure des surfaces rocheuses quand l'eau, glace ou vent s'écoulent sur elles, produite par l'impact ou action de broyage des particules transportées. Les roches en forme de champignon, comme illustré dans cette figure (haut à gauche), qui font partie des paysages les plus typiques des déserts, sont le résultat caractéristique d'une corrasion éolienne. Les formes les plus typiques ont une tige étroite, entre la tête et le pied, lesquelles sont beaucoup plus larges. Ces formes résultent de l'érosion exercée sur les roches par des vents chargés de sable. L'efficacité maximale de ce type de corrasion se situe entre 1 à 1.50 m, qui est, à peu près, la hauteur limite qui peuvent atteindre par la plupart des grains de sable, qui se déplacement par saltation sur des surfaces rocheuses. La corrasion diminue, progressivement, vers la base une fois que la vitesse du vent diminue à l'approche du sol.

Corrélation........................................................................................................................................................................................................Correlation

Méthode d'établissement d'une contemporanéité (synchronisme) des roches, intervalles ou événements sédimentaires d'une région avec des roches, intervalles ou événements d'une autre région.

Voir: "Coupe Géologique"
&
"Cycle Stratigraphique"
&
"Cortège Sédimentaire"

Dans cette tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique de l'onshore de l'Algérie, les résultats des puits d'exploration permettent de corréler les lignes chronostratigraphiques, discordances (surfaces d'érosion) et eustasie (cyclicité des systèmes de déposition). En d'autres termes, les puits d'exploration permettent de calibrer, en termes géologiques, les tentatives d'interprétation. En fait, toute tentative d’interprétation géologique d'une ligne sismique doit être, plus tard ou plus tôt, calibrée, autrement dit, testée par des puits d'exploration ou autres. Si le résultat des puits réfute la tentative d'interprétation (en termes de datation ou environnements sédimentaires, par exemple), une autre tentative doit être proposée, laquelle doit, à son tour, être testée et ainsi de suite. Dans les lignes sismiques régionales, la chronostratigraphie et cyclicité peuvent être facilement reconnues à l'aide du : (I) Contexte géologique de la région ; (ii) Identification des discordances qui limitent les cycles stratigraphiques ; (iii) Niveau hiérarchique de l'interprétation adéquat, autrement dit, quel type de cycles stratigraphiques doit être proposé dans l'interprétation (cycles-séquence, sous-cycles ou cycle d'empiétement continental) et (iv) La courbe des variations relatives du niveau de la mer proposée par Vail (ancienne courbe de biseaux d'aggradation côtiers). Ensuite, la chronostratigraphie et cyclicité proposées dans cette tentative d'interprétation doivent être testées par les résultats des puits d'exploration et l'étude des diagraphies électriques, lesquels peuvent corroborer ou réfuter l'interprétation. Notons que dans cette tentative, les intervalles sismiques interprétés comme des dépôts glaciaires de l'Ordovicien Supérieur (Glaciaire 1 et 2) ont des configurations internes différentes de celles des dépôts marins du Cambro-Ordovicien. Les premières sont bien marqués et parallèles, tandis que les secondes sont chaotique (la continuité des réflecteurs est inexistant). Les surfaces d'érosion glaciaire (discordances), qui limitent les cycles glaciaires apparaissent, ici, comme discordances angulaires, bien qu'ils elles n'aient pas été renforcées par la tectonique.

Corrosion (roches)................................................................................................................................................................................................Corrosion

Processus de dissolution chimique de l'eau dans le calcaire et d'autres roches carbonatées, comme dolomie, marbre, marnes calcaires, etc. Ce processus est important pour la formation du karst et, principalement, de cavernes et grottes.

Voir: "Karst"
&
"Calcaire"
&
"Corrasion"

En général, la corrosion désigne le changement d'un matériel par une réaction chimique avec un oxydant (dioxygène, O_2, qui est une molécule composée de deux atomes d'oxygène et du cation H^+). Toutefois, la corrosion exclue les effets purement mécaniques (par exemple, la fracturation), mais elle peut se produire dans certains types de surfaces d'usure, dont les causes sont physico-chimiques et mécaniques. Les exemples les plus connues sont les altérations chimiques de métaux dans l'eau, comme l'oxydation du fer et de l'acier ou la formation de vert-de-gris dans le cuivre et ses alliages (bronze, laiton, etc.). Cependant, la corrosion est un processus beaucoup plus large qui englobe tous les types de matériaux (métaux, céramiques, polymères, etc.) en différents environnements (milieu aqueux, atmosphère, températures élevées, etc.). Comme l'illustré dans cette figure, un des exemples typiques de corrosion est celui des Falaises (Faraglioni) au sud de Capri. Ces trois blocs de roches ont survécu à des glissements de terrain côtiers et à l'érosion par la mer et toutes sortes de corrosion atmosphérique. Chaque bloc a un nom. Le premier, qui est, toujours, connecté avec le continent, est la Stella. Le second, qui est séparé du premier par un passage étroit, est le Mezzo, et le troisième le Fuori ou Scopoli, en d'autres termes, la tête ou le prolongement du promontoire dans la mer. La falaise de Fuori est l'habitat d'une fameuse espèce de lézard bleu (Lacerta viridens faraglionensis). La Fuori est le seul endroit au monde où se trouve cet animal. Certains géoscientistes pensent qu'après la séparation avec le continent, une sorte d'adaptation chromatique est survenue dans les écailles de protection de ces lézards qui ont acquis la couleur bleue de la mer et du ciel. La hauteur des "Faraglioni" est d'environ 100 m. La falaise de Mezzo est caractérisée par un tunnel naturel qui est devenu très célèbre. Pendant l'Empire romain, les Romains, qui avaient une affection particulière pour la région de Capri y ont construit des magnifiques maisons. Aujourd'hui, elle est devenue un important centre touristique et géologique.

Cortège de Faciès ...................................................................................................................................................................................Facies tract

Association latérale et synchrone de différentes lithologies génétiquement liées. Synonyme de Cortège de Systèmes de Dépôts ou de Cortège Sédimentaire.

Voir: "Cortège Sédimentaire"
&
"Stratigraphie Séquentielle"
&
"Système de Déposition"

Le terme faciès signifie une lithologique et non un environnement comme, souvent, il est utilisé, notamment dans des publications américaines. En fait, ce terme a été utilisé par la première fois par Gressly (environ 1835) pour définir un ensemble lithologique accompagné d'une faune, plus ou moins, caractéristique. Ainsi, on doit éviter de dire un sable de faciès deltaïque et dire un faciès sableux d'un environnement deltaïque. De même, on doit éviter de dire une tentative d'interprétation géologique en faciès d'une ligne sismique, lorsque on essaye d'interpréter les différents environnements sédimentaires qui forment les intervalles sismiques d'une ligne. De cette façon, autrement dit, étymologiquement, un cortège de faciès, sur le terrain ou sur les lignes sismiques, correspond à une association latérale et synchrone de lithologies différentes génétiquement liés, c'est-à-dire, que si une lithologie disparaît (ou ne se dépose pas), les autres, aussi, disparaissent (ou ne se déposent pas). Par exemple, dans un delta (sur le terrain), le long de la même ligne chronostratigraphique il y a trois lithologies différentes qui forment un cortège de faciès, une fois que d'amont vers l'aval ont reconnaît : (i) Silte ; (ii) Sable et (iii) Argile (dépôts argileux). Le silte est prédominante dans la plaine deltaïque. Le sable prédomine dans le front du delta et des argiles dans le prodelta. Comme illustré dans ce schéma (basé sur des lignes sismiques de l'offshore de la Mahakam, en Indonésie), dans la stratigraphie séquentielle, les cycles-séquence, qui sont associés avec des cycles eustatiques de 3e ordre (caractérisés par une durée comprise entre 0.5 et 3 - 5 My), sont composés par la superposition de plusieurs cortèges de faciès (cortèges sédimentaires). Quand ils sont complets, du bas vers le haut, on reconnaît : (a) Cônes sous-marins de bassin (CSB) ; (b) Cônes sous-marins de talus (CST) ; (iii) Prisme de bas niveau (PBN) ; (iv) Cortège transgressif (CT) et (v) Prisme de haut niveau (PHN). Les cônes sous-marins de bassin, du talus et le prisme de bas niveau forment le cortège de bas niveau (CBN). Dans chacune de ces cortèges, le long des lignes temps, on reconnaît plusieurs faciès (lithologies), autrement dit, les lignes de faciès recoupent les lignes temps.

Cortège de Bas Niveau (de la mer)........................................................................................Lowstand systems tract

Association latérale de systèmes de déposition synchrones et génétiquement liés qui forment la partie inférieure d'un cycle stratigraphique dit cycle-séquence. Ce cortège se dépose quand le niveau de la mer est au-dessus du rebord du bassin, lequel, en général, correspond au dernier rebord du bassin du cycle précédent. Par rapport à la courbe des variations relatives du niveau marin qui définissent un cycle séquence, ce cortège se dépose quand le niveau relatif de la mer a, pratiquement, atteint le point le plus bas de la courbe et commence à monter, peu à peu, en accélération.

Voir: "Cortège Sédimentaire"
&
"Stratigraphie Séquentielle"
&
"Système de Déposition"

Le cortège de bas niveau (CBN), quand complet, est composé de trois membres: (i) Cônes sous-marins de bassin (CSB) ; (ii) Cônes sous-marins de talus (CST) et (iii) Prisme de bas niveau (PNB). La géométrie des cônes sous-marins de bassin est aggradante. La géométrie des cônes sous-marins de talus est ondulée ("ailes de mouette", autrement dit, des digues marginales naturelles et des dépressions ou canaux entre elles). La géométrie du prisme de bas niveau est progradante. Dans cette tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique de l'offshore de la Namibie, les sous-cycles d’empiétement continental ont été individualisés par des discordances, une fois que la différence d'âge entre chaque discordance individualisée est supérieure à 3 - 5 My. Ces sous-cycles sont composés de cycles-séquence qui sont très difficiles à individualiser. Toutefois, en tenant compte de la géométrie des réflecteurs, il est possible de conjecturer que la majorité des sous-cycles d’empiétement continental sont composées par une agrégation latérale des cycles-séquence formés uniquement par des prismes de bas niveau (PBN). Cela est évident à partir du Miocène supérieur. Au-dessus de la discordance SB. 30 Ma, un paquet de cônes sous-marins de bassin (CSB), déposés durant plusieurs cycles-séquence est facile à reconnaître par sa géométrie aggradante. En amont de ce paquet sédimentaire, on reconnaît un autre, avec une géométrie ondulée qui peut être interprété comme une superposition de cônes sous-marins de talus (CST) associés à différents cycles-séquence. Bien que les conditions actuelles sont de haut niveau marin, l'intervalle sédimentaire plus récent est un prisme de bas niveau (PBN), ce qui veut dire qu'il y a eu une montée relative du niveau de la mer significative après son dépôt.

