Datation Radiométrique (radiochronologie).................................................................................................................Radiometric dating

Détermination de l'âge en années d'une roche ou minéral en mesurant les proportions d'un matériel radioactif et de ses produits de désintégration.

Voir : "Temps Géologique"
&
"Âge Relatif"
&
"Chronostratigraphie"

Un élément chimique est composé d'atomes avec un certain nombre de protons (numéro atomique, Z) dans son noyau. Cependant, il peut avoir des poids atomiques (A) différents en fonction du nombre de neutrons (N). Les atomes d'un même élément avec différents poids atomiques sont appelés isotopes. Dans le cas de l'élément oxygène (O), par exemple, tous les atomes ont 8 protons (Z = 8), mais peuvent avoir 8, 9 ou 10 neutrons (N = 8, N = 9 ou N = 10, respectivement). Ainsi, les isotopes 16O, a un numéro atomique (Z) égale à 8, un nombre de protons égal à 8 et un poids atomique égale à 16. La désintégration radioactive (désintégration) est le processus par lequel un isotope (l'isotope-père) perd des particules de son noyau pour former un isotope d'un nouveau élément (isotope-fils). Le taux de désintégration est, généralement, exprimée en demi-vie, c'est-à-dire le temps requis pour que la moitié des atomes présents dans un élément radioactif se désintègre. La demi-vie est une caractéristique de chaque isotope radioactif et est indépendante de la quantité initiale de l'isotope ou à des facteurs tels que la pression et température. Le nombre de moles (quantité de matière) d'atomes non désintégrés peut être calculé par la relation suivante: n = n0/2x où n0 = n° de moles initiales, n = n° de moles, x = n° de périodes de demi-vie. Le temps de désintégration radioactive (transmutation) peut être calculé: t = x P. La plupart des isotopes radioactifs ont des taux de désintégration très rapide (petites demi-vies) et perdent leur radioactivité en quelques jours ou années. Toutefois, certains isotopes ont une décroissance très lente et sont utilisés comme des horloges géologiques. Les isotopes parents et les correspondante isotopes-fils, utilisés, normalement, pour déterminer l'âge des roches sont : (i) Uranium-238 (Plomb-206) avec 4.5 Gy de demi-vie ; (ii) Uranium-235 (Plomb-207 ) avec 704 My de demi-vie ; (iii) Thorium-232 (Plomb-208) avec 14 Gy de demi-vie ; (iv) Rubidium-87 (Strontium-87) avec 48.8 Gy de demi-vie ; (v) Potassium-40 (Argon-40) avec 1.25 Gy de demi-vie ; (vi) Samarium-147 (Néodyme-143) avec 106 Gy de demi-vie. C-14 se désintègre en N-14; U-238 en Pb-206; K-40 en Ca-40 puis dans Ar-40, etc.

Débit Basal..........................................................................................................................................................................................................Base Flow

Eau souterraine qui pénètre dans un courant canalisé (fleuve, par exemple) et qui permet la permanence de l'écoulement, même quand il ne pleut pas. Synonyme d'écoulement de base.

Voir : "Flux (écoulement)"
&
"Fleuve"
&
"Plan d'eau (courant souterraine)"

Le débit de base est la quantité d'écoulement d'un courant qui vient de l'eau souterraine et de surface. De nombreux géoscientistes pensent qu'environ 50% de l'eau qui s'infiltre dans la nappe phréatique, peu profonde, contribue au débit de base. La meilleure chose pour bien comprendre l'importance géologique du débit de base est de considérer un exemple. Si l'on considère la baie de Chesapeake, autrement dit, l'un des plus grand estuaire des États-Unis d'Amérique du Nord (entre le Maryland et la Virginie), laquelle s'étend sur une superficie, de plus ou moins, 167 000 km^2 et dans dans laquelle se déversent plus de 150 rivières ou ruisseaux, on peut dire que : (i) L'eau souterraine contribue pour plus de la moitié (environ 54%) de l'écoulement annuel total du bassin versant de la baie de Chesapeake ; (ii) La quantité de nitrate, que l'eau souterrain contient, contribuent à environ la moitié (plus ou moins 48%) du montant annuel de l'azote entrant dans la baie ; (iii) Le temps de séjour (concept qui exprime la vitesse avec laquelle quelque chose se déplace à travers un système en équilibre, autrement dit, le temps qu'une substance reste dans une une région spécifique d'une roche-réservoir) de l'eau collectée des sources varie entre 0 - 4 et plus de 50 ans, bien que 75% du temps de séjour soit inférieure à 10 ans; (iv) La décharge, la teneur en nitrates et le temps de résidence de l'eau souterraine (ne s'applique pas seulement à l'eau mais aussi aux bactéries et nutriments), varie dans le bassin de drainage due à différentes combinaisons du type des roches, physiographie de la région (hydrogéomorphologie) et de la manière comme le terrain est utilisé ; (v) La quantification de ces facteurs dépend de la connaissance du mouvement des éléments nutritifs, mouvement de la sources des courants et de la détermination du temps nécessaire entre la mise en œuvre des actions de gestion de développement et amélioration, ainsi que des résultats observés dans les eaux de surface. Dans un cycle hydrologique, les réservoirs ont différents temps de séjour qui peuvent être définis par la quantité d'eau du réservoir, divisée par le taux d'addition d'eau vers le réservoir ou par le taux d'eau qu'il perd.

