Courant de Compensation Hydraulique....................................................................................................Hydraulic current

Écoulement le long d'un chenal, en raison d'une différence de niveau d'eau aux deux extrémités. Un courant de compensation hydraulique fonctionne comme un courant électrique, dans lequel la tension électrique (différence de potentiel) corresponde à la différence de hauteur du niveau d'eau.

Voir : "Cours d'eau”
&
"Courant de Cascading (refroidissement)"
&
"Courant Turbiditique"

Comme l'illustré dans cette figure, quand un courant d'eau s'écoule sur un obstacle et chute, la vitesse d'écoulement s'accélère et crée un flux partiel vers l'obstacle ou vers la chute. Les petits courants hydrauliques ne sont pas dangereux et peuvent être utilisés par les enfants pour s'amuser. Cependant, les grands et forts courants hydrauliques sont extrêmement dangereux. De nombreux accidents mortels se produisent, tous les ans, dans ces courants qui tourbillonnant autour des victimes les tirent en profondeur finissent par les noyer. Si par hasard, on tombe dans un courant hydraulique fort, on ne doit pas lutter contre le courant, au contraire, comme suggéré sur cette figure, on doit plonger jusqu'au fond du courant et nager une ou deux dizaine de mètres vers l'aval pour quitter le courant et, par la suite, monter en surface. N'oublions pas que s'il y a une différence de niveau (artificielle ou naturelle) dans un courant d'eau, la formation d'un courant hydraulique dans la partie inférieure adjacente à la rupture est inévitable. Il y a une analogie presque parfaite entre un courant électrique et un courant hydraulique. En fait, si l'on considère la tension électrique (différence de potentiel), comme la différence abrupte de niveau le long d'un courant d'eau, le courant électrique s'écoule dans le sens du plus faible potentiel, ainsi comme, l'eau s'écoule vers la zone basse altitude. Les courants hydrauliques sont très fréquents le long de la ligne de côte. En fait, la taille relative et la forme des masses d'eau de chaque côté d'une entrée (passage entre deux cordons littoraux) influence les marées et les courants dans les zones environnantes. Souvent, les courants de marée, entre l'océan et, disons, un estuaire, ne sont pas en phase. En d'autres termes, la marée peut être montante dans un côté de l'entrée et descendant de l'autre côté, ce qui, naturellement, produit un courant hydraulique plus ou moins important, c'est-à-dire, que la marée haute et basse peuvent se produire simultanément dans différents endroits. Ceci peut paraître une situation impossible, mais en réalité elle est très commune.

Courant de Concentration.........................................................................................................................................................Rip current

Courant transversal 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 d'Arrachement.

Voir: " Courant d'Afflux et de Retrait"
&
"Courant d'Ondulation (due aux vagues) "
&
"Courant d'Arrachement"

Comme l'illustré sur cette photo, un courant de concentration ou d'arrachement est un courant horizontal que ne doit pas être considéré comme un courant de retrait (courant, qui pour certains géoscientiste, s'écoule vers le large). Contrairement à une idée que beaucoup de personnes avancent, un courant de concentration ou d'arrachement ne tire pas les personnes vers fond de l'eau, mais les arrache vers le large. Des décès par noyade se produisent lorsque les personnes qui sont tirées vers le large ne sont pas en mesure de se maintenir à flotter ou de nager jusqu'au rivage, ce qui arrive, généralement due à une combinaison de : (i) Peur ; (ii) Panique ; (iii) Épuisement et (iv) Qualités de natation médiocres. Les courants de concentration sont particulièrement fréquents après les tempêtes. Certains de ces courants se produisent, uniquement, pendant quelques heures, tandis que d'autres peuvent être, plus ou moins, permanents. Pour éviter un courant de concentration ne faut pas oublier qu'il se reconnaît par : (a) Un chenal d'eau très agitée ; (b) Une zone perpendiculaire à la côte où la couleur de la mer est différent et où l'écume, des algues et des restes de plantes se déplacent rapidement vers la mer et, surtout, par (c) Une rupture dans la vague qui s'approche de la côte, comme illustré ci-dessus. D'autre part, nous ne devons pas oublier de : (1) Apprendre à nager ; (2) Jamais se baigner seul ; (3) Toujours faire attention, surtout lors de la baignade sur les plages sans surveillance et (4) Nager, dans la mesure possible, dans les plages surveillés. Si toutefois on est pris par un courant de concentration, on doit rester calme, conserver l'énergie, et ne pas essayer de lutter contre le courant. Il faut nager parallèlement à la ligne de côte pour sortir du courant (ces courants ont, rarement, une largeur excédant 10 m) et après nager vers la côte. Si on n'arrive pas à sortir du courant, il faut se laisser flotter ou nager dans le sens du courant pour en sortir et après nager tranquillement vers la côte (comme illustré dans le schéma).

Courant de Contour....................................................................................................................................................................Contour current

Courant océanique qui circule le long des lignes isopycnique (de égale densité), plus ou moins parallèles aux contours bathymétriques. Courant d'eau avec la même densité qui s'écoule le long des contours de la partie inférieure du talus continental et qui est, souvent, responsable du dépôt de contourites. Parfois appelé courant géostrophique.

Voir : "Effet de Coriolis"
&
"Mouvement de Eckman"
&
"Contourite"

Les basses pressions atmosphériques et les courants océaniques ont tendance à soulever (± 1 m) de la surface du niveau de la mer. Au contraire, les fortes pressions atmosphériques et les courants océaniques divergents tendent à abaisser le niveau de la mer (± 1 m). L'eau qui s'écoule des hauts vers les bas ne coule pas le long de la pente maximale, mais le long des lignes de contour en raison de l'effet Coriolis. Dans cette tentative d'interprétation d'une ligne sismique de la Mer du Nord, il est probable que les courants de contour aient été les responsables de l'érosion partielle des cônes sous-marins du bassin et de la ré-déposition des sédiments érodés (contourites). La discordance de la base des cônes sous-marins du bassin est associée à une chute relative du niveau de la mer qui a exhumé l'ancienne plate-forme continentale en la transformant en une plaine côtière et qui créé une série de courants de turbidité. Ce sont ces courants qui sont responsables du dépôt de cônes sous-marins de bassin. Après le dépôt des cônes sous-marins du bassin, l'action des courants de contour qui ne s'écoulent pas le long des lignes de plus grande pente, ont érodé les cônes sous-marins de bassin (surface d'érosion en bleu clair). Les sédiments libérés ont été transportés par les courants de contour et les sédiments plus grossiers se sont déposés sous la forme de structures sédimentaires monticulaires (contourites), tandis que les particules argileuses ont continué à être transportées et dispersées le long de la base du talus continental. Les contourites se différencient des cônes sous-marins de bassin par sa configuration interne parallèles inclinée (inclinaisons de déposition supérieures à 10°). Les cônes sous-marins de bassin ont une configuration interne parallèle, mais, plus ou moins, sub-horizontale. Les contourites et les deux cônes sous-marins de bassin ont été fossilisées par des sédiments distaux du prisme de bas niveau, qui a commencé à se déposer dans la région, au fur et à mesure, que le niveau relatif de la mer ont commencé à monter.

Courant de Débordement (turbidites) ................................................................................................................................Flow-stripping

Courant formé par la partie la plus diluée (chargé de matériel fin) d'un courant de turbidité qui échappe au confinement topographique où il s'écoule. Le matériel transporté par ce type de courant se dépose, en général, non loin du point de déviation. Lorsque ce courant se forme, il entraîne une augmentation du rapport sable/argile du courant turbiditique principal.

Voir : "Avulsion"
&
"Dépôt de Débordement (chenal)"
&
"Cône Sous-marin de Talus"

Ce schéma géologique tente d'expliquer comment se forme un courant de turbiditique de débordement. Ce type de courant se forme, surtout, dans les cônes sous-marins de talus, qui, normalement, se superposent aux cônes de sous-marins de bassin, lorsque le courant de turbiditique principal est, plus ou moins, canalisé, par le dépôts des digues marginales naturelles (dépôts de débordement). En fait, au fur et à mesure, que les dépôts de débordement se déposent, peu à peu, ils canalisent les courants turbiditiques, une fois qu'entre les digues marginales naturelles se forme une dépression centrale que les courants turbiditiques suivants utilisent pour s'écouler vers les parties plus profondes du bassin. Avec le temps et la déposition par débordement, la dépression centrale (souvent appelée chenal) devient sinueuse, une fois que la quantité de matériel sédimentaire transportée par les courants diminue. Ainsi, très souvent, il arrive que, dans la partie la plus sinueuse de la dépression, due à la forte vitesse des courants turbiditiques, la partie la plus diluée du courant s'échappe par dessus d'un confinement topographique pour déposer une partie du matériel argileux qu'elle transportait dans les zones les plus basses entre les dépôts de débordement (entre les «ailes de mouette») des cônes sous-marins de talus. Plus de courants turbiditiques s'échappent, plus le courant principal s’enrichit en sable et plus sableux seront les lobes terminaux. Les dépôts associés avec les courant turbiditiques de débordement sont très fréquents dans l'offshore de Monterey (Californie). Dans l'offshore du Brésil, en particulier dans le bassin de Campos, les lobes latéraux (comme les géoscientistes brésiliens les appellent) forment, parfois, des réservoirs et des pièges morphologiques importantes. Ces lobes, qui contrastent avec des lobes terminaux (plus riche en sable), peuvent être, localement, des bons réservoirs (dans les parties distales des cônes sous-marins de talus ou le courant turbiditique principal est plus riche en sable).

Courant de Décharge ...................................................................................................................Courant de Décharge

Accélération et inversion de l'écoulement d'eau sur un obstacle ou une chute. N'oublions pas qu'il ne faut jamais luter contre un courant de décharge. Au lieu de cela, il faut plonger au fond du courant et nager en toute sécurité vers la marge du courant où l'action du courant n'existe plus. Synonyme de Courant de Compensation Hydraulique.

Voir : "Cours d'eau"
&
"Courant de Refoulement"
&
"Courant de Capsizing (par le vent)"

Comme l'illustré ci-dessus, un courant de décharge ou hydraulique se forme, par exemple, lorsque l'eau coule sur un barrage ou une cascade avec un volume et force suffisant pour créer, en surface, une vague de retour (en sens inverse) qui bloque une grande partie de l'écoulement (voir schéma). Ainsi, on peut dire que les courants de décharge sont des courants de ré-circulation produits lorsque l'eau tombe sur un obstacle et plonge vers le fond avec une telle force qui crée une onde cylindrique qui retourne vers surface et vers la chute (différence d'altitude du niveau d'eau) qui l'a causé. Selon la hauteur de la chute et du volume d'eau qui plonge, un courant de décharge peut être très fort et un piège pour les bateaux, et malheureusement, parfois, aussi, pour des personnes. La taille d'un courant de décharge peut être calculée par la distance entre la spirale montante de l'onde de retour et l'obstruction (chute). Si l'onde de retour commence à se boucler vers l'arrière 2 mètres après l'obstruction (chute), le trou sous la chute sera d'environ 2 mètres de profondeur. Ceci n'est pas une règle absolue, puisque les conditions du lit du cours d'eau peuvent créer une situation différente de celle observée en surface. Toutefois, nous avons tout intérêt en à prendre cette règle en ligne de compte, car elle nous donne une idée de la profondeur du trou où se forme le courant de décharge, ce qui est très important dans le cas d'un auto-sauvetage. En fait, la méthode de sortir d'un courant de décharge est totalement à l'opposé de l'instinct naturel : (i) Il faut se mettre dans la position fœtale, c'est-à-dire, se courber complètement ; (ii) Se laisser aller au fond du courant ; (iii) En arrivant au fond du courant, on doit s'étirer avec le visage vers le haut et les pieds vers l'aval et nous laisser transporter en dehors de la zone de danger par le courant de la base, pour, par la suite, nager vers la surface. Bien sûr, avant tout, on doit commencer par respirer profondément, une fois que tout cela peut prendre une ou deux minutes.

Courant de Déferlement. .........................................................................................................................................................Swash current

Courant qui se forment après le déferlement. Il y a deux courants de déferlement, appelés aussi courants de ressac : (i) Courant d'afflux et (ii) Courant de retrait.