Cortège de Haut Niveau (de la mer)..................................................................................Highstand systems tract

Association latérale de systèmes de déposition synchrones et génétiquement liés qui forment la partie supérieure d'un cycle-séquence. Le cortège de haut niveau ou mieux, le prisme de haut niveau (pour éviter toute confusion avec le cortège transgressif) se dépose lorsque le niveau de la mer est au-dessus du rebord du bassin et quand le niveau relatif de la mer monte en décélération à la proximité de la zone de stabilisation ou la même quand il commence à descendre. Le cortège transgressif (également de haut niveau) se dépose lorsque la montée relative du niveau de la mer est en accélération.

Voir: "Cortège Sédimentaire"
&
"Stratigraphie Séquentielle"
&
"Haut Niveau (de la mer)"

Dans ce détail d'une tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique de l'offshore de Chine, on reconnaît les secteurs proximaux de plusieurs cycles-séquence. Chacun des cycles est limité par deux discordances, c'est-à-dire, par deux surfaces d'érosion induites par des chutes relatives du niveau de la mer. La discordance inférieure est identifiée par des relations géométriques de troncature des réflecteurs du cycle sous-jacent. La discordance supérieure se reconnaît facilement, par les biseaux d'aggradation côtiers du cycle-séquence sus-jacent, et par les biseaux sommitaux des réflecteurs du prisme de haut niveau. Dans cette tentative, la dernière discordance se reconnaît par le remplissage d'un vallée incisée et en chaque cycle-séquence, uniquement les cortèges de haut se sont visibles : les cortèges transgressifs (CT), limités entre les discordances inférieures et les surfaces d'inondation maximales (en pointillés) et les prismes de haut niveau (PHN) qui se reconnaissent facilement par leur géométrie progradante, qui contraste avec la géométrie aggradante des cortèges transgressifs. L'appellation prisme de haut niveau (PHN) au lieu de cortège de haut niveau (CHN), est souhaitable vu que le cortège transgressif (CT) est également une cortège du haut niveau. Pendant les cortèges transgressifs, la montée relative du niveau de la mer est en accélération, alors que pendant le dépôt des prismes de haut niveau, la montée relative du niveau de la mer est en décélération, ce qui signifie que la partie terminale du prisme de haut niveau peut, éventuellement, être déposée, avec un niveau relatif de la mer descendant. La limite entre la montée relative du niveau de la mer en accélération et décélération correspond au point d'inflexion de la courbe des variations relatives du niveau de la mer, qui marque à la surface d'inondation maximale.

Cortège Sédimentaire.................................................................................................................................Systems tract

Chaîne latérale de systèmes de dépôt contemporains qui forment un cycle-séquence. Chaque cortège sédimentaire est associé à un segment de la courbe des variations relatives du niveau de la mer qui définit le cycle-séquence. Les cortèges sédimentaires peuvent être reconnus dans les affleurements, lignes sismiques et diagraphies électriques. II y a trois cortèges sédimentaires. Dans un cycle complet, du haut vers le bas, on reconnaît: (i) Prisme de Haut Niveau ; (ii) Cortège Transgressif ; (iii) Cortège de Bas Niveau qui se compose de trois membres appelés également cortèges ; (a) Cônes Sous-marins de Bassin ; (b) Cônes Sous-marins de Talus et (c) Prisme de Bas Niveau (voir page suivante).

Voir: "Cortège Sédimentaire"
&
"Stratigraphie Séquentielle"
&
"Accommodation"

Dans ce schéma, construit à partir de l'interprétation géologique de lignes sismiques et puits d'exploration, sont résumés les principes fondamentaux de la stratigraphie séquentielle, quand celle-ci est faite au niveau hiérarchique des cycles-séquence. Ces cycles sont déposés en association avec des cycles eustatiques de troisième ordre, qui durent entre 0.5 et 3 - 5 millions d'années. Les cycles-séquence sont limités par des discordances (surfaces d'érosion induites par des chutes relatives significatives du niveau des mers) et sont formés par différents cortèges sédimentaires qui sont définis par la courbe des variations relatives du niveau de la mer et environnements sédimentaires. Comme illustré ci-dessus, en amont du rebord du bassin, un puits d'exploration (puits A) ne reconnaît que les cortèges sédimentaires déposés dans des conditions de haut niveau de la mer (cortège transgressif et prisme de haut niveau). En aval du rebord du bassin (puits B et C), le cortège de bas niveau qui est formé par trois membres: (i) Cônes sous-marins de bassin (CSB) ; (ii) Cônes sous-marins de talus (CST) et (iii) Prisme de bas niveau (PBN), est prédominante. Le cortège transgressif (CT) et le prisme de haut niveau (PHN) sont condensés. Le cortège de bordure de bassin (CBB), parfois appelé cortège sédimentaire descendant (CSD), dans le modèle de P. Vail, est séparé par du cycle séquence par une discordance du type II. Dans le modèle de Hunt et Tucker, le cortège de bordure est incorporé dans le sommet du cycle-séquence, une fois que, pour eux, bien que la discordance sub-aérienne commence au début de la phase de descente, l'érosion et l'incision se poursuivent jusqu'à la fin de la phase de descente du niveau de mer.

Dans un cycle-séquence complet, du sommet vers la base, on reconnaît les cortèges sédimentaires suivants:

1- Cortège ou prisme de haut niveau de la mer (PHN).

Se dépose lorsque le niveau eustatique est haut. Il est caractérisé par une géométrie progradante. Des progradations sigmoïdes alternent avec des progradations obliques dans la période final de haut niveau, ce qui reflète une avancée purement latérale des sédiments, car il n'y a pas assez d'espace disponible. Ce cortège est composé, généralement, de trois paquets sédimentaires avec des géométries légèrement différentes:

1.1- Haut Niveau Inférieur, caractérisé par des progradations sigmoïdes. Similaire au cortège transgressif.
1.2- Haut Niveau Supérieur, caractérisé par des progradations obliques et constitué par sédiments deltaïques, de plage ou de tempête.
1.3- Haut Niveau Sub-aérien, caractérisé par des sédiments déposés plus haut que le niveau de la mer. Le haut niveau supérieur et le haut niveau sub-aérien sont synchrones.

2- Cortège transgressif (CT).

Sédiments déposés lors d'une montée relative du niveau de la mer en accélération. Il est composé d'un ensemble de paracycles (périodiques, dont la rétrogradation vers le continent témoigne une augmentation de la profondeur d'eau de dépôt). Certains minéraux authigènes se forment, souvent, dans la partie distale (plus marine), où le taux de sédimentation est faible. Les sédiments sont déposés de préférence sur la plaine côtière.

3- Cortège de bas niveau de la mer (CBN).

Fonction du contexte géologique, ce cortège se présente sous trois configurations différents, où le passage entre la plaine côtière et le bassin se fait par : (i) Un talus continental bien marquée ; (ii) Une faille de croissance et (iii) Un passage progressif du type rampe. En général, le cortège de bas niveau est composé de quatre membres: (i) Cônes sous-marins de bassin ; (ii) Cônes sous-marins de talus ; (iii) Prisme de bas niveau et (iv) Remplissages des vallées incisées et canyons. Dans un contexte de rampe, le cortège de bas niveau (de la mer) est, généralement, composé uniquement de trois ensembles: (a) Prisme de bas niveau inférieur ; (b) Prisme de bas niveau supérieur et (c) Remplissage des vallées incisées.

3.1- Cônes Sous-marins de bassin (CSB).
Ces cônes sous-marins se déposent lors d'une descente relative du niveau de la mer plus rapide que la subsidence du rebord du bassin. La descente relatif produit une exhumation totale de la plaine côtière et ou plate-forme et la formation des vallées et canyons incisées qu'acheminent, vers le bassin, les sédiments qui se déposent sous la forme de cônes sous-marins.
3.2- Cônes Sous-marins de talus (CST)
Ces cônes sous-marins sont déposés lorsque le taux de chute relative du niveau de la mer commence à diminuer. Ils sont constitués par des dépôts turbiditiques complexes (digues marginales naturelles, dépressions et canaux entre elles), parfois, en association avec des écoulement massifs et massifs et glissements de terrain.
3.3- Prisme de bas niveau (PBN)
Ensemble supérieur du cortège sédimentaire de bas niveau (de la mer). Il est, généralement, progradant et se dépose lors que le niveau de la mer est bas, mais ascendant. Il se dépose près du talus continentale et participe au remplissage des vallées incisées et des canyons, créé pendant les membres antérieurs.

4- Cortège de bordure de bassin ou Cortège sédimentaire descendant (CBB ou CSD) .

Par cortège de bordure on doit entendre cortège de bordure de bassin et non de rebord de plate-forme continentale, une fois qu'il est déposé quand le niveau relatif de la mer descend, près de la rupture d'inclinaison de la surface de déposition côtière, mais en amont de la rupture de la plate-forme continental (dans ces conditions, elle est. en même temps, la rupture continentale et la rupture d'inclinaison de la surface de déposition côtière). Les sédiments se déposent près du rebord du bassin qui conserve sa stabilité dans l'absence d'une érosion marquée.

Cortège Sédimentaire Descendant....................................................................Falling stage systems tract

Ensemble de sédiments déposés lors d'une chute relative du niveau de la mer. Un cortège sédimentaire descendant existe en association avec une régression forcée. Il a une géométrie progradante et se dépose plus bas que le prisme de haut niveau.