Débit de Base...................................................................................................................................................................................................Base Flow

L'eau souterraine qui entre dans un courant chenalisé d'une rivière (par exemple) et qui permet la permanence du courant même quand il ne pleut pas. Synonyme de Débit basal.

Voir : "Écoulement"
&
"Coulée de Débris"
&
"Courant (cours d'eau)"

Comme illustré dans ce schéma, théoriquement, il y a quatre sources principales responsables de l'alimentation en eau d'un cours d'eau (comme une rivière) : (i) Écoulement direct, c'est-à-dire, les précipitations directes telles que la pluie ou la neige ; (ii) Écoulement d'infiltration, autrement dit, l'eau de surface qui s'infiltre dans le sol ; (iii) Écoulement de surface ou ruissellement qui est l'eau qui ruisselle sur la surface de la terre et (iv) Écoulement ou débit de base ou écoulement des eaux souterraines qui certains géoscientistes appellent, également, écoulement ou flux normal, qui est l'eau souterraine qui alimente les courants. Pour les courants pérennes qui sont, plus ou moins permanents, le plan d'eau est au même niveau que le cours d'eau, comme illustré dans ce schéma. Le débit ou écoulement de base se réfère à l'écoulement de l'eau qui entre directement dans les courants du système d'eau souterraine, plutôt que de s'écouler sur la surface de la terre. Lorsque l'eau s'écoule plus lentement à travers la terre qu'en surface, l'eau souterraine se nourrit progressivement et, peu à peu, des cours d'eau, contrairement à l'eau de surface, en particulier après une forte pluie. Cela signifie que pendant les périodes où la pluie est rare, comme, en été dans les pays en hémisphère nord, c'est le débit de base qui alimente les cours d'eau. Lorsque l'eau souterraine nourrit, totalement, un courant, on dit que les conditions hydrologiques sont de débit de base. L'eau souterraine pénètre dans un cours d'eau lorsque le plan d'eau (limite supérieure de saturation de l'eau souterraine) monte au-dessus de la base du courant (lit). Le plan d'eau est le niveau auquel la pression de l'eau souterraine est égale à la pression atmosphérique. Ce plan coïncide, généralement, avec la surface piézométrique de la nappe phréatique (ligne supérieure de l'eau d'une zone saturée), mais peut être au-dessus (due à la capillarité l'eau, il peut au-dessus de la nappe phréatique, mais les pores du sol contiennent trop d'air). Une quantité d'eau soutenable dans un intervalle sédimentaire au-dessous du plan d'eau, c'est-à-dire, dans la zone phréatique (zone de saturation, dans laquelle les pores et fractures des roches sont saturés d'eau) s'appelle un aquifère. La zone phréatique fluctue avec les saisons et pendant les périodes de sécheresse.

Débordement (méandre).................................................................................................................................................................................Overbank

Dépôts alluvial ou sédiments qui se déposent dans la plaine d'inondation d'un cours d'eau. Un dépôt de débordement qui se forme en dehors du lit de l'écoulement, loin de la zone de débit maximum, est, généralement, constitué de grains de petite granulométrie.

Voir : “Méandre”
&
"Dépôts de Débordement (chenal)"
&
"Turbidite"

Suite à des pluies violentes ou très prolongées, l'augmentation du débit des cours d'eau peut être telle que ceux-ci peuvent gonfler au point de déborder de leur lit, pour envahir des zones généralement de faible altitude et de faible pente (cours aval des rivières), que les géoscientistes appellent la plaine d'inondation (voir schéma). Les dégâts peuvent être très élevés et surtout le risque de noyade existe (en particulier, lors de franchissements de gués (endroits où l'on peut traverser un cours d'eau à pied, à dos d'animal ou en véhicule sans s'embourber ni être emporté par le courant) lors de l'arrivée de l'onde de crue). Il s'agit généralement de débordement direct d'un cours d'eau :  par submersion de berge ou par contournement d'un système d'endiguement limité. Le débordement indirect d'un cours d'eau  peut se produire par : (i) Remontée de l'eau dans les réseaux d'assainissement ou eaux pluviales ; (ii) Remontée de nappes alluviales ; (iii) Rupture d'un système d'endiguement ou autres ouvrages de protection. La crue torrentielle se forme par enrichissement du débit d'un torrent en matériaux solides qui accroissent très fortement son pouvoir érosif. L'enrichissement en matériaux peut provenir de l'arrachement des berges dû au débit anormal du cours d'eau (partie concave d'un méandre, par exemple) ou à un ruissellement important sur le bassin versant amenant une importante charge solide. Le volume des matériaux transportés au cours d'une seule crue peut être considérable. Un embâcle consiste en l'obstruction d'un cours d'eau par la constitution d'une digue naturelle entraînant une retenue d'eau importante. La digue peut être constituée soit par des éléments solides arrachés à l'amont et charriés par le cours d'eau, soit par l'obstruction du cours d'eau provoquée par un glissement de terrain. La lame déversante et l'affouillement de la masse obstruant le cours d'eau provoquent la rupture brutale de la digue ainsi que la propagation d'une onde de crue destructrice, onde de crue d'autant plus importante que le volume de la retenue et la hauteur de la digue avant sa rupture étaient importants. http://www.brgm.fr/brgm/Risques/Antilles/guad/iemb.htm

Décalage vers le rouge ..........................................................................................................................................................................Redshift

Augmentation de la longueur d'onde de la lumière qui émet un objet lorsqu'il s'éloigne d'un observateur. En fait, quand un objet s'éloigne d'un observateur ou l'observateur s'approche de l'objet, les longueurs d'onde de la lumière émise par l'objet augmentent, dans le premier cas, et diminuent, dans le second. Comme les longueurs d'onde de la lumière rouge sont plus grandes que celles des autres parties du spectre visuel, quand un objet s'éloigne de l'observateur il y a un décalage vers le rouge.