Voir : "Courant d'Ondulation (due aux vagues)"
&
"Courant d'Afflux et de Retrait"
&
"Zone de Déferlement"

Dans cette photo, les deux courants de déferlement sont plus qu'évidents. Le courant qui s'écoule vers la plage est le courant d'afflux (ou de montée) et le courant qui s'écoule vers la mer est le courant de retrait (ou de reflux). Les courants de déferlement se forment dès qu'une vague se brise. Ainsi, s'il y a trois ou quatre vagues qui se brisent, avant d'atteindre avant d'atteindre la ligne de côte, il y aura, nécessairement, plusieurs courants d'afflux et de retrait. Souvent, une vague se brise car en face d'elle, il y a un courant de retrait qui s'écoule en direction de sa crête. Un courant de retrait ne doit pas être confondu ni avec un courant de fond, que certains auteurs ne reconnaissent pas leur existence, ni avec un courant d'arrachement (aussi appelée courant de concentration). Un courant de retrait existe jusqu'à entrer en collision avec la crête de la vague suivante, tandis qu'une courant d'arrachement coupe tous les crêtes des vagues dans la zone de déferlement. C'est, en effet, un bon moyen de les identifier. Lorsque qu'on est à la plage et on voit une rupture dans la ligne de crête des vagues, on doit s'éloigner de la zone d'interruption, une fois qu'on peut être tiré vers la mer par le courant d'arrachement. Ces courants, qui, généralement, sont perpendiculaires à la ligne de côte peuvent, aussi, être obliques s'écoulant vers le large prenant avec non seulement l'eau superficiel, mais aussi, un peu, de l'eau profonde. Dès que ces courants sortent de la zone de déferlement ils se divisent en plusieurs branches pour revenir vers la ligne de côte avec les courants d'afflux. Sachant cela, si un jour, vous êtes attrapé par un courant d'arrachement, ne paniquez pas. Laissez-vous prendre pour sortir de la zone de déferlement, où il est pratiquement inactif, et commencer à nager au début latéralement (± 10 mètres), puis vers la ligne de côte, en profitant du courant d'afflux. Notons que lorsque la direction des vagues est parallèle à la ligne de côte, les deux courants de déferlement ont la même direction et, due à cela, il n'y aura pas courant de dérive de plage (courant en zigzag). Au contraire, lorsque les vagues sont obliques à la ligne de côte, la formation d'un courant de dérive de plage est très probable, car les courants de déferlement ne sont pas parallèles.

Courant de Densité ........................................................................................................................................................................Density current

Courant qui s'écoule due à une différence de densité. Dans les océans, les courants de densité sont produites par des différences de température, salinité et turbidité (concentration de matériel en suspension). Les courants de contour sont un cas particulier de courants de densité qui s'écoulent le long des contours de la partie inférieure du talus continental, et non le long des lignes de pente maximale.

Voir : "Cours d'eau"
&
"Courant de Refoulement"
&
"Courant de Turbidité"

Les courants de densité (circulation thermohaline) sont causées par des différences de densité de l'eau de la mer, lesquelles sont dues, principalement, aux variations de salinité et de température. Plus grande est la salinité de l'eau de mer, plus sa densité est élevée. Deux processus, très communs, peuvent changer la salinité de l'eau de mer et, donc, sa densité : (i) Évaporation et (ii) Congélation. L'évaporation provoque une augmentation de la salinité. La congélation d'eau de mer augmente, également, la salinité. L'eau froide est plus dense que l'eau chaude, car ses molécules sont plus étroitement liées les uns contre les autres. C'est dans les régions polaires, qui se trouve l'eau plus salée, plus froide et plus dense. En Méditerranée, l'eau a une salinité de 40 parties par mille, tandis que dans l'océan Atlantique, la salinité est de 35 parties par mille. Ainsi, lorsque l'eau de la Méditerranée pénètre dans l'Atlantique via le détroit de Gibraltar, il se forme un courant de densité (non représenté sur ce schéma), car l'eau salée de la Méditerranée plonge vers le fond de l'océan Atlantique. Dans l'Atlantique Nord, l'eau profonde est liée au refroidissement de l'eau salée transporté par le courant du Golfe depuis les Caraïbes. Lorsque l'eau du courant du Golfe atteint la mer de Norvège, elle subit un refroidissement rapide. Comme elle était déjà relativement dense, en raison de sa forte salinité, le refroidissement augmente encore la densité, ce qui est, largement, suffisant pour la faire plonger dans les profondeurs du bassin océanique. Évidement, les courants de densité ont une grande influence sur le climat. Il suffit de comparer les températures hivernales des villes européens et canadiens qui ont, plus ou moins, la même latitude. En Janvier, Madrid (latitude 50° N) a une température moyenne de 5° C, tandis que la ville canadienne d'Edmonton (latitude 53° N) a une température moyenne de -15° C.

Courant de Dérive Littorale .......................................................................................................Longshore Drift

Masse d'eau qui se déplace le long de la côte, hors de la zone de déferlement, provenant de l'accumulation de l'eau des courants d'afflux et retrait, quand le déferlement est oblique à la ligne de côte. Ce courant a une action morphogénétique importante par sa capacité de transport. Ce courant est parfois aussi appelé Courant en Zigzag, Courant de Dérive de Plage ou en Courant Littoral.

Voir : "Courant d'Afflux et de Retrait"
&
"Courant de Dérive de Plage"
&
"Courant de Déferlement"

Fonction des circonstances, les courants marins littoraux peuvent construire ou détruire la côte. Deux types principaux de courants modèlent les plages : (i) Courants d'ondulation (due aux vagues) et (ii) Courants de dérive littorale (ou courants littoraux). Les courants d'ondulation ou de pré-plage se forment quand les vagues sont, à peu près, perpendiculaires à la ligne de côte. En fait, l'eau frappe la côte et elle doit s'échapper n'importe où. Elle a tendance à s'écouler par des courants étroites en dehors de la plage (souvent par des courants d'arrachement ou de concentration). Ces courants, parfois appelés, aussi, courants de fuite peuvent être extrêmement dangereux. Ils s'écoulent vers la mer perpendiculairement à la direction des plages. Ils (courants d'arrachement ou de concentration) peuvent être très fort, mais sont relativement étroites (une ou deux dizaines de mètres). Ils peuvent transporter, vers le large, de grandes quantités de sable. Si un jour, par hasard, vous trouvez au milieu d'un de ces courants vous devez procéder de la façon suivante : (a) Restez calme et conserver votre énergie ; (b) N'essayez pas de lutter contre le courant ; (c) Nagez parallèlement à la côte (ils atteignent rarement une largeur supérieur à 10 m) et quand vous serez en dehors du courant nagez vers la côte ; (d) Si vous êtes pas capable de sortir du courant, laissez vous flotter ou nagez dans le sens du courant pour en sortir de celle-ci (ce type de courants a, rarement, plus de 100 m de long) et, ensuite, nagez en direction de la côte. Comme illustré dans le schéma, un courant de dérive littorale se forme quand les vagues sont obliques à la ligne de côte et, par conséquent, ils forment des plages allongées, plus ou moins, rectilignes, une fois qu'ils transportent du sable le long de la côte et le déposent dans les régions moins mobiles. En fait, ce sont ces courants qui déposent du sable contre les jetées ou brise lames (sur le côté opposé au sens du courant).

Courant de Dérive Longitudinale ............................................................................................................................Longshore drift

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 : "Courant de Dérive de la Plage"
&
"Ligne de Côte"
&
"Limite d'Action des Vagues de Beau Temps"

Dans cette photographie de la côte Est de l'Argentine, la direction dominante des vagues est clairement visible (perpendiculaire à la flèche bleu). L'agrégation des cordons littoraux, qui forment les successives ligne de côte, peut être expliquée comme le résultat du courant de dérive longitudinal. En fait, dès que les vagues se brisent dans la zone de déferlement, il se forme un courant en direction de l'avant plage et de la plage qui s'écoule perpendiculairement à la direction de la crête des vagues (dans le sens de la flèche bleu dessinée sur la photo), qui s'appelle courant d'afflux (l'un des deux courants de ressac). Peu à peu, ce courant montant perd de l'énergie et finalement s'inverse, autrement dit, il commence à couler vers la mer en suivant la pente du fond de la mer : c'est le deuxième courant de ressac ou courant de retrait. Ainsi, les courants d'afflux et de retrait ont, non seulement, un sens opposé, mais, également, un écoulement en directions différentes, ce qui, dans l'ensemble, produit, ce que certains géoscientistes appellent, un courant en zigzag. Le résultat final de cet courant en zigzag est la formation d'un courant, plus ou moins parallèle à la ligne de côte, qui s'appelle courant de dérive littorale, lequel est responsable de l'érosion des plages, en certains endroits, et du dépôt de sable en d'autres endroits. Il est évident que dans cet exemple, les plages sont érodées dans le sud, le long de l'agglomération de San Clemente del Tuyu, et le sable est transporté et déposé dans la partie nord, sous la forme de cordons littoraux. Souvent, pour protéger les plages du courant de la dérive littoral, les populations construisent des môles (jetées ou brise-lames) perpendiculairement à la ligne de côte. En fait, dès que ces structures de protection sont construites, la largeur de la plage de chaque côté des jetées varie beaucoup. Évidemment, que la plage plus large est du côté de la jetée qui offre une résistance au courant de dérive littoral, qui en perdant de la compétence de transport dépose des sédiments qu'il charrie. Ainsi, lorsque la direction des vagues est NO-SE, comme dans cet exemple, et la ligne de côte NNO-SSE, si une jetée est construite perpendiculairement à la ligne de côte, la plage plus large sera celle qui est au sud de la jetée.

Courant de Dérive de la Plage........................................................................................................................................Beach drifting

Courant en zigzag, avec une résultante longitudinale, qui est formé sur les plages, dans la zone déferlement atteint par les courants, en raison de l'accumulation d'eau (et sédiments) par les courants d'afflux et de retrait flux et le reflux des courants quand le déferlement est oblique la ligne de côte. Synonyme de Courant de Dérive Longitudinale ou Courant Littoral.

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

Un courant de dérive de plage est, pratiquement, le même chose qu'une courant littoral ou de dérive littoral. Il est le résultat de l'interaction des courants de ressac (courant d'afflux et de retrait). Naturellement, il transporte du sable et pour cela, quand il rencontre une barrière, comme une jetée, le sable s'accumule contre elle (sur le côté qui fait face au courant), ce qui est, parfaitement, visible sur cette photographie. Bien que la direction des vagues ne soit pas très oblique à la ligne de côte, autrement dit, bien que le courant de dérive de plage ne soit pas très fort, il y a plus de sable dans le côté gauche de la jetée (contre le sens du courant) que dans le côté droit. Si rien n'est fait même pour empêcher le dépôt de sable, dans quelques années, la sédimentation arrivera jusqu'à l'extrémité de la jetée. Plus tard se formera un cordon de sable parallèlement à la ligne de côte, mais de l'autre côté de l'éperon et à partir de sont extrémité pointe. De la même manière, les jetées sont, souvent, construites dans les embouchures des fleuves où il y a un forte courant de dérive de dérive de plage. Le côté de la jetée d'où vient le courant favorise la sédimentation de sable tandis que l'autre côté protège, dans un certain nombre de mètres, l'érosion de la plage. Parmi les géoscientistes qui s'occupent des problèmes environnementaux, il y a un certain consensus sur les hypothèses des processus géologiques côtiers et de ingénierie, qu'ils impliquent : (i) L'érosion de la ligne de côte est un processus naturel ; (ii) Les problèmes d'érosion se produisent lorsque des habitations ou autres bâtiments sont construits dans la zone côtière ; (iii) Toute construction sur le littoral a des conséquences ; (iv) La stabilisation de la ligne de côte par des structures d'ingénierie protège les propriétés de quelques personnes, mais pas du public en général ; (v) Les structures construites pour protéger les plages peuvent éventuellement les détruire vu que leur construction produit une évolution des plages qui est difficile d'inverser.

Courant Descendant............................................................................................................................................................Downwelling current

Courant océanique qui coule vers le bas, généralement verticale, soit en raison de la convergence horizontale des deux courants opposés, soit parce qu'elle a une densité supérieure (haute salinité, par exemple) que l'eau dans laquelle elle se déplace.