Voir: "Cortège Sédimentaire"
&
"Stratigraphie Séquentielle"
&
"Régression Forcée"

Un cortège descendant est associé à : (i) Incisions fluviales dans la plaine côtière exhumée ; (ii) Une progressive exposition sub-aériennes de la plate-forme ; (iii) Un transport des sédiments le long du talus continental et formation de canyons et (iv) Un dépôt de cônes sous-marins de bassin. D'autre part, il peut se caractériser par : (a) Une abondance de micro-fossiles ; (b) Forts valeurs δ18 ; (c) Érosion du continent ; (d) Absence de déposition contemporaine dans la plaine côtière ; (e) Progradations s'amincissant vers le bassin et (f) Une stratigraphie raccourcie (quand l'épaisseur des paracycles du cycle-séquence est inférieure à la paléo-profondeur d'eau déterminée par biostratigraphie). Comme illustré dans ces schémas, le problème du cortège sédimentaire descendant (CDD) est de savoir si la discordance qui limite le cycle-séquence doit être placé au-dessus ou, si au contraire, le cortège descendant se dépose au-dessus de la discordance, autrement dit, à quel cycle-séquence doit être associé le cortège descendant. Pour Vail, au moins au début de la divulgation de la stratigraphie séquentielle, le cortège descendant, que Vail appelait cortège de bordure, se déposait au-dessus de la discordance (type II) . En d'autres termes, pour Vail, le cortège descendant se dépose en association avec une descente relative du niveau de la mer relativement faible qui ne mettait pas le niveau de la mer plus bas que le rebord (les conditions géologiques restaient de haute niveau de la mer). C'est plus tard, que le niveau relatif de la mer descend suffisamment pour que la déposition se déplace vers les environnements profonds. Pour Hunt et Tucker, le cortège descendant doit être incorporé dans le sommet du cycle-séquence, parce que malgré le fait que la discordance sub-aérienne commence au début de la phase de descente, l'érosion et incision se poursuivent jusqu'à la fin de la phase de descente du niveau de la mer. Actuellement, la différenciation entre les discordances de type I et type II semble avoir disparu et, pratiquement, aucun géoscientiste reconnaît les discordances de type II, ce qui signifie, probablement, que Hunt & Tucker ont raison.

Cortège de Systèmes de Dépôt ....................................................................................................Systems tract

Sous-division d'un cycle-séquence qui consiste d'une association de systèmes de déposition chronostratigraphiques et génétiquement lié, ce qui veut dire que si un disparaît les autres disparaissent également. Chaque système de dépôt est caractérisé par un faciès (lithologie) et une faune associée.

Voir: "Cycle Séquence"
&
"Système de Déposition"
&
"Faciès"

Les cortèges sédimentaires, qui composent un cycle séquence, à savoir (i) Cônes sous-marins du bassin; (ii) Cônes sous-marins de talus; (iii) Prisme de bas niveau, (iv) Cortège transgressif, (v) Prisme de haut niveau et, parfois, (vi) Prisme de bordure de bassin, sont formées par une superposition de para-cycles séquence, lesquels correspondent à des cortèges de systèmes de dépôt. En d'autres termes, chaque para-cycle séquence est formée par un cortège de systèmes de dépôts synchrones et génétiquement lés. Par exemple, dans un prisme de bas ou haut niveau, parfois, chaque para-cycle séquence correspond à un appareil deltaïque, dans lequel de l'amont vers l'aval on peut mettre en évidence les systèmes de dépôt suivants (combinaison d'une lithologie avec une faune caractéristique): (a) Plaine deltaïque, qui, généralement, est formé de siltites et argiles, (b) Front de delta, formé, généralement, par des sables avec de bonnes caractéristiques pétrophysiques (porosité et perméabilité); (c) Prodelta, formé par des argiles et, parfois, (d) turbidites proximaux déposés dans les couches horizontales inférieurs lorsque le front de delta est affecté par des glissements. Il est important de ne pas oublier que dans tous les cortèges sédimentaires, chaque para-cycle séquence est déposé en association avec un para-cycle eustatique. Autrement dit, entre chaque montée relative du niveau de la mer, qui crée de l'espace disponible pour les sédiments, il n'y a pas, comme son nom l'indique, de descente relative du niveau de la mer ou, en d'autres termes, il n'y a pas de discordance (surface d'érosion significative) entre les para-cycles séquence. Chaque incrément de montée relative du niveau des mer crée de l'espace pour les sédiments, lesquels sont déposés, en progradation, durant les périodes de stabilité relative du niveau de la mer qui séparant les montées relatives. Notons que dans un cortège de systèmes de déposition les différents faciès sont génétiquement liés; si l'une ne se dépose pas les autres non plus.

Cortège Transgressif ............................................................................................................Transgressive systems tract

Association latérale de systèmes de déposition synchrones et génétiquement liés qui forment la partie intermédiaire d'un cycle stratigraphique dit cycle-séquence. Ce cortège se dépose lorsque le niveau de la mer est au-dessus du rebord du bassin, c'est-à-dire, en conditions géologiques de haut niveau marin. Par rapport à la courbe des variations relatives du niveau de la mer qui définissent le cycle séquence, le cortège transgressif se dépose quand le niveau relatif de la mer monte en accélération. La limite supérieure de ce cortège (surface d'inondation maximale) correspond à l'instant où la montée relative du niveau de la mer entre en décélération.

Voir: "Cortège Sédimentaire"
&
"Stratigraphie Séquentielle"
&
"Transgression"

Dans cette tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique de l'offshore du Labrador, le cortège transgressif d'un cycle-séquence est facilement reconnu entre la discordance inférieure du cycle et le prisme de haut niveau (PHN). Les réflecteurs du cycle-séquence sous-jacent sont représentés par des traits blancs, tandis que ceux du cortège transgressif sont colorés en vert. Les réflecteurs du cortège transgressif reposent par des biseaux d'aggradation côtiers contre les réflecteurs du cycle sus-jacent soulignant une discordance (surface d'érosion). Dans le cortège transgressif, il y a quatre surfaces de ravinement. Entre elles, les réflecteurs progradent vers la mer. Le cortège transgressif (ou transgression) correspond à une superposition de régressions chaque fois plus petites, ce qui globalement crée une géométrie rétrogradante. En fait, dès qu'il y a une montée relative du niveau de la mer, la rupture côtière de l'inclinaison de la surface de déposition (plus ou moins la ligne de côte) se déplace vers l'amont. Pendant la période de stabilité qui suit la montée relative, les sédiments se déposent, peu à peu, dans des paquets sédimentaires qui progradent vers le large, sans toutefois dépasser les sédiments déposés précédemment. Une nouvelle montée du niveau relatif de la mer déplace, à nouveau, la rupture côtière de l'inclinaison de la surface de déposition vers l'amont. Les sédiments déposés en paquets progradants, pendant le nouveau période de stabilité, mais comme auparavant, n'atteignent pas les paquets distaux déposés précédemment. Nouvelle montée relative, etc., etc.

Côte ...................................................................................................................................................................................................Coast

Bande de terre de largeur indéterminée (peut être de plusieurs kilomètres), qui s'étend de la ligne de la marée basse jusqu'au premier changement majeur de la morphologie (falaise). Certains géoscientistes limitent la côte à la zone affectée par l'eau entre les niveaux extrêmes de des marées. La ligne de côte est un terme relativement vague, une fois qu'elle n'est pas fixe, principalement à cause des marées.

Voir: "Onshore"
&
"Ligne de Côte"
&
"Littoral"

La côte est la partie du continent proche du littoral que très souvent, englobe la plaine côtière. La surface atteinte par les vagues de la mer est modelée en marches appelées marches de plage, qui sont formées par une plate-forme ou berme de plage et un talus, plus ou moins, abrupt. Comme illustré dans ce schéma, la ligne d'inflexion entre la berme et le talus de chaque marche est la crête de la berme. Ainsi, la berme est une petite plate-forme basse, presque horizontale, ou légèrement inclinée vers la terre, et formée par du matériel transporté et déposé par les vagues de tempête. La côte est souvent considérée comme la première frontière de défense d'un pays. Bien que la ligne de côte varie quotidiennement, fonction des marées, il est courant de considérer les types suivants : (I) Ligne de côte émergente, quand elle résulte d'une chute relative du niveau de la mers, et laquelle est facilement reconnue par la topographie, comme par les plages suspendes (ou surélevées), car elles ne sont pas affectés par la marée haute ; (ii) Ligne de côte de sous-émergente, quand elle résulte d'une montée du niveau relatif de la mer et qui est reconnue par les plates-formes noyées (plates-formes couvertes par de l'eau de mer qui les mettent, souvent, en dessous de la zone photique), rias (vallées inondées) et fjords ; (iii) Ligne de côte concordante, quand elle est, plus ou moins, parallèle aux plans de stratification et aux limites entre les différentes roches qui forment les falaises ou escarpement côtier ; (iv) Ligne de côte discordante, quand elle est orienté oblique ou même perpendiculairement à la direction des formations géologiques qui forment le littoral. C'est dans ce dernier type que les passes (graus ou entrées) et les baies sont fréquentes, puisque les roches les moins résistantes sont érodés plus facilement et que les formations les plus résistantes aux agents d'érosion, en particulier à l'érosion des vagues de la mer, formant des promontoires et affleurements importants qui font le bonheur des géoscientistes.

Côte avec Rias .............................................................................................................................................................Ria coast

Retrait (rentrant) du contour de la côte, longue, étroite et ramifiée qui continue, vers l'amont, un chenal fluvial. Une ria résulte de la submersion de secteur terminal du réseau hydrographique d'un bassin fluvial (Moreira, 1984).

Voir: “Ligne de côte”
&
"Littoral"
&
"Fleuve"

En général, une ria ne se forme de manière isolée, mais en groupes. En fait, quand un géoscientiste parle d'une ria, la plus part des fois, comme dans cet exemple, il se réfère à un ensemble de rias, plus ou moins parallèles, sur la côte d'un grand territoire. Une ria se forme quand le niveau relatif de la mer monte et inonde la vallée d'un fleuve. Le résultat est presque toujours un estuaire, entouré des collines qui formaient autrefois la vallée. On peut dire qu'une ria (la vallée du fleuve submergé) commence comme une simple vallée où un fleuve s'écoule entre les collines qui l'entourent. Comme lors de la dernière glaciation, il y avait beaucoup de fleuves proche de l'océan dès que le niveau relative de la mer a commencé à monter en raison de la fonte de la glace, ils ont commencé à inonder les vallées autour des collines. Avec le temps, les vallée se sont remplies d'eau de mer pendant que les cours d'eau continuaient à s'écouler. La combinaison de l'eau de mer et des fleuves forme des estuaires. Une ria a une forme de chenal en V et des nombreux petits cours d'eau associés. Comme dans tous les estuaires, des espèces estuariennes y sont abondants, bien que cela varie selon l'emplacement géographique. Une ria et un fjord sont très similaires et peuvent, en certains cas, être confondues. La différence est qu'un fjord est formé par le mouvement des glaciers, tandis qu'une ria se forme par l'inondation de la vallée (pendant la marée haute, par exemple). D'autre part, une ria est plus profonde et plus large vers l'embouchure qu'un fjord. Si l'hypothèse du réchauffement climatique (anthropique ou non) se confirme, ce qui ne semble pas être le cas, puisqu'on constate une stabilité, même voir une diminution de la température globale, depuis 2000, il pourrait affecter de manière significative, les milieux littoraux dans les prochaines décennies. En fait, si une partie des calottes glaciaires fonde, le niveau de la mer relatif montera et plus de rias se formeront. Cependant, les côtes actuelles avec des rias, contrairement à ce que beaucoup de personnes pensent, ne souffriront pas de dommages majeurs.