Voir : "Univers Inflationnaire"
&
"Big Bang (théorie)"
&
"Big Crunch (Théorie)"

Le décalage vers le rouge est un phénomène bien documenté et, très souvent, considéré comme une preuve de l'expansion de l'univers et du modèle cosmologique du Big Bang. Le décalage vers le rouge est, également, utilisé pour une notion plus général, de déplacement vers le rouge ou vers le bleu, observée entre les objets astronomiques quand ils s'éloignent ou se rapprochent d'un observateur, indépendamment du mouvement général d'expansion. Dans ce sens, le décalage vers le rouge est, plus ou moins, synonyme de l'effet Doppler (variation de la fréquence d'une onde pour un observateur en mouvement par rapport à la source de l'onde). La loi de Hubble (les galaxies s'éloignent les unes des autres à une vitesse proportionnelle à leur distance, autrement dit, plus éloignée est une galaxie d'un observateur, plus elle semble s'éloigner rapidement), parfois, s'écrit comme une relation entre la distance et vitesse radiale des objets observés. Si cette description convient pour certains objets (ni trop près ni trop éloignés), elle n'est pas adapté aux objets très éloignés. Pour ces derniers, la situation est plus compliquée, puisque le concept de distance dans la théorie de la relativité générale n'est pas claire, et, ainsi, on doit préciser de quelle distance on parle (distance de luminosité, distance angulaire, etc.). En outre, le décalage vers le rouge n'est pas due à un effet Doppler et il est difficile à interpréter en termes de vitesse. La relativité générale nous permet de calculer la relation entre le déplacement (écart) vers rouge et d'une distance définie. Ce rapport dépend du modèle cosmologique considéré. Pour un modèle donné, il existe une corrélation entre le décalage vers le rouge et la distance qui, parfois, est exprimée en termes de distance-écart (désignée par z).

Décantation .............................................................................................................................................................................................................Settling

Dépôt par gravité des particules qui se trouvent en suspension dans un corps d'eau quand l'eau n'est pas trop agitée. La vitesse de décantation d'une particule, c'est-à-dire, la vitesse à laquelle se déposé dépend de sa taille, forme, densité et de la viscosité du fluide.

Voir : "Sédimentation"
&
"Déposition (clastiques)"
&
"Déposition(carbonates)"

Bien qu'en français courant le terme décantation soit utilisé pour désigner le passage lent d'un liquide d'un récipient à un autre afin de séparer la partie clair qui est au-dessus, de celle qui s'est précipitée, en géologie, il est utilisé pour exprimer le dépôt des sédiments par gravité d'une particule qui est suspendue dans un corps d'eau. Ainsi, la sédimentation n'est rien d'autre que le dépôt par décantation du matériel transporté en suspension (sédiments) par un courant. Pour les suspensions diluées, la loi de Stokes dit que la vitesse de dépositions de petites sphères dans un fluide (air ou eau) est donnée par la formule w= 2(ρp-ρf)gr^2/9μ où ρp est la densité de particules, ρf densité du fluide, g accélération de la pesanteur, r le rayon de la particule et μ la viscosité dynamique du fluide. N'oublions pas que les sédiments terrigènes se forment sur le continent, mais qu'ils peuvent être déposés sur le sol (dépôts terrestres), dans la mer (dépôts marins) ou dans des lacs (dépôts lacustres) et que par la diagénèse (changements chimiques, biologiques ou physiques que souffrent les sédiments après avoir été déposés) ils deviennent des roches sédimentaires. Un bassin de décantation est un lieu (naturelle ou artificielle), où les particules fines en suspension dans un liquide, généralement, de l'eau) sont déposés par gravité. Ils sont utilisés pour séparer solides et / ou de l'huile d'un autre liquide. Quand un cours d'eau passe à travers un bassin de décantation, il sort beaucoup plus clair, car la grande majorité des particules en suspension qu'il transportait s'est déposée sur le fond du bassin. Toutefois, le courant d'eau turbide (eau trouble) doit rester dans le bassin de décantation le temps nécessaire pour que les particules se déposent, une fois plus les particules suspension sont fines, plus de temps il faut pour qu'elles se déposent. La présence d'un coagulant force les particules fines à se coller les uns contre les autres, ce qui réduit, considérablement, le temps requis pour la décantation. La formule de Stokes peut être utilisée pour calculer les dimensions d'un bassin de décantation nécessaires pour décanter une taille de particules donnée.