Voir : "Cours d'Eau"
&
"Courant de Refoulement "
&
"Courant de Densité"

Dans cette figure est représenté le mouvement du niveau supérieur des océans, à savoir, le niveau au-dessus de l'isotherme 3.5° C (au-dessus de la ligne potentielle de la température). Les lignes plus épaisses soulignent les courants dont la masse de transport est supérieure à 20 x 10^9 kg/s, tandis que les plus minces soulignent les courants qui transportent entre 10 et 20 x 10^9 kg/s. La lettre A indique la position des courants ascendants et la lettre D celle des courants descendants. La compréhension de la circulation des océans est le résultat de l'étude séparée des courants superficiels et de profondeur, même si la frontière entre les deux est arbitraire. En fait, une telle division permet de calculer et comparer la masse transportée, c'est-à-dire, le débit d'eau dans le plan vertical perpendiculaire au courant en kg / s. La profondeur de la limite arbitraire varie avec la latitude. Elle est d'environ 2.2 km dans l'océan Pacifique occidental et 0 km entre 65° N et 55° S. Dans cette, la surface arbitraire choisie a été une surface isentropique (même entropie), car les courants, rarement, traversent dans ce genre de surfaces (l'eau, tout comme l'air, conserve sa température potentielle et s'écoule le long de lignes avec la même entropie dans l'absence de source de chaleur). Notons que l'entropie est la mesure du désordre d'un système et que toute réaction a tendance à se produire, si dans le processus de la réaction l'énergie est dégradée vers une forme plus disperse et plus chaotique (augmentation de l'entropie). Comme on peut constater sur cette carte, l'une des courants marines de surface plus important est le courant circumpolaire Antarctique. Dans le sud de l'Australie et dans la Nouvelle-Zélande, ce courant est convergent, ce qui produit un courant descendant. La zone de convergence Antarctique est une ligne bien définie par l'eau froide de l'Antarctique, qui se déplace vers le Nord et trouve les eaux chaudes des océans à basse latitude. Par temps calme, cette zone de convergence est soulignée par une brume résultant du refroidissement de l'air humide, en provenance du Nord, par l'eau froide venant du Sud.

Courant de Fond..........................................................................................................................................................................................Undertow

Courant dont l'existence même est très discutée. Théoriquement, c'est le courant qui se déplace le long du fond marin, écoulant vers le large le courant de retrait.

Voir : "Courant d'Afflux et de Retrait"
&
"Courant d'Ondulation (due aux vagues)"
&
"Courant de Refoulement"

Certains auteurs utilisent ce terme comme synonyme de courant de retrait, ce qui doit être évité, même si dans le langue commune on entend dire, souvent, qu'un nageur a été amené vers le large par un courant d'arrachement. L'erreur vient du terme «undertow» que les habitants du Golfe du Mexique utilisent pour désigner, à tort, le courant de retraite, ou de concentration (en anglais "rip current»), comme illustré dans cette photographie. En fait, si les courants de fond existent, ce qui la plupart des géoscientistes réfutent, ils se déplacent le long des fonds marins et, par conséquent, ils sont, ou ils seraient, difficilement documentés. Quoi qu'il en soit, une chose est certaine, ils n'ont rien à voir avec les courants de retrait. Ils correspondent à l'écoulement de l'eau accumulée dans la zone de déferlement et qui canalisés par les sillons pré-littoraux (ondulations de fort amplitude qui se forment dans la limite externe de la plage basse par l'écoulement turbulent des courants de ressac) qui traversent la zone de déferlement dans les sillons situé entre les crêtes pré-côtières, allant interférer avec le courant de dérive littoral (masse d'eau qui se déplace parallèlement à la côte, en-dehors de la zone de déferlement quand elle est oblique à la côte). Dans la zone d'impact (la tête du courant de concentration), il se génère des divergences et tourbillons qui se dirigent vers la côte. La présence de ces courants se reconnaît facilement par l'interruption de la ligne de crête de la vague qui s'approche de la côte. Ce sont ces courants qui attirent les nageurs vers le large. Ainsi si un jour cela vous arrive, restez calme, conserver votre énergie, n'essayez pas de lutter contre le courant et utilisez vos connaissances en sédimentologie, autrement dit : (i) Essayez de nager parallèlement à la ligne de côte, une fois que les courants de concentration (arrachement) atteignent, rarement, plus de 10 m de large) ; (ii) Lorsque vous êtes en-dehors de ce courant nagez en direction de la ligne de côte. Toutefois, si vous êtes incapable de sortir du courant (ce qui signifie que vous êtes un mauvais nageur et que vous ne devriez pas nager dans la mer), laissez-vous flotter ou nager dans le sens du courant pour sortir de lui, puisque ce type courant dépasse rarement 100 m de longueur et ensuite nager vers la ligne de côte.

Courant du Golfe .....................................................................................................................................................................................Gulfstream

Courant océanique qui commence entre la Floride et les Bahamas et qui se dilue dans l'océan Atlantique à la longitude du Groenland. Au large de la Floride, il est un vrai fleuve avec une largeur entre 80 et 150 km et une profondeur comprise entre 800 et 1200 m. Il se déplace à une vitesse d'environ 2 m / s et ses limites sont visibles à l'œil nu. Il se déplace parallèlement à la côte, jusqu'au cap Hatteras, puis, se dirige vers l'Est formant des méandres qui, peu à peu, se détachent du courant principal formant des tourbillons avec une durée de vie entre quelques jours et quelques semaines. Ces tourbillons sont le mécanisme principal de libération et dilution du courant.

Voir : "Cours d'Eau"
&
"Effet de Coriolis"
&
"Transport d'Eckman"

Bien que le Courant du Golfe soit un courant marin de surface chaud qui s'étend le long de la côte Est des Etats-Unis, depuis le golfe du Mexique jusqu'au NE de l'Océan Atlantique Nord, il peut, également, être considéré comme une courant de densité. En fait, au fur et à mesure, qu'il se déplace vers la Mer de Norvège, il se refroidit et, peu à peu, sa salinité augmente. Dans la partie nord de l'Atlantique, les méandres se détachent, peu à peu, du courant principal pour former des tourbillons, plus ou moins, importants, lesquels peuvent durer plusieurs semaines. Quand l'eau du Courant du Golfe atteint la mer de Norvège, il subit un refroidissement soudain. Comme il était déjà relativement dense, en raison de sa forte salinité, ce refroidissement augmente encore sa densité, ce qui est, largement, suffisant pour le transformer dans un courant descendant, une fois qu'il plonge vers les parties plus profondes du bassin océanique. Bien sûr, que le courant du Golfe influence beaucoup le climat et chauffe la partie nord de l'Europe. En effet, sans le courant du Golfe, le nord de l'Europe serait beaucoup plus froid. Une simple comparaison entre les températures de l'hiver, des villes européennes et canadiennes localisées, plus au moins, à la même latitude, est très significatif. Ainsi, à Madrid, qui est à la latitude 50° N, la température moyenne en Janvier est de 5° C, tandis que à Edmonton (Canada), qui est à la latitude 53° N (à peu près la même latitude que Madrid) a, en Janvier, une température moyenne de -15° C. L'évolution du courant du Golfe, au fil du temps, est un facteur déterminant du climat de l'Atlantique Nord.

Courant de Gravité....................................................................................................................................................................Turbiditic current

Courant très rapide avec une charge sédimentaire importante qui descend un talus (continental, alluvial ou deltaïque) à travers de l'air, eau ou autre liquide. Un courant turbiditique se déplace parce qu'il a une densité plus grande que le fluide qu'il traverse. Synonyme de Courant de Densité et Courant de Turbidité.

Voir : "Courant de Turbidité"
&
"Turbidite",
&
"Cône Sous-marin de Bassin"

Un courant turbiditique est un des quatre types de flux (écoulement) gravitaire des sédiments, autrement dit, un écoulement de sédiments ou d'une mixture de sédiments / eau qui se déplace sous l'action de la gravité, sans influence notable de l'environnement existant au-dessus de l'écoulement. Les quatre types sont : (i) Écoulements granulaires, dans lesquels la dispersion des matériaux et sa manutention en suspension est promue par la collision entre les particules ; (ii) Écoulements liquéfiés, dans lesquels les grains ne sont plus en contact les uns avec les autres, mais dispersés et maintenus en suspension par les mouvements ascendants de l'eau ; (iii) Écoulements détritiques, dans lesquels le fluide a une grande quantité de matière fine en suspension et sert de support au transport en suspension des particules plus grosses et (iv) Écoulements ou courants turbiditiques, qui affectent mélanges turbulents d'eau et sédiments variés qui, dans son ensemble, correspond à un fluide dont la densité globale est supérieure à celle de l'eau qui entoure le courant. Un écoulement granulaire produit, souvent, des dépôts négativement granoclassés (les particules les plus fines en bas et, au sommet, les plus grossières). Un écoulement liquéfié produit, généralement, des dépôts hétérométriques (avec des particules de dimensions différentes). Un écoulement détritique, produit, généralement, des dépôts massifs, et non granoclassés. Un courant turbiditique produit, en général, des dépôts hétérométriques, négativement granoclassés (strato et granodécroissants vers le haut). L'initiation d'un courant turbiditique a besoin d'un mécanisme exogène quelconque qui produise la mise en suspension d'une grande quantité de sédiments. Dans le cas illustré ci-dessus (turbidites proximaux), le courant turbiditique a été initié par la rupture du front de delta, quand l'inclinaison du talus du delta a atteint l'angle critique, c'est-à-dire, lorsque le delta ne peut plus prograder vers la mer. Notons que le contexte géologique est de haut niveau et que les turbidites se sont déposés à la base du prodelta et non à la base du talus continental.

Courant-Jet..........................................................................................................................................................................................................Jetstream

Courant d'air, relativement étroit, mais rapide qui se forme dans l'atmosphère à environ 10-12 km d'altitude, près des limites des masses d'air avec des différences de température importantes, comme entre les masses d'air polaires et les équatoriales d'air chaud. La trajectoire d'un courant-jet est méandriforme. Les méandres se déplacent vers l'Est, avec des vitesses inférieures au vent dans lequel ils se forment (Théorie de Rossby). Les courants-jets principaux se déplacent de l'Ouest vers l'Est, tant dans l'hémisphère nord ou sud.

Voir : "Cours d'Eau"
&
"Effet de Coriolis"
&
"Transport d'Eckman"

Le concept de relation thermique du vent est le point de départ pour comprendre les courants-jets. Dans l'atmosphère (direction verticale), l'équilibre des forces est entre le gradient de pression et la gravité (équilibre hydrostatique). Toutefois, dans le sens horizontal et en dehors des tropiques, l'équilibre est entre la force de Coriolis (accélération nécessaire pour qu'un objet rester sur son chemin quant il se déplace par rapport à un référentiel en rotation) et le gradient de pression (équilibre géostrophique). Étant donné les deux équilibres on peut déterminer la relation thermique du vent, en supposant que la dérivée verticale du vent horizontal est proportionnel au gradient de température horizontal. Cette relation suggère comment la température diminue vers les pôles et comment le vent crée une composante en direction de l'Est, qui devient de plus en plus importante avec l'altitude. Les courants-jets flux forts, qui se déplacent vers l'Est sont, en partie, une simple conséquence du fait que les régions équatoriales sont plus chaudes que les zones polaires. L'emplacement des courants-jets est extrêmement important pour les compagnies aériennes. En fait, celles-ci profitent de ces courants depuis 1952, quand, pour la première fois, un avion de la compagnie américaine PANAM a volée de Tokyo à Honolulu, à une altitude de 7600 mètres profitant d'un courant-jet. Non seulement le temps du voyage a été beaucoup plus court (11,5 heures au lieu de 18), mais la consommation de carburant a été beaucoup plus petite. Maintenant, avec les réserves de pétrole de plus en plus petites, de nombreux scientifiques étudient si il y a un moyen d'exploiter l'énergie éolienne à partir des courants-jets.

Courant Océanique..........................................................................................................................................................................Ocean current

Mouvement continu de l'océan provoqué par des forces qui agissent directement sur l'eau, par exemple, le vent, force de Coriolis, différences de température et salinité, et marées provoquées par l'attraction gravitationnelle de la Lune et du Soleil.