Couche..................................................................................................................................................................................Bed, Strate

Horizon sédimentaire avec une épaisseur supérieure ou égale à 1.0 cm.

Voir : "Strate"
&
"Accommodation"
&
"Stratigraphie"

Comme l'illustré dans cette photo, les couches sédimentaires et plans de stratification sont facilement visibles sur les falaises qui forment une partie du littoral du Portugal. Les sédiments qu'ils soient clastiques ou précipités sont déposés, presque toujours, en niveaux, plus ou moins, parallèles qui sont appelées couches ou strates. Cette stratification résulte de la tendance que l'eau et le vent ont de répandre, sur de grandes distances, des sédiments similaires en niveaux relativement minces pendant des périodes de temps avec des conditions environnementales relativement similaires. Lorsque les conditions environnementales changent sur le site de dépôt, plusieurs choses peuvent se passer: (i) Différents sédiments peuvent être déposés au-dessus de la couche précédente ; (ii) Il peut y avoir une période durant laquelle aucun sédiment se dépose ; (iii) Le niveau original peut être érodé. Dans tous ces cas, en raison de l'environnement commun de déposition, les sédiments ont tendance à être beaucoup plus semblables au sein des couches que entre elles. Bien que les sédiments ont tendance à être plus semblables au sein d'une couche qu'entre différentes couches, la continuité latérale a des limites. Ainsi, une couche donnée peut être mince et s'amincir, latéralement, sans laisser aucune trace de la durée du dépôt dans la zone d'amincissement. Le type de sédiments qui caractérise un certain niveau peut changer latéralement à un autre type à l'intérieur de la même couche, ce qui suggère que l'environnement de dépôt a changé progressivement. Certaines combinaisons de milieux de dépôt favorisent des discontinuités abruptes des horizons sédimentaires de type similaire. Par exemple, les sables et argiles déposés par un cours d'eau, sont parfois très discontinues à cause des chenalisations et inondations répétées. D'autres environnements sédimentaires induisent des niveaux plus continus, comme les argiles pélagiques, dans les parties profondes des bassins sédimentaires, autrement dit, dans la base du talus et plaine abyssale. Les surfaces de stratification représentent des hiatus relativement faible. Si l'hiatus est plus grand, la surface correspond à une discordance. Tous les discordances ont, quelque part, un hiatus minimum. L'hiatus minimum est à la base du talus continental. C'est cet hiatus minimum qui donne l'âge de la discordance (chute relative du niveau de la mer) entre deux cycles stratigraphiques.

Couche de Base (d'un delta).................................................................................................................................Bottom bed

Couche ou groupe de couches sub-horizontales en aval et, dans la continuation naturelle, du talus deltaïque (couche inclinée). Dans les couches de base se trouvent, par fois, des intercalations de lobes sableux d'origine turbiditique (turbidites proximaux). Appelée, aussi, couche inférieure d'un delta.

Voir: "Delta"
&
"Couche Frontal (d'un delta)"
&
"Couche Supérieur (d'un delta)"

Comme illustré dans ce schéma, l'épaisseur d'un delta varie entre 10 et 60 mètres. Quand certaines personnes, même certains géoscientistes disent, par exemple, que le delta du Niger a plus de 4000 m d'épaisseur, ils confondent un delta avec un édifice deltaïque. C'est la même chose que confondre la hauteur d'un appartement (delta), en général, environ 2,40 mètres, avec la hauteur totale d'un bâtiment (édifice deltaïque). Un delta est une cortège composée de trois systèmes de dépôts synchrones et génétiquement liés, ce que signifie que si un système disparaît les deux autres disparaissent également. D'amont vers aval, les systèmes de dépôt qui composent un delta sont : (i) Plaine deltaïque (siltes, sables et argiles) ; (ii) Front de delta (sable) et (iii) Prodelta (sédiments très argileux et argiles). Dans certains cas particuliers, en plus de ces systèmes de dépôt, un système de dépôt turbiditique (turbidites proximaux) peut se développer à la base du talus deltaïque, c'est-à-dire, à la base du prodelta. Tout cela signifie que dans un delta, les lignes chronostratigraphiques ont, en général, une géométrie sigmoïde. Les sédiments de la plaine deltaïque se déposent dans le secteur sub-horizontal supérieur (en amont du talus deltaïque). Les sédiments du front de delta se déposent près de la rupture côtière de l'inclinaison de la surface de déposition, pratiquement en haut du talus deltaïque. Les sédiments du prodelta se déposent dans le secteur incliné, autrement dit sur le talus deltaïque, tandis que les sédiments distaux et les turbidites proximaux se déposent dans le secteur sub-horizontal inférieur (en aval du secteur incliné). Comme un delta est un corps sédimentaire progradant, généralement, localisé en aval de l'embouchure d'un cours d'eau (fleuve ou rivière), les couches basales sont les plus minces. Elles contiennent beaucoup d'argile. N'oublions pas qu'une géométrie progradante (où la rupture côtière de l'inclinaison de la surface de déposition se déplace vers l'aval et vers le haut) implique une granulométrie granocroissante vers le haut et une épaisseur des couches croissante vers le haut (stratocroissant).

Couche Enveloppante Pélagique ........................................................................................................Drape

Enveloppe sédimentaire relativement peu épais composé des argiles pélagiques déposées entre les cortèges sédimentaires, lorsque les centres de déposition se déplacent vers le continent, ce qui crée, dans les parties distales de la plate-forme et en eau profonde, des conditions géologiques caractérisées par un faible taux de sédimentation. Dans les cônes sous-marins de talus, par dessus des remplissages des dépressions (entre les lobes) et des dépôts de débordements, l'enveloppe pélagique est particulièrement épais, bien que, souvent, il soit inférieur à la résolution sismique.

Voir : "Cycle Stratigraphique"
&
"Cône Sous-marin de Talus"
&
"Cortège Transgressif"

En eau profonde, l'enveloppe pélagique, entre le cortège transgressif (CT) et le cortège de bas niveau (CBN), qui est souligné dans cette figure, est, très souvent, inférieure à la résolution de lignes sismiques, ce qui signifie que son épaisseur, rarement, atteint 20-30 mètres. Il est important de noter que les enveloppes et les couches pélagiques existent, presque toujours, entre les trois membres, qui forment le cortège de bas niveau (CBN), autrement dit, entre les : (i) Cônes Sous-marins de bassin (CSB) ; (ii) Cônes sous-marines de talus (CST) et (iii) Prismes de bas niveau (PBN), et même entre chaque lobe turbiditique. Le temps de dépôt d'un enveloppe pélagique est, dans la plupart des cas, beaucoup supérieur au temps de déposition total des roches qu'il sépare. Par exemple, un lobe turbiditique d'un cône sous-marin de talus se dépose dans quelques heures, c'est-à-dire de manière instantanée (en termes géologiques), tandis que la couche pélagique qui le surmonte et qui, rarement, dépasse 50 à 10 cm d'épaisseur, se dépose dans plusieurs milliers d'années. En d'autres termes, les enveloppes et couches pélagiques ont un taux de sédimentation très faible, tandis que les roches, qui forment les systèmes de dépôt des cortèges sédimentaires ont des taux de dépôt beaucoup plus élevés. Dans cette figure, sont représentés deux cycles-séquence qui sont, clairement, séparés par une discordance induite par une chute relative du niveau de la mer. Dans le cycle inférieur, uniquement le cortège transgressif (CT) et le prisme de haut niveau (PHN) se sont déposés. Le premier a une géométrie rétrogradante, tandis que le second a une géométrie progradante. Le cycle-séquence supérieur est représenté par le cortège transgressif (CT) et le cortège de bas niveau (CNB) dans lequel se sont déposés les trois membres (CSB, CST et PBN).

Couche Frontale (d'un delta)............................................................................................................................Foreset bed

Couche ou ensemble de couches inclinées dans les sédiments deltaïques déposés sur la marge progradante d'un delta. Dans une dune de sable, les couches déposées sur la face de glissement (versant protégée du vent) sont, aussi ,appelées couches frontales (d'une dune).

Voir: "Delta”
&
“Couche Basale (d'un delta)”
&
“Couche Supérieure (d'un delta)”

Dans un environnement deltaïque, les sédiments transportés par les canaux de distribution se déposent formant une architecture progradante. Les plus grossier sont les premiers à déposer et forment une série de lits inclinés et progradants, appelés couches frontales. Le matériel plus fin est transporté plus loin (en mer ou dans un lac) et se dépose en couches, plus ou moins horizontales, désignées comme couches basales ou couches de base. Au fur et à mesure qu'un delta avance dans un corps d'eau, le courant prolonge ses chenaux vers la bordure du delta. Ainsi, quand cela arrive, les couches frontales sont couvertes par des couches sous-horizontales, appelées couches supérieures, qui sont essentiellement composées de sédiments sableux. En d'autres termes, dans un delta, les lignes chronostratigraphiques (plus ou moins les plans de stratification) peuvent avoir une géométrie sigmoïde ou oblique. Dans le premier cas, les couches supérieures, frontales et basales sont bien individualisées. Dans le second, uniquement les couches frontales et, parfois, les couches basales, se déposent. Ces deux géométries correspondent à des mécanismes de dépôt très différents. Lorsque la géométrie est sigmoïde, il y a aggradation et progradation de la rupture côtière de l'inclinaison de la surface de déposition (plus ou moins la ligne de côte), ce qui implique une montée relative du niveau de la mer, autrement dit, une augmentation de l'espace disponible pour les sédiments (accommodation). Lorsque la géométrie est oblique, il y a uniquement progradation de la rupture côtière de l'inclinaison de la surface de déposition, ce qui nécessite un apport terrigène important, mais pas nécessairement un changement significatif du niveau de la mer. Dans ce cas, comme il n'y a pas augmentation de l'accommodation, les sédiments transportés vers la rupture d'inclinaison de la surface de déposition sont obligés à se déposer comme couches frontales, dans le talus deltaïque, car c'est là que de l'espace est disponible pour les sédiments. Une géométrie oblique peut également être le résultat d'une érosion des couches supérieures.