Décarbonation.........................................................................................................................................................................................Decarbonation

Élimination du dioxyde de carbone (CO_2). Les roches dolomitiques, par exemple, lorsqu'elles sont chauffées par l'intrusion de granites, sont décarbonatisées. La décarbonation nécessite, en général, beaucoup de chaleur, puisque de une telle réaction est fortement endothermique.

Voir : "Calcaire"
&
"Effet de Serre Naturel"
&
"Climat"

Une réaction chimique est une réaction endothermique dont l'énergie total, disponible sous la forme de chaleur (enthalpie), c'est-à-dire, à pression constante, de ses produits est supérieure à celle de leurs réactifs, autrement dit, qu'elle absorbe énergie sous la forme de chaleur. L'énergie thermique est transférée d'un système à un autre exclusivement en raison de la différence de température entre eux. La température est l'énergie cinétique associé avec le mouvement (vibrations) aléatoire des particules qui composent un système physique donnée. La décarbonation est fortement endothermique, puisque l'incrément de l'enthalpie est positive (celle des réactifs est inférieure à celle des produits). Le cycle du carbone abiotique illustré ci-dessus souligne une décarbonation sans l'intervention d'êtres vivants. Les échanges de carbone entre l'atmosphère et océans contrôlent le pH de ces derniers qui peuvent agir comme source ou puits de carbone. Près des courants ascendants, l'océan fonctionne comme une source et près des courants descendants comme un puits. Lorsque le CO_2 entre dans l'océan, il participe à une série de réactions : (a) Dissolution: CO_2 (atmosphérique)------->CO_2 (dissous) ; (b) Formation d'acide carbonique : CO_2 (dissous) + H_2--------------->OH_2CO_3 ; (c) Première ionisation: H_2CO_3--------------> H+ + HCO_3− (ion bicarbonate) ; (d) deuxième ionisation: H^+ + HCO_3− (ion carbonate). Dans les océans, le carbonate dissous peut se combiner avec le calcium dissous pour précipiter carbonate de calcium solide (CaCO_3), principalement sous la forme de coquilles d'organismes microscopiques. Lorsque ceux-ci meurent, leurs coquilles s'accumulent sur le plancher océanique. Au fil du temps, ces sédiments forment des calcaires qui sont le plus grand réservoir de carbone. Le calcium dissous dans les océans provient de l'altération chimique des roches carbonatées, au cours de laquelle l'acide carbonique et d'autres de l'eau souterraine réagissent avec les roches carbonatées. La subduction et volcanisme associé avec les marges convergentes retournent le carbone vers l'atmosphère sous la forme de CO_2.

Déchargement par Érosion ........................................................................................................................................................Unloading

Diminution de la pression de confinement produite par l'érosion des roches sus-jacentes. Cette diminution se traduit, souvent, par une expansion des roche sous-jacentes qui est accompagnée par le développement de fractures de la relaxation.

Voir : "Glacio-eustasie"
&
"Érosion"
&
"Orogénie"

Dans cette tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique de la Mer du Nord on reconnaît facilement, une marge continentale divergente avortée. De bas en haut, on peut voir : (i) La discontinuité de Mohorovicic (discontinuité dans la vitesse des ondes P qui marque la limite entre les gabbros et les péridotites sous-jacents) ; (ii) Le socle ; (iii) Le substratum paléozoïque ; (iv) Les bassins de type-rift mésozoïques associés à l'allongement de la croûte continentale induit par un régime tectonique extensif (σ_1 vertical) et (v) Un bassin cratonique Cénozoïque. Dans cette région, le régime tectonique extensif, probablement induit par une anomalie thermique, a été insuffisant pour rompre la croûte continentale ou l'anomalie thermique s'est déplacée, latéralement, vers une autre région. Quoi qu'il en soit, il n'y a pas eu individualisation de nouvelles plaques tectoniques. Ainsi, il s'est formé un bassin cratonique, par dessus de la croûte continentale (socle, sédiments paléozoïques et bassin de type-rift). Cela signifie que cette région n'a jamais été soumis à des régimes tectoniques compressifs et que les déformations observées dans cette tentative d'interprétation, sont, principalement, en extension (les sédiments sont allongés et non raccourcis). Ceci semble vrai, non seulement pour les déformations induites par le sel (halocinèse), mais aussi pour le soulèvement isostatique observé dans la partie Est de cette région. Les structures antiformes (ne pas confondre avec anticlinaux) sont induites par le sel et sont en extension. Les déformations associées au soulèvement isostatique (qui se poursuivent encore aujourd'hui, puisque l'équilibre n'a pas encore été atteint), sont le résultat de la fusion de la calotte glaciaire qui recouvrait la partie nord de l'Europe, comme les déformations induites par le soulèvement créé par les dômes de sel sont des structures en extension. L'érosion associée au soulèvement isostatique qui est évident dans la partie orientale de cette tentative d'interprétation a provoquée un important déchargement, par érosion, des pressions de la colonne sédimentaire sous-jacente.

Décomposeur (organisme, saprophyte)............................................................................................................................................Decomposer cycle

Organisme qui décompose les organismes morts ou en décomposition et qui contribue au processus naturel de décomposition. Comme les herbivores et prédateurs, les décomposeurs sont des saprotrophes hétérotrophes, autrement dit, qui utilisent les substratums organiques pour obtenir de l'énergie, carbone et nutriments pour leur croissance et développement.