Voir : "Effet de Coriolis"
&
"Courant de Densité"
&
"Conjonction (astronomie)"

Il y a deux types de courants océaniques : (i) Les Courants de Surface (l'écoulement de surface), lesquels constituent environ 10% de toute l'eau des océans et correspondent aux premiers 400 mètres de l'océan et (ii) Les Courants Profonds (circulation thermohaline) qui représentent environ 90% des océans et qui se déplacent dans les bassins océaniques, par l'action de la gravité et des forces induites par les différences de densité. La différence de densité est fonction des différentes températures et salinités. Les eaux profondes s'enfoncent dans les bassins océaniques, à des latitudes élevées, où les températures sont assez froides par augmentation de la densité. Les courants océaniques sont influencés par deux types de forces : (a) Forces Primaires, qui initient le mouvement de l'eau et (b) Forces Secondaires qui déterminent où les courants s'écoulent. Parmi les forces primaires, on peut citer : (1) Réchauffement Solaire, qui provoque l'expansion de l'eau (près de l'équateur, le niveau d'eau est d'environ 8 centimètres plus haut que dans les latitudes moyennes, ce qui provoque une légère pente et un léger écoulement d'eau) ; (2) Énergie Éolienne, quand le vent souffle sur la surface de l'océan, il pousse l'eau (la friction fait le lien entre le vent et l'eau de surface); un vent qui souffle pendant 10 heures à travers l'océan provoquera un écoulement d'eau de surface à une vitesse de plus ou moins 2% de la vitesse du vent ; l'eau s'accumule dans la direction dans laquelle souffle le vent ; (3) Force de la Gravité qui tend à tirer l'eau vers le bas ou à l'empiler contre le gradient pression ; (4) Force de Coriolis, qui provoque le mouvement de l'eau vers la droite (hémisphère nord) autour de l'amas d'eau (ces gigantesque tourbillons d'eau océanique sont appelées gyres océaniques). Le gyre de l'Atlantique Nord est séparé en quatre courants distincts : (A) Courant Nord Équatorial ; (B) Courant du Golfe ; (C) Courant Atlantique Nord et (D) Courant des Canaries. N'oublions pas que les tas d'eau où se forment les gyres sont formés par les déplacements vers l'intérieur de l'eau induits par le transport d'Eckman.

Courant d'Ondulation (due aux vagues) ...............................................................................................Surge current

Courant résultant de l'accumulation d'eau près de la côte due au déferlement des vagues et du type d'incidence des vagues par rapport à la ligne de côte. Différents types de courants d'ondulation peuvent être distingués : (i) Courants de Déferlement ; (ii) Courant d'Afflux ; (iii) Courant de Retrait; (iv) Courant en Zigzag ou Courant de Dérive de la Plage (dérive littorale ou longitudinale) ; (v) Courant de Fond; (vi) Courant d'Arrachement ou Courant de Concentration.

Voir : "Courants de Ressac"
&
"Courant d'Afflux et de Retrait"
&
"Zona de Déferlement"

Dans ce schéma sont représentés les principaux courants d'ondulation : (1) Courant d'afflux ou jet de rive ; (2) Courant de retrait ; (3) Courant de dérive de plage ou courant en zigzag ; (4) Courant d'arrachement ; (5) Courant de dérive littoral, ainsi que la direction des vagues au large (6) et les crêtes pré-littorales (7). Les jets de rive de déferlement (ressac) ou courants d'afflux, résultent de la transformation d'une onde d'oscillation en un onde de translation ondulatoire au moment l'éclatement des vagues (déferlement). La vague de translation se propage par un courant qui se dirige vers la côte (courant d'afflux). Le courant de retrait est le courant résultant du déferlement, mais qui se dirige vers la mer, selon la pente du fond marin, dès que le courant d'afflux disparaît. En effet, il résulte de l'inversion du courant d'afflux due à la perte d'énergie provoquée par le frottement et par la pente du fond de la mer. Le courant de dérive de la plage ou en zigzag se forme sur les plages, dans la zone affectée par les courants de déferlement, en raison de l'accumulation d'eau (et sédiments) par les courants d'afflux et de retrait, quand le déferlement est oblique à la côte. Le courant de font est le courant (s'il existe) qui se déplace le long du fond marin et qui s'écoule vers le large. Le courant d'arrachement ou de concentration qui peut être perpendiculaire ou oblique à la ligne de côte, s'écoule vers le large (eau de surface et profonde). Au-delà de la zone de déferlement, le courant d'arrachement, s'ouvre, se divisant en branches qui reviennent vers le continent avec le courant d'afflux. Le courant de dérive littoral ou courant longitudinal est la masse d'eau qui coule le long de la côte, hors la zone de déferlement et qui résulte de l'accumulation de l'eau des courants d'afflux, retrait et dérive de plage, quand le déferlement est oblique à la ligne de côte.

Courant Redescendant ................................................................................................................................................Backwash current tract

Courant de déferlement qui se dirige vers la mer, selon la pente du fond de la mer et qui résulte de l'inversion du courant d'afflux due à la perte d'énergie causée par la pente et friction du fond de la mer). Synonyme de Courant de Retrait.

Voir : "Courant d'Afflux et de Retrait"
&
"Courant d'Ondulation (due aux vagues)"
&
"Bas de Plage"

Dans cette photo, on voit parfaitement l'écoulement de l'eau en direction de la mer (courant de retrait ou courant redescendant) après la propagation de l'onde vers le continent (courant d'afflux). Contrairement aux courants d'afflux qui s'écoulent perpendiculaire à la direction des vagues, les courants de retrait s'écoulent le long de la pente des plages, ce qui permet, facilement, la détermination leurs gradients. Dans une plage formée de matériel grossier (plutôt des galets que du sable), le courant de retrait est peu important due à la percolation de l'eau (mouvement lent et laminaire de l'eau à travers le matériau sédimentaire). Pour que l'équilibre entre le courant d'afflux et le courant de retrait se maintienne, il est nécessaire une plus grande inclinaison (pente) de la plage. Théoriquement, les vagues plus raides et plus longues sont associées à des courants de retrait forts, ce qui signifie que la plage est peu incliné, autrement dit que la plage a des gradients faibles. Quand la direction du courant de retrait est différente de la direction du courant d'afflux (ce qui est le cas le plus fréquent), les sédiments qui composent la plage sont, peu à peu, déplacés latéralement par le courant de dérive de plage ou courant littoral qui est le résultat de la combinaison des courants de ressac (afflux et retrait). C'est pour cela que des nombreuses plages sont protégées par des éperons (digues, jetées, etc.), plus ou moins orientés perpendiculairement à la ligne de côte, pour empêcher le rétrécissement ou la disparition des plages. Quand on regarde les deux côtés d'un éperon on note parfaitement, qu'il y a beaucoup plus de sable (la plage est plus large) sur le coté opposé à la direction du courant littoral (qui transporte les sédiments) que sur l'autre coté, où la plage est plus étroite. Sur le coté où la plage est plus large il y a sédimentation, tandis que sur l'autre il y a érosion. Au Portugal, par exemple, dans la plupart des cas, la direction des vagues est plus ou moins oblique à la cote, ce qui signifie que les courants littoraux sont fréquents et parfois dangereux.

Courant de Refoulement ...................................................................................................................................................Upwelling current

Montée vers la surface d'un courant d'eau profonde.

Voir : "Roche Mère”
&
"Effet de Coriolis"
&
"Mouvement de'Eckman"

Le vent peut créer des courants ascendants et courants descendants. Dans l'hémisphère nord, quand le vent souffle sur la surface de la mer, l'eau de surface ne se déplace pas directement dans la direction du vent, mais à 45° vers la droite (par rapport au vent). Ce processus est appelé le mouvement de Eckman et est le résultat de l'effet Coriolis. Dans l'hémisphère sud, l'écoulement de l'eau de surface est dévié vers la gauche. Lorsque le vent force l'eau de surface s'éloigne de la côte ou l'éloigne d'une autre masse d'eau de surface, de l'eau plus profonde se déplace vers la surface de l'océan, créant ce qu'on appelle un courant ascendant. Ceci est, parfaitement, visible sur cette photographie, qui montre que la plus grande partie du courant des Canaries est ré-circulé vers le sud, jusqu'au Cap Vert, en association avec un courant ascendant. Au contraire, lorsque le vent force l'eau de surface à se déplacer vers la ligne de côte ou en direction d'une autre masse d'eau, l'eau de surface se déplacera vers le fond créant un courant descendant. Le long de la côte de la Californie, par exemple, les vents dominants sont vers le nord. Les vents qui soufflent du Nord vers le Sud obligent l'eau de surface a se déplacer vers l'Ouest l'éloignant de la ligne de côte. Les courants ascendants, venant des parties plus profondes de l'océan, apportent vers la surface de l'eau froide avec une forte concentration de nutriments. Les eaux de surface sont, généralement, pauvres en nutriments tels que les phosphates et nitrates qui sont des éléments essentiels pour la croissance des plantes. Ainsi, on peut dire que les courants ascendants fournissent aux niveaux supérieurs des océans les composants alimentaires nécessaires à la productivité biologique. Tous les pêcheurs connaissent la richesse biologique des zones où il y a des courants ascendants. Dans l'exploration pétrolière, les géoscientistes cherchent à localiser dans les bassins sédimentaires les périodes géologiques où les courants ascendants étaient dominants, car ils favorisent, quoique indirectement, la formation des roches marines riches en matière organique, qui, une fois, enfouies suffisamment deviennent des roches-mères d'hydrocarbures. Ainsi, sur la côte ouest de l'Afrique (offshore de l'Angola et du Congo, par exemple), les roches-mères marines du Crétacé se sont formées, probablement, en association avec des courants ascendants riches en nutrients.

Courant de Retrait .....................................................................................................................................................................Backwash current

Courant de déferlement qui se dirige vers la mer suivant la pente du fond de la mer et qui résulte de l'inversion du courant d'afflux due à la perte d'énergie causée par la pente et le frottement du fond marin). Parfois appelé courant d'avant côte ou d'avant plage. Synonyme de Courant Redescendant.

Voir : "Courant Redescendant"
&
"Courant d'Ondulation (due aux vagues)"
&
"Bas de Plage"

Sur cette photo, les courants de ressac ou de déferlement, autrement dit, les courants d'afflux, qui se dirigent vers la côte, et les courants de retrait qui s'écoulent vers la mer, sont facilement identifiés. Il est intéressant de noter que la direction d'écoulement des courants d'afflux est perpendiculaire à la direction des vagues (ici très petites), tandis que la direction des courants de retrait est déterminée par la pente de la plage. Il ne faut pas confondre un courant de retrait avec un courant de fond, dont l'existence est très discutée et qui est, souvent, définie comme un courant qui se déplace le long du fond de la mer et qui s'écoule vers le large. Comme dans cet exemple, le matériel qui forme la plage est grossier le courant de retrait est peu important, car il y a une percolation importante (mouvement lent et laminaire de l'eau à travers le matériel sédimentaire). C'est pourquoi l'inclinaison (pente) de la plage est, relativement, forte pour que l'équilibre entre le courant d'afflux et de retrait soit maintenu. Cette photo suggère des conditions de mer calme. Par conséquent, le courant de retrait est faible. Lorsque la hauteur des vagues est grande (fort énergie), c'est-à-dire, quand les vagues sont des destructives, les courant d'afflux sont faibles, mais les courants de retrait sont forts (pouvoir érosif important). Inversement, lorsque l'énergie et la hauteur des vagues sont petites, autrement dit, quand les vagues sont constructives, les courants d'afflux sont forts et les courant de retrait faibles. On peut dire qu'un courant de retrait se dirige vers la crête de la vague suivante et que le même mouvement orbital (mouvement d'un objet en orbite autour d'un point fixe) qui provoque la montée et la chute d'un objet qui flotte sur la mer, oblige également le creux de la vague à se déplacer en arrière et vers le haut, en direction de la prochaine crête. Ainsi, un courant de retrait n'a rien à voir avec un courant de fond (en supposant qu'il existe dans la nature). Rappelons nous que la vitesse des ondes signifie une vitesse de phase : ce qui bouge n'est pas l'eau mais les crêtes et les creux, c'est-à-dire, la phase de la surface de l'eau.

Courant Sagittal........................................................................................................................................................................................Rip current

Le même que courant d'arrachement, flot de retour, courant de déchure et courant de concentration autrement dit est un fort courant de retour qui entraîne en direction du large les eaux apportées par les grosses vagues qui se brisent sur les plages. Au-delà de la zone de déferlement, ces courants se divisent en branches qui le retournent vers la zone de déferlement.