Couche Repère .......................................................................................................................................................Marker bed

Couche ou un groupe de couches géologiques qui peuvent t être suivie sur de longues distances sur le terrain et, ou, dans les diagraphies électriques. Une couche repère peut avoir une valeur chronostratigraphique significative, mais ce n'est pas toujours le cas.

Ver: "Strates"
&
"Corrélation"
&
"Cortège Sédimentaire”

Sur ces diagraphies électriques d'un puits d'exploration (Mer du Nord), plusieurs niveaux de référence (la résolution sismique est environ 20-30 m largement supérieure à l'épaisseur d'une couche) peuvent être reconnus. De haut en bas : (i) Une superficie d'inondation maximale ; (ii) La première surface transgressive (1ère ST) d'un cortège sédimentaire transgressif (CT) ; (iii) Une surface d'érosion qui souligne la discordance que limite deux cycles-séquence (cycles stratigraphiques déposés pendant cycles eustatiques de 3ème ordre, dont la durée varie entre 0.5 et 3 - 5 My) ; (iv) Surface de base des progradations du prisme de haut niveau (PHN) du cycle-séquence inférieur, laquelle correspond, à peu près, à la surface d'inondation maximale du cortège transgressif du même cycle. Les deux derniers horizons : (A) La surface d'inondation maximale qui sépare le cortège transgressif (CT) du prisme de haut niveau (PHN) et (B) sont particulièrement intéressants pour faire des corrélations. La limite entre les cycles (discordance, qui met en évidence une chute relative du niveau de la mer significative, laquelle a créé une surface d'érosion) est, dans ce cas, caractérisée par le remplissage d'une vallée incisée. Entre la surface d'inondation maximale (sommet du cortège transgressif du cycle inférieur) qui peut, aussi, être un bon niveau de référence, et la discordance (surface d'érosion), qui sépare les deux cycles, la morphologie de la diagraphie gamma-ray (GR) suggère un intervalle sédimentaire grano et stratocroissant, vers le haut qui corrobore la géométrie progradante du prisme de haut niveau (PHN) visible sur les lignes sismiques. La première surface d'inondation (base du cortège transgressif, CT) peut, dans certains cas, être considérée comme un horizon repère. Sur les données sismiques, la plupart de ces horizons peuvent être considérés comme chronostratigraphiques, bien qu'en réalité, autrement dit, sur le terrain (échelle naturelle 1:1), ils ne le sont pas. Toutefois, tenant compte de la résolution sismique et l'immensité du temps géologique, l'erreur, en général, n'est pas très grande et elle n'a pas de conséquences négatives.

Couche Supérieure (d'un delta)........................................................................................................................Topset bed

Couche ou groupe de couches sub-horizontales des sédiments deltaïques déposées dans les plaine deltaïque et en amont de la rupture côtière d'inclinaison de la surface de déposition.

Voir: "Delta"
&
"Couche Basale (d'un delta)"
&
"Progradation Sigmoïdale"

Dans cette photo, dont l'échelle est donnée par le géoscientiste (n'oublions pas qu'une interprétation géologique dépend de l'échelle et que l'échelle naturelle est celle du terrain, autrement dit, 1:1), les trois types de couches, qui forment un delta, sont facilement reconnaissables : (i) Les couches supérieures, sub-horizontales ; (ii) Les couches frontales, inclinées vers la mer et (iii) Les couches de base qui comme les couches supérieures, sont, également, sous-horizontales, mais situées en aval des couches frontales du même intervalle stratigraphique. Notons que nous parlons de couches et non de strates. En fait, les strates ont une valeur chronostratigraphique, tandis que les couches, en général, n'ont pas. On peut dire qu'une couche supérieure continue vers l'aval pour former une couche frontale, laquelle, à son tour, continue vers l'aval pour former une couche basale et que les trois prises dans ensemble, forment une strate, autrement dit, une unité chronostratigraphique. Les géoscientistes qui interprètent les lignes sismiques, sur lesquels il est plus facile de suivre la continuité de la sédimentation (quoique de manière indirecte) que sur le terrain, savent qu'ils ne peuvent jamais oublier les échelles et qu'ils ne doivent pas confondre une ligne temps (chronostratigraphie) avec une ligne de faciès (lithostratigraphie). Sans l'échelle (donnée par le géoscientiste) et sans la granulométrie des couches frontales et supérieures, personne pourrait dire se le talus corresponde à talus deltaïque ou continental. En revanche, même sans échelle, il est facile de constater, même sur cette photo, que les lignes chronostratigraphiques sont sigmoïdes et les lignes de faciès sub-horizontales. En effet, à l'échelle macroscopique (échelle des cartes géologiques et bassins sédimentaires), sur le terrain et sur les données sismiques, les lignes temps et de faciès se croisent. C'est uniquement à l'échelle mésoscopique (échelle d'un affleurement quand il y a continuité de plans de stratification), et pas toujours, c'est que les lignes chronostratigraphiques peuvent coïncider avec les lignes de faciès. Les couches supérieures sont déposés uniquement s'il y a une montée relative du niveau de la mer. Autrement dit, un delta avec une géométrie progradante-oblique qui n'a pas de couches supérieures se dépose durant les périodes de stabilité relative du niveau des mers.

Coulée de Boue..........................................................................................................................................................Mud flow

Mouvement de matériel terrestre semblable à une coulée de débris sédimentaires, mais avec beaucoup moins de matériel rocheux. Parfois, synonyme de Lahar.

Voir : "Flux (écoulement)"
&
“Lahar”
&
"Écoulement Granulaire"

Une coulée de boue ou écoulement de boue, comme certains géoscientistes disent, est l'un des plus rapides transports gravitaires (processus géomorphologiques par lequel le sol, régolites et roches se déplacent aval-pendage sous la force de gravité) existants à la surface de la Terre. Une coulée de boue transporte une grande quantité de matériel surtout de terre meuble et de l'eau. Beaucoup de géoscientistes font peu de différence entre les coulées de débris (en haute montagne), les coulées de boue (pas très liquide), lahars et des courants de boue (volcans). La grande majorité de ces écoulements sont des phénomènes géologiques normaux et naturels. Toutefois, malheureusement, certains d'entre eux peuvent être d'origine anthropique, comme l'écoulement de boue du volcan Sidoarjo, sur l'île de Java, lequel a, probablement, été induite par la haute pression de la boue de forage d'un puits d'exploration de pétrole, situé environ 150 mètres du volcan de boue (Sidoarjo). En fait, il semble qu'un jour avant l'éruption du volcan, l'opérateur du forage a augmenté, de manière excessive, la pression de la boue (R. Davies, AAPG 31/10/2008). Cette photographie montre comment la coulée de boue ou lahar (coulée de débris volcaniques) s'est dirigé vers Armero (Colombie) le 12 Novembre 1985. Cette nuit-là, une éruption a déchiré la glace du glacier qui culmine le volcan (Nevado del Ruiz, ou Mesa de Herveo, en Tolima), crachant plus de 20 millions de mètres cubes de cendres et roches à travers le glacier. Le matériel pyroclastique, très chaud, a fondue la glace et la neige créant une grande quantité d'eau qui a transporté avec elle une grande quantité de matériel, à travers du canyon. Malheureusement, à l'embouchure du canyon était située la ville d'Armero qui a été presque entièrement détruite (23.000 morts). Au Canada et dans les pays nordiques, un type particulier de coulée de boue se produit fréquemment. Dans les marges des glaciers, les boues marines, qui se déposent quand les glaciers s'amincissent, ont une grande quantité d'eau et sont peu compactées. Une petite perturbation peut les transformer en un liquide visqueux qui s'écoule très très rapidement, même sur une pente très faible. Ces écoulements qui sont difficiles à prévoir peuvent être très destructeurs.

Coulée de Débris..................................................................................................................................................Debris flow

Déplacement rapide, plus ou moins désordonnée d'un courant turbulent caractérisé par une forte teneur d'eau et débris de roches. Le plus rapides coulées de débris rivalisent avec la vitesse du éboulements rocheux. Synonyme flux de débris.

Voir : "Flux (écoulement)"
&
"Détritus (géologie)"
&
"Plan d'Eau (courant souterraine)"

En général, les coulées de débris se forment lorsque du matériel rocheux, peu ou non consolidé, est engorgé d'eau et instable. Due à la force de gravité, les coulées se déplacent aval-pendage et, généralement se déposent au pied des montagnes ou dans les vallées. La partie terminale d'une coulée de débris forme un lobe ou une crête qui marque le front ou la partie frontale de l'écoulement. Ce lobe contient, souvent, une grande quantité de sédiments grossiers tels que des cailloux, blocs, etc. En amont du lobe, le matériel est plus fin et est, principalement, composé d'argile, sable et limon. Les coulées de débris peuvent, éventuellement, se transformer en des eaux d'inondation très boueuses dès que les éléments grossiers se déposent. Les coulées de débris ont tendance à se déplacer vers l'aval de manière saccadé, une fois que les effets de frottement et d'autres obstacles à son mouvement, doivent être surmontées. Ainsi, parfois, les premières coulées ou les premiers écoulements forment des digues marginales naturelles qui chenalisent les suivantes jusqu'à ce qu'elles se ramifient. De cette façon, la présence d'anciennes digues marginales naturelles suggère la récurrence et les caractéristiques des écoulements d'une zone donnée, ce qui est important pour comprendre la formation des cônes de déjection. Cette image illustre les coulées de débris du complexe volcanique à l'ouest du fleuve Pashimeroi, dans le centre-sud de l'Idaho (Etats-Unis). Les géoscientistes qui ont étudié ces coulées de débris les considèrent comme des masses de fragments de roches, sols et boues, dans lesquelles la taille moyenne des débris est plus grande que celle des sables. Certaines coulées de débris, comme celle-ci, se déplaçant lentement (1-2 cm par an). Toutefois, d'autres sont, en termes géologiques, presque instantanées. En fait, elles peuvent dépasser une vitesse de plus de 160 km par heure, comme les coulées de Huascaran (1977 dans les Andes du Pérou) et, plus récemment (14-16 Décembre de 1999), la coulée de Macatia (Venezuela) qui a fait un nombre incalculable de personnes tuées, puisque les manquantes sont comptés par milliers.