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

Lorsque les plantes et animaux meurent, ils deviennent la nourriture pour les décomposeurs, comme, les bactéries et vers. Les décomposeurs recyclent les plantes et animaux morts en nutriments chimiques tels que le carbone et azote qui sont libérés vers le sol, air et eau. Les bactéries qui sont de petites cellules, se trouvent dans toutes les parties de la Terre et même à des profondeurs considérables. Elles vivent dans l'eau, air et terre. Les bactéries sont parmi les plus petites formes de vie sur Terre. La taille de chaque cellule bactérienne est variable, mais, on peut dire, qu'en moyenne, elle est d'un millionième de mètre, autrement dit, 1 micron. Tout être humain peut contenir jusqu'à 100 millions de bactéries dans le corps. Certaines bactéries causent des maladies nuisibles, mais d'autres sont particulièrement utiles. Heureusement que nous avons tous des bactéries dans l'intestin, qui tuent les bactéries nocives et digèrent la nourriture. Les bactéries sont nécessaires pour transformer le lait en fromage, cornichons en pickles, chou en choucroute, etc. Certaines bactéries aident à décomposer les plantes et animaux morts et sont, donc, responsables du recyclage des nutriments dans la chaîne alimentaire. Sans elles les nutriments resteraient enfouis dans les sédiments et perdus à jamais. Les champignons sont les principaux et les plus commun décomposeurs des ordures et restes en décomposition de nombreux écosystèmes. Contrairement aux bactéries (unicellulaires), les champignons saprotrophes poussent avec des ramifications dont l'ensemble emmêlés des hyphes, forme le mycélium. Bien que les bactéries soient limités à une croissance et alimentation sur les surfaces exposées de la matière organique qu'ils habitent, les champignons utilisent les hyphes pour pénétrer la matière organique et mieux se nourrir. Uniquement les champignons possèdent les enzymes nécessaires pour décomposer le lignite. Ces deux facteurs rendent les champignons les décomposeurs primaires des forêts.

Décroissance Radioactive.................................................................................................................................................Radioactive decay

Processus dans lequel un noyau atomique instable perd, spontanément, de l'énergie émettant des particules et radiations ionisantes. La perte d'énergie dans un nucléide (noyau atomique caractérisé par le nombre de protons et de neutrons qu'il contient), appelé nucléide-père (type d'atome qui existe pour une période de temps mesurable, caractérisé par son poids atomique, numéro atomique et de l'état de l'énergie) qui se transforme en un atome d'un autre type appelé nucléide-fils.

Voir : "Datation Radiométrique (radiochronologie)"
&
"Temps Géologique"
&
"Temps Relatif"

Les protons et neutrons, ainsi que d'autres particules atomiques, sont régies par des interactions. La force nucléaire forte, non observée à l'échelle macroscopique, est la plus puissante dans les distances sub-atomiques. La force électrostatique est presque toujours importante et, dans le cas de la désintégration bêta, la force nucléaire faible est, également, impliquée. L'interaction de ces forces produit un certain nombre de phénomènes où de l'énergie est libérée par réarrangement des particules. Certaines configurations des particules dans le noyau, en changeant juste un peu, peuvent se réorganiser dans un arrangement de plus faible énergie libérant de l'énergie. Imaginez un champ de neige. Pendant que le frottement entre les cristaux de glace supporte le poids de la neige, le système est instable par rapport à un état de plus faible d'énergie potentiel. Une perturbation facilite le passage à un état de plus grande entropie, c'est-à-dire, vers un l'état d'énergie plus faible (état de base), produisant de la chaleur (l'énergie totale sera répartie sur un plus grand nombre d'états quantiques). Le résultat est une avalanche. Dans ce processus, l'énergie totale ne change pas, mais, due à la loi de l'entropie, les avalanches se produisent vers l'état de base (énergie plus basse), qui est l'état avec le plus grand nombre de façons de distribuer l'énergie disponible. Un tel effondrement (décroissance) nécessite une énergie d'activation spécifique. Dans le cas d'une avalanche de neige, cette énergie est, en général, une perturbation en dehors du système, bien que de telles perturbations puissent être arbitrairement petites. Dans le cas d'un noyau atomique excité, la perturbation, arbitrairement petite, vient des fluctuations du vide quantique. Un noyau radioactif (ou tout autre système excité en mécanique quantique) est instable, et peut, spontanément, se stabiliser dans un système d'excitation inférieure. La transformation résultant modifie la structure du noyau et l'émission d'un photon ou de toute autre particule de grande vitesse.

Déferlement (déchaînement des vagues).............................................................................................................................................................Breaker

Transformation d'une onde d'oscillation en une onde de translation, une fois que la profondeur de la mer devient inférieure à la moitié de la longueur d'onde. Aussi appelé déchaînement des vagues.