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

Sur cette photo, comme on peut aisément en déduire, la ligne de cote est situé à la droite (on voit un peu de sable de la plage dans le coin supérieur droit), de sorte que le courant qui se dirige vers le large (signalé par la flèche) est un courant d'arrachement ou sagittal, comme l'appellent certains géoscientistes. Notons que les caractéristiques de ce type de courant, autrement dit : (i) Chenal d'eau très agitée et avec beaucoup d'ondulation, dont la largeur rarement dépasse une ou deux dizaine de mètres ; (ii) Zone où l'eau de la mer a une couleur différente ; (iii) Ligne d'écume, d'algues ou de débris végétaux qui se déplace rapidement vers la mer et (iv) Rupture de la vague (zone d'accalmie) qui se rapproche de la côte, sont facilement reconnaissables. La formation et l'emplacement d'un courant sagittal peut être expliquée comme suit (voir schéma) : (a) Quand le vent et les vagues poussent l'eau vers la terre, l'eau est, souvent, forcée latéralement par les vagues qui s'approchent de la ligne de côte ; (b) L'eau coule le long de la ligne côte pour trouver une issue à la mer. Le courant résultant est le courant d'arrachement ou sagittal, dont la trajectoire peut être visualisées en plaçant un colorant au début du courant, près de la côte. Comme indiqué ci-dessus, le courant sagittal est, généralement, étroit et localisé, souvent, entre des bancs de sable, sous les quais ou le long des éperons (jetées). Beaucoup de monde pense que le courant sagittal est assez fort pour tirer les personnes sous la surface de l'eau, ce qui n'est pas vrai. Ce courant est uniquement fort en surface et c'est pour cela qu'il peut diminuer ou annuler les vagues, ce qui conduit à l'illusion d'un zone particulièrement calme, laquelle, malheureusement, attire beaucoup de mauvais nageurs. Dans le cas d'être surpris par ce type de courant, il ne faut pas essayez de le combattre. Il faut se laissez tirer vers le large, jusqu'à rester en dehors, ou nager latéralement (sa largeur excède rarement une ou deux ou dizaines de mètres). À l'extérieur, il faut nager, en toute sécurité, vers la plage.

Courant de Salinité........................................................................................................................................................................Salinity current

Courant de densité de l'eau de mer dont l'écoulement est causée, contrôlé et entretenu par sa densité relativement élevée, causée par une salinité excessive.

Voir : "Cours d'Eau"
&
"Courant Descendant"
&
"Courant de Concentration"

Un courant de salinité est, en fait, un courant de densité, dans lequel l'écoulement est causé, contrôlé et entretenu par une densité relativement forte crée par une salinité excessive. Les courants de densité sont maintenus en mouvement par la force de gravité qui agit sur une différence de densité relativement faible, qui peut être due à des variations de la salinité, température ou concentration de sédiments. En fait, la salinité et les variations de température produisent une stratification dans les océans. Sous la couche de surface qui est perturbé par les vagues et qui est moins dense (plus chaud ou moins salée) que l'eau profonde, les océans sont composés de couches d'eau avec différentes caractéristiques physiques et chimiques qui se déplacent de manière, plus ou moins, indépendante. Notons que de l'énergie peut se produire en association avec des gradients de salinité. Cette énergie osmotique est une énergie renouvelable alternative qui ne pollue pas et ne dégage pas de CO_2. Fondamentalement, cette énergie qui est créée à partir de la différence de pression osmotique entre l'eau douce et salée (potentiel chimique de solutions concentrées ou diluées de sel, où les solutions avec des concentrations plus élevées ont une plus grand pression), dépend de l'évaporation pour séparer l'eau du sel. Il y a plusieurs façons de créer de l'énergie à partir du gradient de salinité, mais la plus connue est par Pression Osmotique Différée ("PRO" en anglais). Dans ce processus, l'eau de mer est pompée dans une chambre de pression, où la pression est inférieure à la différence de pression de l'eau douce et eau salée. L'eau douce se déplace à travers une membrane semi-perméable et augmente de volume dans la chambre. Comme la pression dans la chambre est compensée, une turbine tourne et génère de l'électricité. En d'autres termes, comme il y a deux solutions, une d'eau salée (A) et autre d'eau douce (B) séparées par une membrane semi-perméable, uniquement les molécules d'eau peuvent passer à travers la membrane due à la différence de pression osmotique entre elles. L'eau de la solution B, va se diffuser à travers la membrane pour diluer la solution A. La pression de diffusion entraîne la turbine due générateur qui produit l'électricité.

Courant Souterrain ............................................................................................................................................................Subterranean stream

Cours d'eau qui s'écoule à travers de cavités souterraines.

Voir : "Cours d'Eau"
&
"Caverne (grotte)"
&
"Érosion"

L'eau souterraine comprend toute l'eau d'origine météorique qui se trouve dans le sol et dans les roches sous-jacentes. Leur distribution est, évidement, très grande, mais comme ses effets géomorphologiques opèrent, principalement, grâce à des solutions, leur influence est, par cela, beaucoup plus important dans les terrains calcaires où l'eau peut même s'écouler en permanence sous la forme de courants sous-terrains. Cependant, la plupart des fois, les courants sous-terrains resurgissent créant des sources souterraines comme celle montré dans cette photo. Pour avoir un courant sous-terrain il est nécessaire, avant tout, que l'eau de surface (principalement l'eau qui coule à la surface de la Terre) se déplacent dans la profondeur. Il y a plusieurs façons par lesquelles l'eau de surface devient souterraine. La plus typique et peut-être la plus fréquente, se produit dans les régions calcaires. Dans ces régions, les couches sédimentaires sont presque toujours très fracturés par différents systèmes de diaclases. L'élargissement progressif de ces fractures, ainsi que des plans de faille, par les eaux souterraines produit un approfondissement du niveau d'équilibre hydrostatique. Au fil du temps, les courants d'eau de surface perdent de plus en plus d'eau à travers des fractures élargies des calcaires et à partir d'un certain moment, ils sont remplacés de manière permanente par des courants souterrains. Les captures souterraines sont particulièrement fréquentes quand les descentes rapides de la nappe phréatique sont produites par incision des grands courants. Ces captures sont plus faciles lorsque deux rivières ou deux courants voisins sont incisés à différents niveaux. L'eau de la rivière supérieur est déviée vers le niveau inférieur à travers la ligne de séparation des eaux. Une grande variété de formes topographiques résulte de la combinaison et interactions des courants de surface et sous-terrains. La forme topographique la plus simple et fréquente, par laquelle l'eau de surface devient souterraine, est la doline (dépression naturelle dans la surface topographie provoquée par l'érosion du sol ou de la roche sous-jacente ou par les deux par l'eau). Cependant, au fil du temps, due à la corrosion, les dolines s'élargissent et deviennent des vallées aveugles, qui sont des bassin allongées, plus ou moins fermées, avec des bords escarpés.

Courant de Turbidité.............................................................................................................................................................Turbiditic current

Courant (air, eau ou autre fluide) causé par les différences de quantité et qualité du matériel en suspension (sable, limon, silte, etc.). Les courants marines de turbidité qui transportent des sédiments en suspension, se déplaçant rapidement le long du talus continental, puis étalent sur la plaine abyssale. Synonyme de Courant Turbiditique.

Voir : "Cours d'Eau"
&
"Turbidite"
&
"Prisme de Bas Niveau"

Dans un courant de turbidité, la plupart du matériel est transporté par le mécanisme illustré dans cette figure. Un courant de turbidité peut parcourir des centaines de kilomètres à une vitesse relativement importante (plusieurs dizaines de kilomètres par heure). Dans la partie frontale du courant, il y a érosion, par aspiration et déposition après le passage du courant. Les blocs de grands dimensions sont transportés dans la base du courant, par traction, tandis que les particules plus petites restent en suspension. Ces courants peuvent se former soit dans des situations géologiques de haut niveau marin (bassins avec plate-forme continentale, lorsque le niveau de la mer est au-dessus du rebord du bassin), ou dans des conditions de bas niveau marin (quand le niveau de la mer est plus bas que le bord du bassin autrement dit, quand le bassin n'a pas de plate-forme continentale). Dans le premier cas, les courants de turbidité sont formés par des glissements créées par des instabilités du rebord du bassin, lequel peut ou non coïncider avec la ligne de côte, ou lors creux des fleuves qui mènent vers la mer l'excès de sédiments qui ne peuvent être déposé sur la plate-forme ou sur la plaine côtière par manque d'espace disponible. Dans le second cas, les courants de turbidité sont associés à des chutes relatives significatives du niveau de la mer qui exhument la plate-forme continentale (si elle existe) ou la partie supérieure du talus continental. Dans ces conditions, les embouchures des rivières sont déplacées vers la mer, parfois plusieurs dizaines de kilomètres. Ainsi, tout le matériel transporté par les fleuves tombe directement sur le talus continental et sera transporté par des courants de turbidité vers les parties profondes du bassin, où il est déposé sous la forme de cônes sous-marins de bassin ou de talus. Dans le premier cas, les dépôts associés peuvent avoir différent âges, alors que dans ce dernier cas, ils sont contemporains de la chute relative du niveau de la mer, autrement dit, de la discordance de base du cycle sédimentaire.

Courant Turbiditique .............................................................................................................................................................Turbiditic current

Courant (air, eau ou autre fluide) causé par des différences dans la quantité et qualité du matériel en suspension (vase, sable, gravier, etc.). Les courants marines de turbidité qui transportent des sédiments en suspension, se déplacent rapidement le long du talus continental, pour après, s'étalaient sur la plaine abyssale. Synonyme de Courants de Turbidité.

Voir : "Cours d'eau"
&
"Turbidite"
&
"Prisme de Bas Niveau"

Les courants turbiditiques ou de turbidité résultent du mouvement très rapide de masses l'eau chargés de matériel sédimentaire en suspension colloïdale et, ou tourbillonnant, le long des pentes du talus continental ou des reliefs du fond marin. Pour certains géoscientistes, la charge de ces courants provient de l'agitation de ces fonds marins induite par des séismes, volcans ou explosions. Pour d'autres, elle est provient des sédiments fluviaux apportés à la mer pendant les périodes des grandes inondations des fleuves (E. Mutti) ou lors des descentes relatives du niveau de la mer (P. Vail) qui produisent une exhumation de la plate-forme continentale (se elle existe) ou de la partie supérieure du talus continental. L'importance du potentiel morphogénétique de ces courants varie avec les conditions géologiques et, bien sûr, avec les géoscientistes. Ces courants sont, parfois, considérés comme de puissants agents de l'érosion du talus continental, où ils contribuent à la formation des canyons sous-marins, ce qui signifie, que parfois, ils sont responsables de l'excavation des lits des canons. Cependant, ceci, ne semble pas être la règle générale. Cette hypothèse a été avancée à partir de la bathymétrie des zones que ces courants utilisent pour s'écouler sur le fond de la mer. Beaucoup d'interprétations géologiques de lignes sismiques tirées dans de telles régions suggèrent fortement que, dans la plupart des cas, la bathymétrie n'est pas le résultat d'une action érosive des courants, mais qu'elle est construite, petit à petit, par la déposition des dépôts débordement induits par les courants. Ainsi, très souvent, ce que des nombreux géoscientistes appellent le canyon d'un courants turbiditiques, est, en fait, le canyon du fleuve, qui se trouve en amont du canyon, qui a été creusé par le fleuve lors de conditions géologiques de bas niveau. Dans d'autres cas (quand il n'y a pas de fleuve en amont) le canyon est, principalement, créé par l'action érosive d'un courant ascendant qui a précédé et conditionné le lieu de passage des courants turbiditiques.

Courant en Zigzag.............................................................................................................................................................................Beach drifting

Courant qui se forme dans la zone de déferlement, quand celle-ci est oblique à la côte, en raison de l'accumulation d'eau (et sédiments) causée par les courant d'afflux et retrait , autrement dit, par les courant de ressac.