Mouvement de matériel terrestre semblable à une coulée de débris sédimentaires, mais avec beaucoup moins de matériel rocheux. Souvent, synonyme de Coulée de Boue.

Voir: "Écoulement"
&
"Coulée de Débris"
&
"Courant de Gravité"

Malheureusement, la coulée de limon ici illustrée, a eu lieu, et continue encore, dans la partie orientale de l'île de Java en Indonésie. Dans cette région, il y a de nombreux volcans de boue, d'où, généralement, le limon s'écoule lentement et sans grand danger pour la population. Géologiquement, la boue expulsée par ces volcans correspond au remplissage de bassins de type rift (hémi-grabens) qui se sont formés lors de la phase d'extension des bassins d'arrière-arc de la région. En fait, non seulement les argiles qui remplissent les hémi-grabens sont des argiles non-marines sous-compressé (parfois lacustres), autrement dit, à haute pression, mais, aussi, les demi-grabens ont été inversés par la tectonique, ce qui augmente la pression des intervalles sédimentaires. Ceci signifie que les failles normales qui bordent les hémi-grabens, sous l'action d'un régime tectonique compressif, relativement, récent, ont joué, plus tard, comme des failles inverses, ce qui a encore accru l'instabilité des argiles sous-compactées. Souvent, naturellement, par le biais des plans de faille, les argiles sous-compactées arrivent en surface et forment des écoulement de limon ou de boue (volcans de boue), comme ceux du dôme Sangiran près de la ville de Purwodadi, située à environ 200 km à l'ouest de Sidjoarjo. Toutefois, l'écoulement illustré dans cette photographie n'est pas naturel, mais d'origine anthropique. C'était un puits d'exploration d'une société pétrolière qui, en traversant les argiles sous-compactées (qui, souvent, sont d'excellents roches-mères) n'a pas pris les mesures nécessaires (augmentation de la pression de boue de forage) et a laissé le puits entrer en éruption (Mai 2006). Jusqu'à présent, environ 2.500 m^3 de limon (plus ou moins le volume de douze piscines olympiques) sont expulsés par jour. Comme l'écoulement va se poursuivre encore pendant plusieurs années, ne sont les digues artificielles, qui ont été construits récemment (Novembre 2008), qui empêcheront la boue d'envahir la majorité des habitations dans la région de Sidoarjo. Bien sûr, comme l'opérateur du puits est une entreprise locale, les riches compagnies étrangères associées (une australienne et l'autre américain) tentent pour tous les moyens de se déresponsabiliser, en oubliant qu'une partie du limon expulsé du puits est toxique.

Coupe Géologique.........................................................................................................................Geological cross-section

Diagramme montrant la structure et l'agencement des roches, comme elles apparaîtraient dans un plan vertical au-dessous la surface terrestre.

Voir: "Carte Géologique"
&
"Ligne Sismique"
&
"Stratigraphie"

Tout d'abord, rappelons qu'il ne faut pas confondre un coupe géologique avec une tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique. Les échelles (vertical et horizontal) d'une coupe géologique sont métriques, ce qui n'est pas le cas dans une tentative d'interprétation d'une ligne sismique. En général, sauf si la version de la ligne sismique est en profondeur, l'échelle verticale est en temps (double), ce qui signifie que la profondeur d'une interface géologique dépend essentiellement de la vitesse avec laquelle les ondes sismiques traversent les intervalles sus-jacentes. N'oublions pas que dans la plupart des cas, les coupes géologiques, pour des raisons évidentes, ne sont pas dessinés à l'échelle naturel, autrement dit, 1:1. Elles sont presque toujours anamorphosées, c'est-à-dire, que l'échelle horizontale et verticale sont différentes, ce qui a des implications dans l'interprétation géologique des coupes. Supposons, par exemple, un anticlinal parfaitement concentrique et isopaque, sur le terrain (1:1). Si ont le représente sur une coupe géologique, dont l'échelle verticale est de 5 fois l'échelle horizontale, l'anticlinal apparaîtra très allongé, et surtout, l'épaisseur des couches au sommet sera plus grande que sur les flancs, c'est-à-dire, qu'il n'est plus isopaque et qu'un observateur pas trop attentif pourra même penser que le sommet représente la partie la plus subsidente du bassin. Dans cette coupe géologique, dont l'exagération verticale est d'environ 2, la structure et l'agencement des différents intervalles sédimentaires est facile à reconnaître. Il est évident que le raccourcissement sédimentaire est largement postérieur à la sédimentation et que le socle Hudsonien n'est pas impliquée dans la déformation. Les intervalles sédimentaires paléozoïques carbonatés ont été raccourcis par une série de chevauchements couverts par une enveloppe d'imbrications mésozoïques (coupées par le chevauchement du mont Moose, 1). Comme le déplacement des clastiques mésozoïques de la formation Cardium, par exemple, excède, et de beaucoup, le déplacement des chevauchements frontaux, ça implique que le chevauchement du mont Moose (1) a coupé les couches mésozoïques avant que les chevauchements plus orientaux aient été formés.

Coupe Géologique (section)..................................................................................................................Geological section

Diagramme montrant la structure et agencement des roches dans un plan vertical, autrement dit, comme elles apparaîtraient au-dessous la surface si celle-ci serait était coupé verticalement. En général, construite à partir des données sismiques.

Voir: "Formation (géologique)"
&
"Carte Géologique"
&
“Coupe en Profondeur (sismique)”

Cette coupe géologique de l'offshore nord de l'Angola, basée sur l'interprétation géologique de plusieurs lignes sismiques, illustre la structure et agencement des différentes roches qui forment le sud du Bassin du Congo, et suggère l'histoire suivante : (i) Allongement (extension) du Gondwana (continent sud de la Pangée) et formation d'une série de hémi-grabens (bassins de type-rift); (ii) Augmentation de l'activité magmatique, au fur et à mesure que la lithosphère s'est amincie par étirement et chaleur ; (iii) Injection de matériel volcanique (dykes de gabbro) dans la croûte continentale amincie, dès que celle-ci a atteint un étirement d'environ 2 ; (iv) Rupture de la croûte continentale par l'injection de volcanisme, dès que la croûte a atteint un étirement d'environ 4 ; (v) Dispersion de la croûte continentale et mise en place d'une croûte basaltique (laves subaériennes) ; (vi) Écoulement des laves depuis les centres d'expansion vers les continents (un de chaque côte de la rupture) ; (vii) Superposition verticale des laves et création d'une surcharge importante qui a obligé, peu à peu, les laves plus anciennes a s'enfoncer et basculer en direction des centres d'expansion ; (viii) Enfouissement des laves et, progressivement, des centres d'expansion ; (ix) Invasion marine dans la partie proximale des marges volcaniques et dépôt des grès de base et évaporites entre les centres d'expansion subaérienne et les continents; (x) Enfouissement des centres d'expansion dû à la surcharge des laves subaériennes et développement d'un environnement marin ; (xi) Solidification du matériel matériel volcanique mis en place par les centres d'expansion, qui ne peut pas s'écouler dans l'eau, et formation de la vrai croûte océanique (laves en coussin) ; (xi) Montée eustatique induite par la formation et subsidence de la croûte océanique, ce qui a entraîné le dépôt des sédiments de la phase transgressive du cycle d’empiétement continental post-Pangée, dont la géométrie rétrogradante est, plus tard, partiellement caché par tectonique salifère ; (xii) Dépôt des sédiments régressives du cycle d’empiétement continental, dès que les continents ont atteint le maximum de dispersion qui fossilisent les dépôts transgressifs.

Coupe Palinspatique...........................................................................................................................Palinspatic section

Coupe géologique dans laquelle les corps géologiques sont restaurés dans leurs positions géographiques originelles avant que les sédiments aient été déformés (allongés ou raccourcis).

Voir : "Carte Géologique"
&
"Coupe Géologique (section)"
&
“Coupe Restaurée”

Dans cette coupe, toutes les imbrications et chevauchements sont illustrés dans leurs positions actuelles et restaurées. Les déplacements le long de la ligne de la coupe (section) ont été négligés et, pour faciliter la construction, la restauration a été faite par rapport à l'inclinaison actuelle du socle et à un point de référence, non précisé, pris à l'Ouest. Notons qu'en aucune partie de la coupe ou de sa restauration, le Paléozoïque est totalement absent. Les auteurs de cette coupe palinspathique on admit qu'aucune unité structurale majeure a disparue par l'érosion. Ils ont calculé un raccourcissement de l'ordre de 50%, c'est-à-dire, d'environ 160 km pour les Montagnes Principales. Notons que la compréhension des relations "Plis / Faille" a peu d'importance pour le pronostique de la contraction orogénique, quand les données géologiques ou sismiques, sont disponibles pour indiquer les rejets («cut-off") des blocs faillés. Par contre, une connaissance approfondie des relations "Plis / Faille" est critique, quand la localisation du rejet est dans le bloc faillé inférieur. D'autre part, n'oublions pas, qu'une structure anticlinale peut être interprétée comme : (i) Un plis induit par la propagation d'une faille ("fault propagation fold") ; (ii) Un plis transporté par la propagation d'une faille («transported fault propagation fold") ou (iii) Un simple anticlinal induit par la rampe du bloc faillé supérieur («simple ramp hanging-wall anticline"). Les erreurs principales résultent de confusion entre les cas d'un plis induit par la propagation d'une faille et les autres. Dans le premier cas, le déplacement en profondeur est faible, alors que dans d'autres cas, le déplacement est inconnu. Également, il ne faut oublier, que l'équilibrage ligne / longueur et la supposition d'une déformation plane sont des hypothèses de base de l'équilibrage simple à deux dimensions de Goguel (1948) : (i) Un plan de déformation dans un chevauchement, avec un axe "y" perpendiculaire au plan de la section; (ii) Un déplacement le long des failles parallèle au plan de la section. L'erreur induite par le plan de déformation dans le chevauchement est liée à la variation de volume, déformation perpendiculaire au plan de la section et déformation perpendiculaire aux strates.