Voir : "Longueur d'onde"
&
“Limite d'action des vagues de beau temps”
&
"Niveau de Base (de déposition)"

La vague déferlante est une augmentation de la courbure de l'onde, avec un déséquilibre et effondrement de la partie supérieure (crête). La manière dont une vague se brise dépend du rapport entre la hauteur et la longueur d'onde, ainsi que de la pente et rugosité du fond de la mer. Il y a trois types de déferlement : (i) Déferlement Plongeant (en volute ou spirale), lorsque la crête de la vague se soulève, s'arrondie, se volute sur elle-même et tombe contre sa base, ce qui arrive lorsque le fond de la mer est incliné et régulier et le rapport entre la hauteur et la longueur de l'onde est petit ; (ii) Déferlement en Déversement, lorsque la crête de la vague devient angulaire et se brise dans la partie supérieure, près du sommet, formant des boules de mousse, qui glissent devant la vague, ce qui arrive quand la mer est légèrement inclinée et le rapport entre la hauteur et la longueur de l'onde est élevée, en raison de vents violents et (iii) Déferlement en Grandes Volutes (en rouleaux), lorsque la crête de la vague, arrondie, augmente le rayon de courbure jusqu'à se briser dans la partie supérieure ou moyenne, formant des rouleaux de mousse, ce qui arrive quand le fond de la mer est très raide et les vagues très élevées (ondes de tempête) et se brisent parallèlement à la ligne de côte sur une grande étendue. Il y a plusieurs types de vagues : (a) Vague d'Oscillation qui se propage uniquement verticalement, sans mouvement horizontal (ce type d'onde n'est possible que lorsque la hauteur d'eau est inférieure à la moitié de la longueur d'onde) ; (b) Vague de Translation qui se propage horizontalement après le déferlement d'une vague oscillation ; (c) Vague Stationnaire, onde d'oscillation dans laquelle la crête et le creux n'avancent  pas ; (d) Vague Forcée qui est causée par des vents forts soufflant pendant une longue période de temps sur une surface libre donnée de la mer ; (e) Vague Libre qui se propage à cause de la transmission du mouvement par les propres les molécules d'eau, hors de l'action du vent et qui résulte d'une vague forcée ; (f) Vague Solitaire, qui est très élevée, mais constituée uniquement par une crête et un creux, qui se déplace affectant une grande épaisseur d'eau et très rapidement, ce qui crée un tsunami et (g) Vague de Tempête qui est causée par des rafales très fortes de vent cyclonique.

Déferlement (zone de).................................................................................................................................................................................................Surf

Zone de transformation des ondes d'oscillation en ondes de translation, lorsque la profondeur du fond de la mer devient inférieure à la moitié de la longueur d'onde. Synonyme zone de déchaînement.

Voir : “Limite maximale d'action des vagues de tempête”
&
"Plage"
&
"Zone de Déferlement"

Quand une onde s'approche de la ligne de côte, elle devient si abrupte, que l'eau ne peut plus se supporter à elle même et la vague se brise tombant dans la zone de déferlement. Le déferlement d'une vague correspond à une augmentation de la courbure, avec un déséquilibre, et l'effondrement de la partie supérieure de la crête. La manière comme une vague se brise dépend, essentiellement, de deux paramètres principaux : (a) Relation entre la hauteur et la longueur de l'onde ; (b) Pente et rugosité du fond de la mer. La plupart des géoscientistes distinguent trois types de déferlement : (i) Déferlement Plongeant (en volute ou en spirale), lorsque la crête de la vague s'élève, s'arrondie et tombe contre sa base (lorsque le fond de la mer est incliné et régulier et que le rapport entre la hauteur et longueur de l'onde est petit) ; (ii) Déferlement en Déversement, lorsque la crête de la vague devient angulaire et se brise dans la partie supérieure, près du sommet, formant boules de mousse qui glissent devant la vague (ça arrive quand le fond de la mer est peu incliné et dès que le rapport entre la hauteur et longueur de l'onde est grande) et (iii) Déferlement en Grandes Volutes (ou raz de marée) lorsque la crête de la vague s'arrondie en augmentant le rayon de courbure jusqu'à ce qu'elle se casse dans la partie supérieure ou moyenne, formant des rouleaux de mousse (ça arrive quand le fond de la mer est très raide et quand les vagues sont très élevées et se brisent parallèlement à la ligne de côte et sur une grande étendue (Moreira, 1984). Lorsque le fond de la mer a une pente faible, les vagues se brisent loin de la côte, tandis que, lorsque le fond de la mer est très incliné, les vagues se brisent près de la côte. Quand la côte est rocheuse et l'eau de mer profonde, les ondes se brisent directement sur les rochers, avec une force qui peut atteindre plusieurs centaines de tonnes par mètre carré, en projetant de l'eau dans l'air. Il n'est pas surprenant de trouver, le long des lignes de côte, des murs de ciment (jetés) pour les protéger, ainsi que les maisons y construites de l'effet des vagues et courants côtiers. Après le déferlement, les vagues, maintenant beaucoup plus basses, continuent à se déplacer et à se briser en direction de la ligne de côte.

Déflation ...................................................................................................................................................................................................................Deflation

Triage, lavage et déplacement des particules libres, séchées et finement granulées (taille de l'argile et silte ou limon) par l'action turbulent du vent, comme dans les dunes de sable, soit le long de ligne de côte soit dans les déserts.