Voir : "Cours d'Eau"
&
"Courant d'Afflux et de Retrait"
&
"Zone de Déferlement"

Quand les vagues se propagent perpendiculairement à la ligne de côte, dès qu'une vague se casse (transformation d'une onde d'oscillation en onde de translation), il se forme un courant d'afflux qui se dirige vers la plage, suivant la direction perpendiculaire à la direction de propagation des vagues. Dès que le courant d'afflux perd de l'énergie, il s'inverse (change de sens et direction), créant un courant de retrait qui s'écoule vers la mer suivant la pente de la plage. Lorsque la propagation des ondes est perpendiculaire à la ligne de côte, la direction de l'écoulement du courant d'afflux et du courant retrait est la même. Toutefois, quand la direction de propagation des ondes est oblique à la ligne de côte, la direction du courant de retrait (direction de la pente du fond marin) n'est pas le même que celle du courant d'afflux, lequel suit la perpendiculaire la direction de propagation des vagues. C'est dans ce cas (direction des vagues obliques à la ligne de côte), que se forme un courant en zigzag (le "zig" est le courant d'afflux et le "zag" le courant de retrait). Comme, habituellement, le courant d'afflux («zig») est plus important que le courant de retrait («zag»), la combinaison des deux produit un courant, plus ou moins parallèlement à la côte qui se déplace dans le sens du courant d'afflux, lequel est connue comme courant de dérive de plage. Comme illustré dans cette photographie (période de mer calme, avec des vagues obliques à la ligne côte), le courant en zigzag érode la plage et transporte les sédiments pour les déposer dans les endroits où son énergie est plus faible ou lorsqu'une barrière, naturelle ou artificielle s'oppose à son écoulement. C'est pour cela, que dans la plupart des côte, comme illustré dans cette figure se placent éperons (jetées, digues, etc.) perpendiculairement à la ligne de côte pour forcer le courant de dérive de plage (ou courant littoral) à déposer les sédiments qu'il transporte. Dans cet exemple, la ligne de côte est N-S. il y a plus de sable (plage large) au Nord qu'au Sud des éperons, une fois que le courant de dérive de plage s'écoule du Nord vers le Sud (la direction des ondes est probablement NE-SO).

Courants de Marée...........................................................................................................................................................................Tidal currents

Courants horizontaux résultant de la montée et descente du niveau des mers (mouvement vertical) causés par les marée, qui ont un effet très significatif sur la circulation d'eau dans et dehors des baies et ports marins et peuvent être utilisé comme source d'énergie.

Voir : "Marée"
&
"Marée de Mortes Eaux"
&
"Variation Relative (du niveau de la mer)"

Imaginons une longue et étroite baie. Considérons deux points: A, près de l'entrée de la baie, proche de la mer et B, en amont, proche de la terre. Imaginons qu'on est en marée basse et qu'il n'y a pas de courants de marée dans la baie. La marée monte (flot) et atteint la marée haute à 11 heures au point A. Toutefois, une personne au point B, voit le niveau d'eau monter jusqu'à 13 heure. L'heure de la marée haute, dans B. Cela signifie qu'il y a une différence de deux heures entre la marée haute en A et B. Voyons maintenant, ce qui arrive pendant tout le cycle de marée. Quand la marée monte (flot), l'eau, qui entre dans la baie, doit surmonter, lentement, l'eau pour avancer, de sorte que ce changement n'est pas observé immédiatement dans point B (n'importe quel soit la vitesse de l'eau, elle dépensera toujours un certain temps pour parcourir une certaine distance, à cause de sa propre viscosité). Les courants de marée dans la baie sont, maintenant, dans la phase d'écoulement d'inondation ou de crue. Lorsque la marée haute est atteinte au point A, la marée stationne dans ce local, mais il y a, encore un flux d'inondation dans la baie, parce que la marée haute n'a pas encore été atteinte dans toute la baie. Un peu plus tard, à mi chemin entre entre A et B, le flot atteint la marée haute, mais il y a, encore, un écoulement de crue parce que la marée haute n'a pas été atteint en B. Enfin, quand la marée haute est atteinte en toute la baie, le courant s'arrête. On dit couramment que la mer est étalée ½ heure avant et après l’inversion de marée. Cependant, en fait, l’étale n’existe pas. Ce n’est qu' une impression liée à la faible vitesse du mouvement. Bien que la marée ait commencé à quitter l'entrée de la baie, le courant dans la baie pratiquement s’arrête. Dès que le courant commence à sortit (jusant), c'est la même chose en sens inverse. Le niveau d'eau, une fois de plus, change le premier à l'entrée de la baie, tandis que l'eau à l'intérieur peut-être encore en marée haute. Dans certaines zones, les courants de marée sont si forts que les bateaux doivent attendre l'étale pour pouvoir naviguer.

Courants de Ressac.................................................................................................................................................................Swash & Backwash

Les courants qui se forment après le déferlement. Il y a deux courants de ressac: (i) Le courant d'afflux et (ii) Le courant de retrait.

Voir : "Courant d'Ondulation (due au vagues)"
&
"Courant d'Afflux et de Retrait"
&
"Zone de Déferlement"

Quand une vague océanique se casse, elle créée un courant d'eau qui se dirige vers la plage. Ce courant, appelé courant d'afflux est le premier courant de ressac (courant montant de certains géoscientistes). Cependant, au fur et à mesure qu'il se déplace vers le continent, il perd, très rapidement, de l'énergie, s'inverse et commence à s'écouler vers la mer suivant le déclive de la plage. Ce courant, qui se dirige vers la mer, est le second courant de ressac et est appelé courant de retrait, bien que certains préfèrent l'appeler courant de reflux. Ce terme est utilisé par d'autres pour désigner le courant de marée descendant. Comme le courant de retrait se dirige vers la mer, il existe uniquement jusqu'à ce qu'il rencontre la crête de la vague suivante. Lorsque la direction des vagues est parallèle à la côte, les courant d'afflux et retrait ont la même direction, mais des sens opposés. Lorsque la direction des vagues est oblique à la côte, la direction de l'écoulement du courant d'afflux (perpendiculaire à la direction des vagues) est différente de la direction d'écoulement du courant de retrait, car il s'écoule suivant la pente de la plage. Dans ce cas, il se forme un courant côtier (ou courant de dérive de plage) qui est, plus ou moins, parallèle à la ligne de côte et qui se déplace dans le sens imposé par courant d'afflux. Les courants de ressac, en particulier le courant de retrait, ne doit pas être confondu avec un courant d'arrachement qui entraîne souvent des nageurs inconscients vers le large. Un courant d'arrachement correspond à un canal d'eau agitée, avec beaucoup d'ondulation, qui se dirige vers la mer et qui a une couleur différente. Ainsi, elle détruit la continuité de la crête de la vague suivante qui se rapproche de la côte. Les courants d'arrachement qui, en général, sont perpendiculaires à la côte, traînent vers le large non seulement de l'eau superficielle, mais également de l'eau profonde. Cependant, au-delà de la zone de déferlement, ces courants s'ouvrent en éventail, se divisant en branches qui reviennent vers la terre avec le courant d'afflux. C'est pourquoi, que quand capturé par un courant d'arrachement, on ne doit paniquez. Il faut se laissez sortir de la zone de déferlement, où le courant n'est plus active, et nager jusqu'au rivage en évitant latéralement le courant, qui, généralement n'a pas de 10 m de large.

Courbe des Biseau d'Aggradation Côtiers..........................................................................................Coastal onlap curve

Diagramme chronostratigraphique des biseaux d'aggradation côtiers. Il traduit la succession temporelle des événements stratigraphiques. Une montée relative du niveau de la mer implique une migration de ces biseaux vers le continent. Dans ce type de diagramme, les hiatus et intervalles à une sédimentation condensée correspondent à des zones triangulaires orientées vers le continent

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

Dans la courbe des biseaux d'aggradation côtiers, l'échelle verticale est le temps géologique (Ma) et l'échelle horizontale est métrique. Ce type de diagramme souligne, en particulier, l'empiétement continental (côtier ou marin), quand le niveau relatif de la mer monte. Les biseaux d'aggradation (côtiers ou marins) soulignent une montée relatif du niveau de la mer, autrement dit, une aggradation et un empiétement continental positif. Lorsque la montée du niveau de la mer est en accélération, l'aggradation entre chaque biseau est de plus en plus grande. Quand la montée relative du niveau de la mer est en décélération, l'aggradation entre chaque biseau est de plus en plus petite. Les biseaux supérieurs (progradation ou érosion) soulignent des montées relatives du niveau de la mer en décélération (aggradation et progradation), bien que la progradation soit prédominante, ou des descentes relatives de faible amplitude (le niveau de la mer au-dessus du rebord du bassin). Pendant les périodes de stabilité relative du niveau de la mer qui, généralement, suivent les montées relatives soit en accélération (cortège transgressif) ou en décélération (prisme de haut niveau), il y a progradation, mais il n'y a pas aggradation ou elle est inférieure à la résolution des lignes sismiques. Dans cette courbe des biseaux d'aggradation quatre chutes relatives du niveau de la mer sont évidentes. Elles ont déplacé vers le bassin et vers le bas (aggradation négative) les biseaux d'aggradation côtiers. Ces déplacements ont causé l'exhumation de la plate-forme ou plaine côtière et de la partie supérieure du talus continental, créant des surfaces d'érosion (discordances) qui limitent les cycles stratigraphiques. En effet, on peut dire que dans la région où se diagramme a été construit, il y a eu, au moins, quatre cycles stratigraphiques induits par quatre cycles eustatiques. Dès que l'ordre des cycles eustatiques est connue, les cycles stratigraphiques peuvent être classés soit en cycles-séquence ou sous-cycles d'empiétement continental.

Courbe ETP......................................................................................................................................................................................................ETP curve

Représentation graphique des effets combinés de l'excentricité, inclinaison et précession dans une période géologique donnée, à une certaine latitude (65° N) de la quantité de rayonnement solaire reçu à la surface de la Terre, basée sur les variations des mouvements orbitaux de la Terre.

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

L'excentricité (forme de l'orbite terrestre autour du Soleil), l'obliquité (variation de l'inclinaison de l'axe de rotation de la Terre) ou la précession des équinoxes (mouvement rétrograde des points équinoxiaux une fois que l'axe de rotation de la Terre tourne comme une toupie) sont capables de provoquer des changements climatiques importantes. Par exemple, quand l'obliquité est faible (axe de rotation de la Terre presque normal à l'écliptique, c'est-à-dire, l'apparent trajet que le Soleil fait dans le ciel pendant un an), plus d'énergie est fournie dans l'équateur que dans les pôles, ce qui crée un fort gradient de température et moins de variations entre les stations. Les variations de la précession modifient la structure des cycles des stations, une fois qu'elles déplacent le périhélie le long de l'orbite terrestre, ce qui change la distance Terre-Soleil à chaque station et, donc, l'intensité de l'insolation. Comme tous les effets, associés à ces facteurs, ont des périodes différentes ils ne sont pas en phase. Milankovitch a montré (sans ordinateurs) les relations entre les différentes phases de ces effets. Comme illustré dans cette figure, les effets combinés de ces trois facteurs, à savoir : (i) Excentricité ; (ii) Obliquité et (iii) Précession, pour une latitude de 65° N, sont évidents dans la courbe ETP, dont l'échelle verticale est en unités déviation standard. Des travaux stratigraphiques récents et de géologie isotopiques (en particulier l'utilisation des teneurs des isotopes d'oxygène), corroborent l'existence d'une corrélation probable entre les courbes de température (et d'autres paramètres) et les courbes de Milankovitch, illustré ci-dessus, pour les derniers 0.8 Ma. N'oublions pas que la climatologie moderne, basée sur un grand nombre d'observations faites dans un court espace de temps, n'a pas la capacité d'étudier les changements climatiques. Au contraire, la paléoclimatologie a ce pouvoir, mais malheureusement, à partir d'un nombre limité d'observations. Ainsi, il ne faut pas confondre le temps (climat) et les changements climatique, comme le font régulièrement certains «nouveaux» écologistes.

Courbe Eustatique.............................................................................................................................................................Eustatic sea level curve

Courbe des variations du niveau de la mer, habituellement, mesurée par rapport au centre de la Terre et non au fond de la mer. Théoriquement, la courbe eustatique est considérée comme globale. Toutefois, pour que la courbe eustatique ait un certaine valeur, les anomalies de la gravité doivent être prises en compte. Le niveau de la mer est ondulée. Il est plus haut où les anomalies de la gravité sont négatives (moins d'attraction) et plus bas où les anomalies de gravité sont positives (attraction plus grande).