Coupe Profondeur (sismique).......................................................................................................................Depth section

Ligne sismique avec une échelle verticale en profondeur et non en temps. L'échelle verticale peut être exagérée ou naturel (échelle 1:1).

Voir : "Coefficient de Réflexion"
&
"Ligne Sismique"
&
“Sismique de Réflexion”

La version non-migrée de cette ligne sismique de l'offshore ouest de l'île de Palawan (Philippines), qui est illustré dans la partie supérieure de cette figure, montre où a été localisé, en 1975, un puits d'exploration pétrolière. Il est évident qu'à cette époque, la grande majorité des compagnies pétrolières utilisaient, encore, la théorie de l'anticlinal, même si, souvent, les hauts structuraux perforés correspondaient à des structures extensives (allongées) et non compressives (raccourcies). Ainsi, les géoscientistes et particulièrement les géologues, dont beaucoup découvraient par la première fois les lignes sismiques (domaine exclusif des géophysiciens, à cette époque), ne se souciaient pas des artefacts sismiques (beaucoup ne savaient même pas ce que cela voulait dire). En fait, comme l'échelle verticale d'une ligne sismique conventionnelle est en temps (ligne en haut), tout changement de vitesse latérale, produit dans les horizons inférieurs, une affaissement, sous un intervalle sismique de faible vitesse, et un soulèvement, sous un intervalle où les ondes sismiques se déplacent très rapidement. Ainsi, il est très probable, qu'en raison de la variation de l'épaisseur de la tranche d'eau (fond de la mer), laquelle, à l'ouest du puits d'exploration, augmente considérablement, le sommet de l'intervalle roche-réservoir a été enfouit (retardement). Comme les résultats du puits de recherche ont été totalement négatifs, les géoscientistes pour essayer de les comprendre, ont migré les données sismiques et produit une ligne sismique en profondeur en utilisant les vitesses d'intervalle déterminées à partir des diagraphies électriques. La version migrée et en profondeur, illustrée dans le bas de cette figure, montre que le haut structural de l'intervalle réservoir de la version non-migrée et en temps, correspond à un artefact sismique. Ainsi, le piège défini sur la version temps n'est pas un piège structural (avec fermeture propre), mais un piège morphologique par juxtaposition. Les géoscientistes de l'époque ont oublié que : (i) L'offshore des Philippines est situé dans la mégasuture méso-cénozoïque, autrement dit, dans un contexte géologique, globalement, compressif et (ii) L'augmentation abrupte de la profondeur de l'eau produit, sur la version temps, un retard des ondes sismiques, qui exagère la profondeur des réflecteurs.

Coupe Restaurée..........................................................................................................................................Restored section

Section géologique qui ignore toute déformation et l'érosion des sédiments et qui montre l'épaisseur et lithologie immédiatement après le dépôt ou, plus fréquemment, après la compaction.

Voir : "Carte Géologique"
&
"Coupe Géologique (section)"
&
“Coupe Profondeur (sismique)”

Les sections équilibrées peuvent être testées par des reconstructions palinspathiques. L'équilibrage d'une coupe géologique est un test sélectif de restauration à l'échelle naturelle, autrement dit, à l'échelle 1:1 (échelle sur le terrain). Les sections géologiques peuvent être faites en utilisant un ordinateur et basées sur des données sismiques, de sub-surface (diagraphies électriques) et de surface, comme illustré dans cette figure. La construction peut être basée sur la géométrie de déformation flexurale par glissement ou d'autres méthodes. Cependant, toutes les interprétations structurales doivent respecter la loi de Goguel, c'est-à-dire, qu'elles doivent être équilibrées (balancées). Le volume des sédiments doit être, plus ou moins, constant pendant la déformation (tenant compte de la réduction de volume par compaction et dissolution). Dans cet exemple, une coupe géologique, dans lequel la présence d'une faille inverse est évidente, a été construite en utilisant les résultats de la diagraphie inclinaison ("pendagemètre») et les observations de terrain. Lors de la restauration, les sédiments lorsqu'il sont dépliés doivent être placé le long du plan de faille, sans création d'espaces vides (manque de sédiments) ou chevauchement (trop de sédiments). N'oublions que la Nature a horreur du vide. Une grande majorité des programmes d'équilibrage, comme celui utilisé dans cet exemple, ont recours à la méthode de torsion ("kink software"), dans lequel les principaux problèmes sont : (i) Localisation du sommet du bloc faillé inférieur ; (ii) Détermination de la trajectoire du plan de faille et de la géométrie interne du bloc faillé inférieur. Les données initiales sont tirées de l'interprétation du pendagemètre, des trois puits d'exploration et d'une coupe géologique de terrain. Les profils des puits sont perpendiculaires à la direction des couches, pour que les inclinaisons soient réels. Utilisant les projections des inclinaisons et d'autres données, un horizon est construit autour des puits. Sa géométrie est projetée vers le haut et bas, pour construire trois ou quatre horizons qui sont prolongés jusqu'au sommet du bloc faillé supérieur. La section ainsi obtenue peut facilement être modifié et restauré jusqu'à la loi de Goguel soit respectée.

Coupure de Goulotte (évolution).....................................................................................................Neck, Chute cutoff

Petit et étroit chenal à travers la courbe d'un méandre formé lors d'une inondation au cours de laquelle l'écoulement principal d'un cours d'eau, en générale un fleuve, est détourné vers la dépression entre les barres de méandre. Quand un fleuve coupe complètement la gorge étroite d'un méandre. Appelé parfois simplement goulotte.

Voir : “Méandre”
&
"Plaine Deltaïque"
&
"Barre de Méandre (modèle)"

Ces cartes illustrent les changements morphologiques que la région du site archéologique de Bone Bank (États Unis) a subi au cours du dernier millénaire. Actuellement, le lac de méandre (Cypress Slough) qui a été rempli, principalement, par des alluvions, est au sud et l'est du site. Il y a environ 1700 ans, avant la civilisation Caborn-Welborn, le fleuve Wabash s'écoulait le long méandres sinueux, plus ou moins, serrés. Cependant, au début du XVIème siècle, le fleuve a coupé la goulotte d'un méandre individualisant un lac de méandre (lac de Cypress Slough). Aujourd'hui, comme illustré dans la carte de l'USGS (1980), la morphologie est très différente de celle de 1807. En fait, depuis près de 200 ans, un méandre a, sans cesse, détruit la marge occidentale du site archéologique. La formation de barres de méandre et le remplissage, par des sédiments argileux, des méandres abandonnés (tampons argileux) ne sont pas associés, au moins directement, aux variations relatives du niveau de la mer qui augmentent l'espace disponible pour les sédiments. De même, l'érosion des bancs (partie concave du méandre) n'est pas n'est pas induite par une descente relative du niveau de la mer. Dans ce type d'environnement sédimentaire, le dépôt et érosion sont des phénomènes locaux associés à la vitesse d'écoulement du courant qui est plus grande dans la partie extérieure (où il y a l'érosion) que sur dans la partie intérieur où il y a déposition (barre de méandre). Ainsi, les terminaisons des plans de stratification (biseaux d'aggradation) observées dans la barre de méandre et dans les tampons argileux (ce qui est souvent visible sur les lignes sismiques, notamment sur les lignes en 3D) ne définissent pas des surfaces d'érosion, autrement dit, des discordances induites par des baisses relatives du niveau de mer significatives. En d'autres termes, ces surfaces ne limitent pas des cycles stratigraphiques. L'influence des variations relatives du niveau de la mer sont, dans ce type d'environnement, peu significatives.

Courant (cours d'eau).............................................................................................................................................................Stream

Terme général pour désigner toute étendue d'eau, grande ou petite, qui canalise des cours d'eau (ruisseaux, ruissellements, rivières, etc.) sous l'action de la pesanteur. Synonyme de Cours d'Eau.

Voir : "Fleuve"
&
"Apport Terrigène"
&
"Courant de Turbidité"

Dans un cours d'eau (courant) on peut distinguer plusieurs parties : (i) Source, le point où le courant commence ; (ii) Fontaine, la source d'où le courant est originaire, ou tout autre point d'où le courant peut émerger d'une trajectoire souterrain à travers de sédiments peu consolidés ou de grottes (fréquentes dans les zones calcaires) ; (iii) Haut, partie du courant proche de la source ; (iv) Confluence, le point ou deux cours d'eau se rejoignent (point d'union lorsque les deux cours d'eau ont, à peu près, la même importance) ; (v) "Levada" ("run" en anglais), le segment rectiligne où le courant s'écoule sans remuer ; (vi) Puits, la zone où le courant est profonde et s'écoule plus lentement ; (vii) Bas-fond, le segment ou zone où la profondeur d'eau est faible et donc plus turbulent ; (viii) Lit ou chenal, la dépression créé par l'érosion produite par le courant ; (ix) Plaine d'inondation, la région adjacente au courant et qui est susceptible d'être inondée quand le courant déborde  ; (x) Thalweg, la section longitudinale du courant ou la ligne, qui joigne le point le plus bas du chenal depuis la source jusqu'à l'embouchure ; (xi) Périmètre humide, le point où le courant de surface trouve les parois du chenal ; (xii) Rupture de pente, point du profil du courant dans lequel il y a un changement brusque de l'inclinaison ; (xiii) Cascade, chute de l'eau d'eau associée à une rupture de pente ; (xiv) Embouchure, le point où le courant décharge (dans le cas d'un fleuve, l'embouchure correspond à la ligne de côte). Fonction de la taille et comportement, un cours d'eau peut être appelé un fleuve (important, long et au débit élevé, comptant de nombreux affluents et se jetant dans la mer), rivière (moyennement important, à l'écoulement continu ou intermittent, suivant un tracé défini et se jetant dans un autre cours d'eau, un lac, une dépression ou un marais), ravine (cours d'eau des îles tropicales, se jetant dans la mer), oued (cours d'eau temporaire dans les régions arides ou semi-arides), ruisseau (petit cours d'eau, alimenté par des sources d'eau naturelles, souvent affluent d'un étang, d'un lac ou d'une rivière), ru ou ruisselet (petit ruisseau, c'est-à-dire un cours d'eau de faible largeur inférieure à un mètre), rigole (filet d'eau s'écoulant en surface), Torrent (cours d'eau au débit rapide et irrégulier, situé sur une pente plus ou moins prononcée), etc.