Voir : "Bassin de Déflation"
&
"Désert"
&
"Bassin (sédimentaire)"

À grande échelle, le vent peut produire ce que certains géoscientistes appellent bassins de déflation, autrement dit, des grandes dépressions topographiques creusées et entretenues par l'érosion éolienne qui supprime les matériaux meubles laissant un anneau de roches plus résistantes autour de ces dépressions. Ainsi, la genèse d'un bassin de déflation qui en anglais sont, parfois, appelés "wind-scoured basins" est associée à la turbulence du vent qui érode, trie et transporte les particules libres vers un lobe de dépôt, en même, qu'elle créée une dépression (bassin de déflation), dans lequel, parfois, un lac se forme dans la partie la plus profonde. L'emplacement et géométrie du lobe de dépôt par rapport au bassin de déflation permet de déterminer la direction, amplitude et direction du vent. Bien que ce type de bassin se forme, surtout, dans les zones arides ou semi-arides, un lac, appelé lac de déflation, généralement, peu profond, peut occuper la partie centrale du bassin durant certaines saisons de l'année. Une caractéristique importante des bassins de déflation est qu'ils sont fermés et peu profonds. Cependant, ils peuvent collecter de l'eau ou intercepter, dans son fond, un niveau d'eaux souterraine. Notons que certains géoscientistes utilisent le terme bassin de déflation, uniquement lorsque les dimensions de ces dépressions dépassent quelques dizaines de mètres de longueur et une profondeur supérieure à 2-3 mètres. Dans les autres cas, ils parlent de creux de déflation. Comme dans le cas d'une barre de méandre, où l'érosion et déposition sont synchrones, dans les bassins de déflation, la surface d'érosion induite par le vent ne correspond pas à une discordance, puisque l'érosion n'est pas seulement locale, mais, également, contemporaine du lobe dépôt, qui lui est associé. Ce type de bassin est, totalement, indépendant des variations relatives du niveau de la mer. La déflation existe, aussi, en milieu glaciaire, ce qui signifie que les bassins de déflation peuvent également se former en association avec la neige. Dans les régions alpines couvertes de neige, la redistribution de la neige par le vent est d'une grande importance pour la compréhension des avalanches, de l'approvisionnement en eau et du climat.

Défluent..................................................................................................................................................................................................................Distributary

N'importe lequel des nombreux bras dans lesquels un fleuve se divise pour atteindre son delta.

Voir : "Fleuve"
&
"Delta"
&
"Courant (cours d'eau)"

Un défluent ou chenal distributif est un cours d'eau qui se ramifie ou s'écoule en dehors du chenal principal. Ce phénomène est connu sous le nom de bifurcation d'un courant. Les défluents, comme illustré dans cette figure, sont très communs dans les deltas associés aux fleuves. Le contraire d'un défluent (ou distributif) est un tributaire ou affluent d'un cours d'eau. Les défluents, généralement, apparaissent comme des cours d'eau près des lacs ou de la mer. Cependant, ils se forment aussi dans l'onshore, comme, par exemple, des bassins fermés ou endoréiques (bassins fermés qui retiennent l'eau et ne permettent aucun pas écoulement vers d'autres masses d'eau) ou quand un courant distributif se bifurque à l'approche de la confluence avec un courant plus important. Dans certains cas, un défluent mineur peut voler assez d'eau aux chenal principal, pour devenir le trajet principal du courant. L'étude des deltas montre clairement que les chenaux distributifs contrôlent l'écoulement des sédiments vers l'océan. Une relation existe, parfois, entre le nombre de chenaux distributifs, la longueur du courant et le gradient du delta. Ces relations sont valables pour les deltas contrôlés ou fortement influencés par les vagues de l'océan, débit des fleuves, marées ou par la glace. Souvent, les distributifs d'un delta résultent d'un effet de balancier (pendule) des lobes deltaïque, ce qui signifie que les courants sont obligés à se déplacer latéralement, dès que se forme un lobe. Les deltas contrôlés naturellement, au contraire des deltas contrôlé par l'homme, comme le delta de Klinaklini (Canada, Colombie-Britannique) ont des chenaux distributifs qui agissent comme des sources de débordement pendant les périodes de crue. Les deltas contrôlés par l'homme, comme le delta du Pô, ont des chenaux distributifs, qui contrôlent les inondations et, aussi, un faible débit. En fait, les contrôles anthropiques influencent, fortement, le taux de progradation naturelle du delta induit par les changements de l'apport terrigène. Ils contrôlent la position des chenaux distributif, mais aussi la subsidence induite par l'extraction du gaz naturel et l' eau souterraine. Cependant, même dans ces conditions de contrôle, le delta du Pô piège environ 16% des sédiments transportés par les chenaux qui se soulèvent de la plaine inondable a un taux annuel de 4-10 cm.

Dégradation (de la plage, de la côte)...........................................................................................................................................................Degradation

Usure (érosion et transport) des roches par des agents naturels ou artificiels. La dégradation est l'opposée de la déposition. Quand il y a équilibre entre la dégradation et accumulation (dépôt) on parle de régradation.