Voir : "Eustasie (métaphore)"
&
"Cycle Eustatique"
&
"Cycle Stratigraphique"

En supposant que le volume d'eau (sous toutes ses formes) est constant depuis la formation de la Terre, les changements du niveau des mers, par rapport au niveau actuel, résultent des facteurs suivants : (i) Forme et volume des bassins océaniques ; (ii) Redistribution de l'eau dans les bassins océaniques et (iii) Mouvement vertical des zones côtières. Les variations du niveau de la mer, contrôlées par des mécanismes géologiques internes de la Terre et la croissance ou la fonte des calottes glaciaires, ont des amplitudes et durées caractéristiques. Les mécanismes dynamiques du manteau modifient les formes des bassins océaniques, plus ou moins, tous les 100 My. Les mécanismes tectoniques qui se produisent dans la croûte, produisent des mouvements différentiels entre terre et mer, à échelles temps très variées. Cependant, l'influence de ces processus est limité (centaines de kilomètres). Les variations du niveau de la mer provoquées par les glaciations ont un caractère global et local, avec une échelle temps entre 1 et 100 ky. Les cycles eustatiques, autrement dit, les cycles des variations du niveau de la mer, ont une hiérarchie temporelle (durée). Dans cette figure, sont représentées deux courbes eustatiques. La première, plus émoussée, représente, pour le Phanérozoïque, la courbe eustatique de hiérarchie 1 (courbe long terme émoussée). Elle est composée de deux cycles eustatiques de 1ère ordre, c'est-à-dire, deux cycles avec une longueur d'onde (durée) supérieure à 50 My. Pendant le cycle le plus ancien, se sont déposés les sédiments paléozoïques, alors que pendant le plus récent se sont déposé les sédiments du Méso-Cénozoïque. La deuxième courbe (hiérarchie 2, courbe long terme) est beaucoup moins émoussée. Elle est composée de cycles eustatiques de 2ème ordre, qui ont une durée comprise entre 3.5 et 50 My.

Courbe Eustatique (long terme émoussée)........................................................................................................Eustasy smooth long term curve

Courbe dérivée de l'émoussement de la courbe de longue durée qui à son tour traduit un émoussement de la courbe des cycles eustatiques de 2ème ordre.

Voir : "Eustasie”
&
"Cycle Eustatique"
&
"Cycle Stratigraphique"

Le niveau de la mer sert de référence pour mesurer les hauteurs du continent et les profondeurs des fosses océaniques. Toutefois, il n'est pas fixe, et il n'est pas, non plus, une surface horizontale. En fait, un certain nombre de facteurs entraînent des variations dans le niveau de la mer, entre les différents points de plusieurs mètres et les variations globales entre différents moments de l'histoire géologique. Ainsi, par exemple, actuellement, il y a une différence du niveau de la mer d'environ 40 cm entre la Nouvelle-Écosse et la Floride Également, entre les Maldives et la Papouasie, la différence du niveau de la mer est supérieure à 200 mètres. La courbe eustatique illustrée dans cette figure est la courbe que Haq a proposé, en 1986, pour le Phanérozoïque. Cette courbe est composée de cycles eustatiques de divers ordres, qui ont été définies sur la base de la durée de chaque cycle. Un cycle de 4e ordre ou d'ordre supérieur (5e ordre) a une durée de moins de 0.5 My. Un ensemble de cycles de 4e ordre forme un cycle eustatique de 3e ordre, dont la durée comprise entre 0.5 et 3 - 5 My (dans cet exemple, le cycle eustatique de 3e ordre est limité entre les discordances SB. 83 Ma et SB. 85 Ma ou les chutes relatives du niveau de la mer associées. Un ensemble de cycles eustatiques de 3ème ordre forme un cycle eustatique de 2ème ordre, dont la durée varie entre 3 - 5 et 50 My (SB. 80 Ma et SB SB. 90 Ma, dans cet exemple). Un ensemble de cycles eustatiques de 2ème ordre forme un cycle eustatique 1e ordre, dont la durée varie entre 50 et 400 Ma (SB. 0 et SB. ± 230 Ma, dans cet exemple). En d'autres termes, un cycle eustatique de 3e ordre correspond à l'émoussement de plusieurs cycles eustatique de 4ème ordre ou supérieur et un cycle eustatique de 2e ordre correspond à émoussement de plusieurs cycles de 3e ordre, ainsi qu'un cycle de 1ème ordre correspond à l'aplatissement de plusieurs cycles de 2e ordre. La courbe de longue durée, illustré ci-dessus, correspond à l'émoussement des cycles de 3e ordre, ce qui signifie qu'elle souligne, les cycles de 2e ordre. De même, la courbe long terme émoussée correspond à l'enveloppe courbe de longue durée, à savoir, l'émoussement des cycles de 2e ordre, et souligne donc parfaitement les cycles de 1e ordre, c'est à dire, le Paléozoïque et le Méso-Cénozoïque.

Courbe de Hubbert......................................................................................................................................................................Hubbert's Curve

La courbe dérivée d'une fonction logistique. Elle ressemble, mais est différent d'une courbe de densité de probabilité d'une distribution normale (en forme de cloche, symétrique). La courbe de Hubbert est utilisée pour modéliser le taux de production de pétrole. Selon ce modèle, le taux de production de pétrole est déterminé par le taux des nouvelles découvertes, ce qui signifie qu'un pic dans la courbe des taux de production est suivie par un déclin graduel de la production pétrolière.

Voir : "Courbe Logistique"
&
"Pic du Pétrole"
&
"Pic de Hubbert"

La courbe logistique classique a été découverte par Verhulst, en 1845, en étudiant les problèmes liés à la population. Il l'a utilisée pour montrer qu'une certaine population croît jusqu'à un certain point, puis diminue jusqu'à zéro (courbe en S). Quand il n'y a pas une croissance négative, la population totale est constante. Ce type de courbe peut, également. être utilisé pour modéliser la production cumulative de pétrole : Q = U/1 + EXPb(t-tm), où t est la date de référence (année), Q la production cumulée de l'année de référence t, U la récupération finale, tm est la date du point moyen et b le facteur, qui caractérise l'inclinaison de la courbe. La courbe du pic du pétrolier est le point (temps) où le taux de production a atteint sa valeur maximale. Après ce point, il diminue. Ce concept qui se traduit par une courbe logistique, a été observée dans le taux de production des puits producteurs et, ensuite, généralisé au taux de production totale des champs. De cette manière, a commencé à être évident que le taux de production d'un champ pétrolier, après une croissance exponentielle (jusqu'au pic) diminue, parfois très rapidement, jusqu'à ce que le champ soit épuisé. Plus tard, ce concept a été utilisé pour les bassins pétroliers et même, de manière approximative, pour les différents pays producteurs, ce qui n'a pas beaucoup de sens géologique. La construction d'une courbe dérivée à partir d'une courbe logistique est très simple, puisque la dérivée d'un point de la courbe logistique est la tangent dans ce point. Pensez à une route de montagne, par exemple, entre Lausanne et Crans-Montana. Si on conduite pendant la nuit, la lumière des phares souligne la dérivée de la route. La dérivée maximale correspond au maximum de l'inclinaison de la lumière des phares tandis que le minimum correspond au point où la route laisse de monter pour commencer à descendre, autrement dit, quand la lumière des phares est horizontale.

Courbe Hypsométrique......................................................................................................................................................Hypsometric curve

Courbe qui décrit la morphologie de la surface de la Terre par rapport à un plan de référence, généralement, le niveau de la mer.

Voir : "Eustasie"
&
"Géoïde"
&
"Niveau de la Mer Géodésique"

Dans cette coupe hypsométrique, les trois éléments les plus importants sont : (i) Plate-formes continentales (Amérique du Sud et Afrique de l'Ouest) ; (ii) Fond des bassins océaniques (Atlantique Sud et Pacifique) et (iii) Montagnes sous-marines. La limite entre les plate-formes et les fonds océaniques est le talus continental, qui descend de manière abrupte dès le rebord continental jusqu'au plancher océanique (inclinaison entre 3 et à 6°). La différence du relief terrestre est d'environ 20 km et correspond à la différence entre le pic de l'Everest (± 8850 m) et la plus profonde fosse océanique (± 11 000 m). La plus importante chaîne de montagnes est située sur le plancher océanique et s'étend sur plus de 65 000 km, avec une largeur variable, dont la moyenne est environ 1000 km. Cette coupe permet de comprendre la structure des marges continentales divergentes et convergents. Dans les premières, il y a expansion océanique et formation de montagnes volcaniques sous-marines, ce que crée un fond océanique de chaque côté, entre ces montagnes et les glacis continentaux (zone limite de la marge continentale, entre la plaine abyssale et le talus continentale), avec socle crustal océanique sur lequel prédominent des dépôts turbiditiques). Les marges continentales divergentes se sont développées pendant l'expansion océanique qui a suivi la rupture de la lithosphère d'un supercontinent, dans ce cas, le Gondwana. Dans une première phase, les sédiments du Gondwana ont été allongés par un régime tectonique extensif (σ_1 vertical) avec la formation hémi-grabens (failles normales) qui ont été remplis par des sédiments non-marins (bassins de type-rift). Après la rupture de la lithosphère, les prismes sédimentaires qui forment les marges divergentes, se sont déposés, peu à peu, au fur et à mesure que l'océan entre les deux marges s’élargit. Dans les marges convergentes, il y a une réduction du plancher océanique. La croûte océanique plus âgée et plus dense plonge sous la croûte continentale et entre dans l'asthénosphère le long des zones de subduction, où elle est partiellement digérée. Les zones de subduction sont soulignées par les fosses océaniques profondes, comme la fosse océanique qui borde, à l'Ouest, le continente Amérique du Sud.

Courbe Logistique.............................................................................................................................................................................Logistic curve

Lorsque la croissance initiale (de n'importe quel ensemble) est exponentielle, pour, par la suite (concurrence ou pénurie), diminuer et, plus tard, dans une phase de maturation, devenir nulle. Ce type de fonction a été étudié par le mathématicien belge Pierre François Verhulst, qui l'a déduit en étudiant la croissance de la population humaine. En fait, le taux de croissance d'une population, par exemple, le taux de croissance de la production de pétrole, est proportionnelle à la population existante et au montant des ressources restantes (dans le cas du pétrole, la fraction d'huile qui n'a pas encore été produite), laquelle tend à limiter la croissance de la population.

Voir : "Pic de Hubbert"
&
"Loi de Hubbert"
&
"Pic du Pétrole"

Une courbe de croissance logistique (modèle de Verhulst) ou tout simplement une équation logistique, comme illustré dans cette figure est, essentiellement, un modèle de croissance de la population humaine. Elle a été publiée, par la première fois, par Pierre Verhulst en 1845. Actuellement, elle est utilisée pour modéliser la croissance ou développement de toute une variété de populations : (i) Hauteur de tournesols ; (ii) Longueur des lignes de chemin de fer ; (iii) Développement d'infections ; (iv) Taux de production de pétrole, etc. En effet, comme illustré ci-dessus, la fonction logistique ou courbe logistique est la courbe sigmoïde la plus de commun. Elle modélise la courbe de croissance en S d'une série d'ensembles. Pendant la phase initiale, la croissance est quasi exponentielle. Puis, comme la saturation commence, la croissance ralentit et dans la phase de maturation, la croissance, pratiquement, disparaît. Mathématiquement, une fonction logistique simple peut être définie par la formule : P(t) = 1/ 1+e^-t , où la variable P désigne une population et la variable t est le temps. L'histoire de tous les champs de pétrole, en l'absence de facteurs étrangers, comme les guerres, grèves, problèmes économiques, etc., peut être représentée, parfaitement, par une courbe logistique. En fait, dans tous les champs, le taux de production de pétrole, après une croissance exponentiellement décroît, parfois très rapidement, jusqu'à ce que le champ soit dépleté. La construction d'une courbe dérivée à partir d'une courbe logistique est très simple, puisque la dérivée en tout point de la courbe logistique est tangent dans ce point.