Courant d'Afflux et de Retrait...........................................................................................Swash & backwash

Mouvement de l'eau de la mer, après le déferlement, vers la plage (jet de rive) et retour vers la mers qui rejoint le mouvement des vagues dans la crête suivante. Certains géoscientistes appellent le courant de retrait ressac. Cependant, pou d'autres ce terme englobe les deux courants associées au déferlement (courants de ressac).

Voir : "Bas de Plage"
&
"Courant d'ondulation (due aux vagues)"
&
"Courant de retrait"

Cette photographie prise à la plage de Galveston (Texas, Etats-Unis), illustre le résultat de l'interaction du courant d'afflux et du courant de retrait. Les sillons obliques à la ligne de côte sont produits par les courants d'afflux, tandis que les sillons perpendiculaires à la ligne de côte sont produits par les courants de retrait. Les courants d'afflux transportent du sable et d'autres particules vers la plage. La direction des sillons crées par les courants d'afflux varie avec le vent, tandis les sillons crées par les courants de retrait est toujours perpendiculaire à la ligne de côte. Théoriquement, les courants de ressac (ensemble des courants afflux-retrait) peuvent être expliqués comme suit : (i) Lorsque la profondeur d'eau de mer est d'environ 1/3 de la hauteur de la vague, autrement dit, lorsque le partie la plus inclinée de la vague atteint 60° ou plus, la vague deviennent instable et la partie supérieure plonge vers l'avant, la vague déferle ; (ii) Dès qu'une vague déferle dans une masse d'écume turbulente, l'eau commence pour se déplacer vers la plage sous l'action de sa propre quantité de mouvement (impulsion) ; (iii) Sur la plage, l'impulsion de la vague la porte vers le continent par un courant appelé courant d'afflux ; (iv) Le courant d'afflux lave la plage et transporte du sable et d'autres particules fines ; (v) Cependant, ce courant perd de l'énergie, due au frottement sur le fond de la mer, et s'inverse créant le courant de retrait, lequel se dirige vers la mer suivant la ligne de pente ; (vi) Ce mouvement de l'eau en direction de la mer est seulement visible en surface, c'est-à-dire, qu'il existe uniquement jusqu'à une une profondeur d'environ 1 mètre. En détail, quand une vague déferle, le courant de retrait se déplace vers la mer en direction de la crête suivante. Comme la direction du courant d'afflux est, plus ou moins, la direction du vent, c'est-à-dire, perpendiculaire à la direction des vagues, et la direction du courant de retrait est perpendiculaire à la ligne de côte, l'interaction de deux courants crée un courant, plus ou moins, parallèle à la ligne de côte (courant de dérive de plage ou courant en zigzag).

Courant d'Arrachement............................................................................................................................Rip current

Courant transverse ou oblique à la ligne de côte qui se dirige vers le large et qui affecte la masse de l'eau superficiel et profondeur. Au-delà de la zone de déferlement (zone de surf), il s'ouvre en éventails, se divisant en branches qui retournent vers la côte (zone de déferlement) avec le courant d'afflux. Synonyme de Courant de Concentration.

Voir : "Cours d'Eau”
&
"Courant d'Ondulation (due aux vagues)"
&
"Courant de Concentration"

Comme les vagues se propagent de l'eau profonde vers l'eau peu profonde, elles cassent près de la ligne de côte. Lorsqu'elles se brisent fortement, dans certaines régions, et doucement, dans d'autres, se forment des cellules de circulation comme les courants d'arrachement, qui, comme illustré dans cette figure, sont des courants forts et étroits qui s'écoulent vers la mer. Ces courants sont dangereux pour les personnes qui nagent mal et surtout pour celles qui ne savent pas nager. Bien que la vitesse d'un courant d'arrachement soit, généralement, relativement faible (± 30 à 50 cm / s), il y a des cas où ils atteignent plus de 3 m / s, autrement dit, une vitesse supérieure à celle d'un nageur olympique. Les courants d'arrachement peuvent se trouver, presque toujours, dans la zone de déferlement. Dans des conditions normales de la mer, et dans la plupart des marées, les vitesses des courants d'arrachement sont relativement faibles. Toutefois, dans des conditions particulières de vagues, marées et de pente de la plage, la vitesse des courants d'arrachement peut augmenter rapidement et, dans ces conditions, ils sont très dangereux pour quiconque qui se trouve dans la zone de déferlement. Il ne faut jamais oublier que la force et vitesse d'un courant d'arrachement augmentent avec la hauteur et période des vagues. Ce type de courant est facilement reconnaissable par : (i) Un chenal d'eau agitée avec beaucoup d'ondulation ; (ii) Une zone où l'eau de mer a une couleur très différente ; (iii) Une ligne d'écume, algues ou débris de plantes, qui se déplace rapidement vers la mer et (iv) Une rupture dans la vague, qui se rapproche de la côte. Si un jour vous êtes pris par ce type de courant, restez calme, conserver l'énergie et penser clairement. N'essayez pas de lutter contre le courant. Laissez qu'elle vous entraine loin de la ligne de côte ou nagez latéralement jusqu'à rester en dehors de son influence. À l'extérieur du courant, nagez en toute sécurité vers la plage.

Courant de Capsizing (par le vent)..................................................................................................Capsizing current

Courant induit par l'action des vents forts sur sur les masses d'eau de surface de la mer, les poussant vers le bas.

Voir : "Cours d'eau”
&
"Courant Descendent"
&
"Courant de Salinité"

Dans l'océan il y a plusieurs types de courants : (i) Courants de surface, qui sont poussés par les vents qui due à l'effet Coriolis (causé par la rotation de la Terre), autour de l'équateur, soufflent légèrement vers l'ouest ; ces courants forment des énormes mouvements circulaires dans les bassins océaniques (Atlantique, Pacifique et Indien), une au nord et l'autre au sud de l'équateur avec un sens anti-horaire au sud et dans le sens des aiguilles d'une montre au nord; quand les vents sont très forts, comme l'illustré dans cette figure, un courant d'eau peut se diriger vers le fond formant ce qu'on appelle un courant de capsizing ou de plongement ; (ii) Courants chauds et froids, qui forment la grande ceinture de transport océanique ("Great Ocean Convoyeur"). L'eau froide provenant des pôles se déplace vers l'équateur, principalement, le long du côté ouest de continents, tandis que les courants chauds s'écoulent vers les pôles, principalement, le long de la partie orientale des continents. Les courants océaniques plus importants sont : (a) Courant Nord-Équatorial ; (b) Courant Sud-Équatorial sud ; (c) Contre-Courant Équatorial ; (d) Courant du Golfe (Atlantique) ; (e) Courant des Canaries (Europe) ; (f) Courant de Kuroshio (Japon, Chine) ; (g) Courant de la Californie (Etats-Unis) ; (h) Courant Sud-Indien (Océan Indien) ; (i) Courant de Benguela (Afrique) et (j) Courant Circumpolaire Antarctique. N'oublions pas que le paramètre thermique de l'eau est très différente des autres substances, lesquelles se contractent quand refroidies et se dilatent lorsqu'elles sont chauffées. Ceci arrive aussi avec de l'eau, mais seulement jusqu'à ce qu'elle commence à geler. Par la suite, elle commence à se dilater, même quand elle se refroidit. Au moment de congélation, l'eau se transforme en glace, laquelle est moins dense que l'eau liquide. La glace flotte sur l'eau au lieu plonger. Si ceci n'était pas le cas il n'y aurait aucune vie sur Terre. Si l'eau dans les océans et les lacs gelait du bas vers le haut et non du haut vers le bas, les faunes et flores profondes n'existeraient pas et les masses d'eau gelées seraient éternelles. Le gel de haut vers bas limitée du gel de l'eau et permet une décongélation rapide.

Courant de Cascading (refroidissement).......................................................................................Cascading current

Cours d'eau descendant due à une augmentation de la densité à la suite d'une diminution de la température. En fait, en hiver, l'eau qui couvre les plateaux continentaux ou les parties moins profondes des lacs, perd de la chaleur (plus ou moins, au même taux que la thermocline au-dessus de l'eau profonde) et la température diminue rapidement. L'augmentation de la densité induite par une diminution de la température force l'eau à s'écouler vers les parties plus profondes.

Voir : "Cours d'Eau”
&
"Courant de Refoulement"
&
"Courant de Turbidité"

Cette figure illustre un courant de refroidissement (ou de cascading) dans les environs de Buchillon dans la rive nord du lac de Genève (Suisse). Une zone d'eau peu profonde (entre 1- 4 m et une largeur de 50-200 m) borde les marges du lac. Au-delà de cette zone, la profondeur augmente avec une inclinaison de 4 à 20°. Les périodes de réchauffement diurne (± 5 heures) alternent avec des périodes de refroidissement. Le flux de chaleur de la surface du lac a été calculée en utilisant les données recueillies dans un mât vertical situé dans la région. Le flux de fluctuation de surface a été calculé en utilisant la formule β = -gαH / CPρ, où CP est la chaleur spécifique de l'eau, g la gravité, ρ la densité de l'eau, et α le coefficient de dilatation thermique. La température de l'air pendant la nuit, qui est ± 6 ° inférieure à celle de la surface du lac, produit un flux positif de flottabilité moyenne de la surface terrestre. L'échelle de longueur de Monin-Obukov caractérise la distance avec la surface, où la force du vent et de flottabilité sont également efficaces dans la production de turbulence et est définie par L = - u* 3 / κB où κ = 0,4 est la constant de Von Karman et u* la vitesse de frottement dans l'eau estimée en supposant que la force du vent est équilibrée par la tension dans la surface de l'eau. La valeur moyenne de L, pendant les périodes de refroidissement de -2.5 (± 6.3 m), ce qui implique que la convection du mélange causé par le bris des vagues s'est produite à une profondeur supérieure à environ -2L, c'est-à dire, ± 6 m. Les profils verticaux de température illustrés ont été faits en utilisant un standard CTD (conductivité, température, profondeur) le long de sections perpendiculaires aux marges. Après des longues périodes de refroidissement, une couche d'eau relativement froide, avec une épaisseur entre 2 - 15 m, se forme sur le talus entre une profondeur de 10 m et la profondeur de la thermocline (± 80-150 m).