Courbe Logistique (exemple)..........................................................................................................................................................Logistic curve

Lorsque la croissance initiale (de n'importe quel ensemble) est exponentielle, puis diminue (concurrence ou de pénurie) et, plus tard, dans une phase de maturation, devient nulle. Dans certains cas, une courbe logistique qui est une courbe en S, est, très souvent, mieux illustré par la courbe de sa dérivée en forme de cloche (courbe de Hubbert). En fait, le taux de croissance d'une population, par exemple, le taux de croissance de la production de pétrole, est proportionnelle à la population initiale et au montant des ressources restantes (la fraction d'huile qui n'a pas encore été produite).

Voir : "Pic de Hubbert"
&
"Loi de Hubbert"
&
"Pic du Pétrole"

La courbe du taux de production de pétrole qui dépend linéairement de la quantité de pétrole (encore à produire) qui existe encore dans le ou les réservoirs, autrement dit, le pétrole qui reste dans le sous-sol, est fonction du temps, ce qui veut dire, qu'elle peut être représentée par une courbe logistique ou par sa dérivée. Les échelles de la courbe dérivée sont : (i) Temps, en général, années en abscisse et (ii) Réserves restantes, en ordonnées. Dans cet exemple, on peut dire que les données techniques (valeur espérée au moment de la découverte) suggèrent fortement qu'à partir de l'année 1980, ont été produites plus de réserves que celles découvertes. Toutefois, les compagnies pétrolières et organisations internationales, ont continué à dire que se découvrait plus de réserves que celles produites. Bien sûr, que la majorité des géoscientistes savaient, que cela n'était pas vrai. En fait, la grande majorité des compagnies pétrolières, pour passer un tel message, incluaient dans les réserves restantes, non seulement les réserves non conventionnelles (comme, les réserves des schistes bitumineux), mais aussi ce qu'on peut appeler les réserve politiques (réserves pure et simplement spéculatives) pour justifier les quotas de production. De toute façon, dans l'industrie du pétrole, quelle que soit la courbe présentée, il y a toujours un point de taux de production maximale, basée sur le taux des découvertes, taux de production ou production cumulative. Au début de la courbe (avant le pic), le taux de production augmente, dû aux taux des découvertes et au développement des infrastructures. Dans la partie finale de la courbe (après le pic), la production diminue en raison de l'épuisement des ressources.

Courbe de Méandre........................................................................................................................................................................Meander bend

Courbe dans le lit d'un cours d'eau, en général, un fleuve, qui a une série de courbes avec polarité opposée que peuvent être induites par un écoulement hélicoïdal (mouvement en tire-bouchon) du courant.

Voir : "Méandre"
&
"Barre de Méandre (fossile)"
&
"Plaine Côtière"

La forme de la trajectoire d'un cours d'eau change constamment. Comme le chenal est sinusoïdal, il est soumis à l'action d'un processus au cours duquel l'amplitude et concavité des courbes augmente de manière significative en raison de l'écoulement hélicoïdal d'eau, lequel augmente l'érosion dans la partie l'extérieur de la courbe. En d'autres termes, plus la courbure est grande, plus grande est l'érosion, laquelle, à son tour, augmente la courbure, etc. Il y a trois théories principales qui tentent d' expliquer le fait que tous les cours d'eau, ont été, à un certain moment dans leur histoire, plus ou moins sinueux : (A) Théorie stochastique qui suppose que les méandres sont le résultat de fluctuations stochastiques de la direction de l'écoulement (liées à au hasard et pour lesquelles on peut uniquement annoncer probabilités) dû à la présence d'obstacles dans le lit du courant. Même les chenaux qui semblent rectilignes ont un thalweg sinueux (ligne du fond du chenal qui le divise en deux versants) qui peut éventuellement créer des courbes de méandre. (B) Théorie de l'équilibre qui suggère que les méandres diminuent le gradient du courant jusqu'à ce qu'un équilibre entre l'érosion et la capacité de transport du courant soit atteinte. Ceci suppose : (i) Une vitesse constante ; (ii) Une masse d'eau descendant, qui perd son potentiel énergétique par l'interaction avec le matériel du lit ; (iii) Qu'un chenal rectiligne a une grande énergie par unité de longueur. Les courbes de méandre permettent a un cours d'eau d'ajuster la longueur à un équilibre d'énergie par longueur de manière qu'il transporte tous les sédiments qu'elle produit. (C) Théorie morphotectonique qui prend en compte la structure des roches où le courant s'écoule. Les facteurs qui contrôlent cette théorie ne sont pas aléatoires, ce qui signifie que le trajet du courant est contrôlé. En d'autres termes, les obstacles que dévient le courant peuvent être prévus. Ainsi, par exemple, un banc de sable peut causer ou influencer la formation d'un modèle méandriforme. La trace des plans de faille est, souvent, invoquée pour expliquer le parcours sinueux de nombreux courants.

Courbe de Milankovitch................................................................................................................................................Milankovitch's curve

Courbe qui représente la quantité d'énergie solaire reçue par la Terre pendant un certain temps géologiques et par une latitude donnée (généralement à 65° N).

Voir : "Cycle de Milankovitch”
&
"Théorie Astronomique des Paléoclimats"
&
"Albédo"

Au cours de n'importe quelle époque ou période géologique, la courbe de Milankovitch est la courbe qui représente la quantité d'énergie solaire reçue à la latitude 65° N. Elle est, généralement, construite à partir de l'analyse des variations de l'orbite de la Terre. En effet, comme illustré dans cette figure, les cycles astronomiques ont une grande influence sur l'énergie solaire reçue par la Terre. La corrélation entre le volume de glace et l'énergie thermique reçue du soleil est excellent, comme on peut le constater sur les diagrammes illustrés dans la partie gauche de la figure. Les principaux paramètres qui contrôlent cette corrélation sont : (i) Précession, c'est-à-dire, les changements dans la direction de l'axe de la Terre qui sont cycliques avec un temps de cyclicité de 22 ky ; (ii) Obliquité, une fois que l' axe de la Terre est incliné et que l'inclinaison varie entre 21.5 et 24.5° et que la durée de cette variation est d'environ 41 ky et (iii) Ellipticité ou Excentricité, vu que l'orbite de la Terre n'est pas un cercle, mais une ellipse (l'excentricité mesure la différence de forme par rapport à un cercle), et que les variations d'excentricité sont cycliques (± tous les 100 ky). Lorsque l'excentricité et précession jouent dans la même sens, l'addition de leurs effets peut être assez important. Durant le Pléistocène, les grandes glaciations ont eu lieu tous les 100 ky, ce qui, apparemment, suggère une corrélation potentielle avec les cycles de l'excentricité de l'orbite terrestre. Cependant, n'oublions pas que une corrélation n'est synonyme de cause. Les cycles glaciaires plus petits semblent corréler avec les cycles de précession. Bien que la chronologie des glaciations corrèle, plus ou moins bien, avec la courbe de Milankovitch, l'amplitude ne semble pas corréler. Les cycles astronomiques de 60 et 120 ky, semblent être corroborés par la courbe des variations de volume de glace, comme indiqué ci-dessus (en particulier dans l'hémisphère nord). Les variations de l'excentricité montrent une forte cyclicité d'environ 400 ky. Cependant, ce cycle est beaucoup plus évidente dans les registre climatiques avant les derniers millions d'années. Quoi qu'il en soit, sur cette figure, l'échelle de temps est très faible pour qu'ils puissent être reconnus.

Courbe du Niveau de la Mer............................................................................................................................................Sea level curve

Courbe qui représente les variations du niveau de la mer au cours de l'histoire géologique ou pendant un temps géologique précis.

Voir : "Diagramme Eustatique"
&
"Variation Relative (du niveau de la mer)"
&
"Aggradation"

La première courbe des variations du niveau de la mer, proposée par P. Vail (1977), a été construite à partir d'informations que la compagnie pétrolière Exxon a accumulé durant des décennies de recherche pétrolière. En 1988, une courbe eustatique révisée pour la Méso-Cénozoïque a été publiée par les mêmes auteurs (courbe Haq). Dans cette figure, est illustrée la courbe du niveau de la mer depuis la fin du Pléistocène (± 500 ka) à ce jour. Elle a été construit en utilisant la relation entre les isotopes d'oxygène O_18 et O_16 calculée dans les carottes des puits forés dans la glace. En fait, dans certaines matières, telles que la glace des glaciers polaires, le ratio des isotopes de l'oxygène (les atomes possèdent le même nombre de protons, mais un nombre différent de neutrons) est cyclique, ce qui signifie que le pourcentage de O_18 varie en fonction de O_16 d'une manière, plus ou moins, cyclique. Cette relation semble être liée à la température des anciens océans, ce qui reflète jusqu'à un certain point, le climat de l'époque et qui suggère que le caractère cyclique des relations entre les isotopes d'oxygène reflète, probablement, la cyclicité des changements climatiques. En effet, comme l'eau H_2O^16 nécessite moins d'énergie pour s'évaporer, le premier vapeur d'eau a se former, lors de l'évaporation, sera plus riche en H_2O^16 et l' eaux résiduel sera enrichie en H_2O^18. D'autre part, comme l'air se déplace des régions chaudes vers les froides, le vapeur d'eau se condense et se transforme en pluie, ce qui enrichi en H_2O^18 le vapeur d'eau. Avec le temps, cette distillation, cause des précipitation et la proportion O^18/O^16 est chaque fois plus petite, au fur et à mesure, que la température diminue. Dans cette figure et en supposant que les carottes ont été prises dans des conditions normales et qu'il n'y a pas eu de contamination des bulles d'air (l'âge de la fermeture des bulles d'air et la signification de ce qu'elles contiennent est controversée), les montées et chutes du niveau de la mer associées avec les glaciations et déglaciations sont évidentes. Ainsi, il est facile de voir que récemment (environ 20 ka) le niveau de la mer a augmenté d'environ 120 mètres.

Courbe du Niveau de la Mer (en dents de scie)............................................................................................................Sawtooth curve

Courbe des variations du niveau de la mer publiée par P. Vail en 1977, dans laquelle les variations sont très asymétriques, puisque les montées (relatives) du niveau de la mer sont lentes et les descentes relatives sont très rapides. En fait, comme illustré ci-dessous, les descentes sont indiqués par des lignes horizontales, ce qui suggère que les changements sont instantanés.

Voir : "Diagramme Eustatique"
&
"Variation Relative (du niveau de la mer)"
&
"Courbe des Biseaux d'Aggradation Côtiers"

Toutes les courbes des variations du niveau des mers publiées au début de la Stratigraphie Séquentielle, par les géologues Exxon, ainsi que celle-ci construite pour au large du Labrador (Canada), par Total, en 1979, étaient asymétriques, c'est-à-dire, en dents de scie. Elles ont été très critiquées. Plusieurs géoscientistes ont avancé l'hypothèse que les variations (relatives y comprises) du niveau de la mer, et en particulier les descentes, même lorsque l'eustasie est prédominante, étaient beaucoup plus lentes que celles proposées. Initialement, P. Vail a insisté sur un type (modèle) constant observé dans les lignes sismiques. Toutefois, Pitmann (1978) a montré que les baisses du niveau des mers étaient aussi lentes que les montées et qu'une baisse du niveau de la mer doit se reconnaître par des biseaux aggradation négatifs. Vail a répondu que sur les lignes sismiques presque jamais on observe des biseaux d'aggradation associées à des descentes relatives du niveau marin. Cependant, la grande majorité des géoscientistes pense que si les biseaux d'aggradation, associés avec les chutes relatives du niveau de la mer ne s'observent pas sur les lignes sismiques c'est parce qu'ils ont été érodés lors de l'exposition sous-aériennes qu' implique une chute relative du niveau de la mer. La courbe en dents de scie est actuellement nommée courbe des biseaux d'aggradation côtiers et non plus courbe des variations relatives du niveau de la mer. Les biseau d'aggradation côtiers peuvent être directement associés aux variations relatives du niveau de la mer, surtout quand ils sont dans la plaine alluviale et côtière. La limite (supérieur) des biseaux d'aggradation qui peut être utilisée pour déterminer les variations relatives do niveau de la mer, est la limite supérieure de la plaine côtière. N'oublions pas qu'une descente relative du niveau de la mer, déplace vers la mer et vers le bas (aggradation négative) les biseau du cycle stratigraphique suivant, en particulier si la descente relative a mis le niveau de la mer plus bas que le rebord du bassin.