Voir : "Déposition (clastiques)"
&
"Régradation"
&
“Érosion”

Cette figure illustre la dégradation de la montagne monolithique "Ayers Rock" en Australie (350 m de hauteur et 3600 m de longueur) par des agents naturels (principalement le vent et pluie). La dégradation s'oppose à la sédimentation. Cependant, il n'y a pas de sédimentation sans dégradation (érosion et transport) ou, en d'autres termes, la sédimentation et, en particulier, la sédimentation clastique, nécessite d'une phase de dégradation antérieure pour que se forment des sédiments. La définition du terme dégradation, proposée ici, est utilisée en relation à la matière minérale et, surtout, aux roches, qu'elles soient sédimentaires, ignées ou métamorphiques. Le terme dégradation est, aussi, souvent, utilisé par rapport à la matière organique (bio-dégradation) qui, comme chacun le sait, peut être dégradé en présence d'oxygène (aérobie) ou sans oxygène (anaérobie). En outre, le terme dégradation est, aussi utilisé pour traduire la détéorisation de l'environnement par l'épuisement des ressources (air, eau, sol, etc.) ainsi que la destruction des écosystèmes et l'extinction des animaux sauvages. La dégradation peut avoir des conséquences très graves. La dégradation des sols affecte directement l'agriculture, une fois qu'elle réduit beaucoup la productivité des sols (disparition progressive de la couche supérieure qui est la plus fertile). La sédimentation (tous processus liés aux mouvement et dépôt du matériel résultant de la dégradation des sols) au sein du système hydrologique cause des changements majeurs tels que l'augmentation de la turbidité, couleur et autres qui sont strictement de nature mécanique, comme l'érosion, envasement des fleuves et d'autres étendues d'eau, ainsi comme des zones côtières. Les processus de sédimentation rendent les cours d'eaux turbides, ce qui empêche la pénétration de la lumière et limite la production des producteurs primaires (plantes) pour la vie aquatique. Ceci affecte la reproduction et survie de certaines espèces ayant une valeur économique. Près de la côte, la sédimentation du matériel résultant de la dégradation des roches affecte les récifs, qui ont une valeur cruciale pour la reproduction des espèces marines à haute valeur économique.

Delta.......................................................................................................................................................................................................................................Delta

Sédiments accumulés quand un cours d'eau entre dans la mer ou dans un lac et que sa vitesse et compétence sont rapidement réduites. Trois systèmes de dépôt forment un delta : (i) Plaine deltaïque qui est la partie supérieur du delta ; (ii) Front du delta qui est la partie distale du delta où se déposent les sédiments sableux et (iii) Prodelta qui est la partie du delta qui se trouve sous l'action érosive des vagues. Le prodelta se situe au-delà du front de delta et incline vers la partie profonde du bassin dans lequel le delta prograde et où les sédiments clastiques grossières, transportés par le courant, ne sont plus prépondérants. Il existe plusieurs types de deltas : (i) Delta lobé ; (ii) Delta en patte d'oiseau ; (iii) Delta en croissant ; (iv) Delta atrophié ; (v) Delta arrondi ; (vi) Delta fermé ; (vii) Delta complexe ; (viii) Delta arctique ; (ix) Delta abandonné ; (x) Delta de marée ; (xi) Delta sous-marin ; (xii) Delta de tempête ; (xiii) Delta alluvial, etc.

Voir : "Plaine Deltaïque"
&
"Front du Delta"
&
"Prodelta"

Comme suggéré dans cette figure qui illustre l'édifice deltaïque du Zambeze (Mozambique), un delta est un dépôt géologique (sub-horizontaux) situé à l'embouchure d'un cours d'eau avec une morphologie triangulaire ou en forme d'éventail qui est traversé par des nombreux défluents, que parfois, s'étendent au-delà de la ligne de la côte. De manière générale, un delta est le résultat de l'accumulation de l'apport sédimentaire transporté par un fleuve qui n'a pas été enlevé par les marées, vagues ou courants marines. Dans cet exemple, on reconnaît facilement : (i) Apex du Delta ; (ii) Plaines Deltaïques (supérieure et inférieure) ; (iii) Plate-formes de Marée Haute (schorre) et (iv) Plages, Flèches, Cordons Littoraux, Bancs de Sable et Cônes de Déjection Sous-marins. Il est important de ne pas confondre un delta avec un édifice deltaïque, ainsi comme il ne faut pas confondre la hauteur d'un étage avec celle du bâtiment. Un delta a une épaisseur de quelques mètres ou plusieurs dizaines de mètres, tandis qu'une édifice deltaïque (superposition de plusieurs deltas), comme celui du Niger, peut atteindre des milliers de mètres. Dans la stratigraphie séquentielle, un delta est un cortège de faciès formé de trois systèmes de dépôt (plaine deltaïque, front de delta, pro-delta) synchrones et génétiquement liés.

Delta Abandonné.............................................................................................................................................................................Abandoned delta

Quand la partie supérieure de la plaine deltaïque n'est plus soumis à l'influence fluvio-marine due à la progradation du delta vers la mer.

Voir : "Delta"
&
"Front du Delta"
&
"Progradation"

Cette image montre une partie importante du delta abandonné (NO) et du delta de marée du Ganges / Brahmapoutre. En fait, au cours du Pléistocène, l'activité deltaïque du Ganges et du Brahmapoutre a changé plusieurs fois avant que les deux fleuves fusionnent. Actuellement, la zone de sédimentation active est située dans le secteur Est. La partie nord, représente la plaine deltaïque abandonnée, où les traces des chenaux abandonnés dominent la morphologie de la région. La forme et l'abondance de ces traces qui ont été, probablement, le lit du fleuve Ganges et de plusieurs de ses défluents, suggère l'existence d'une ancienne plaine de méandres qui, récemment, a été très modifiée par l'activité humaine. La taille des traces de chenaux fossiles est similaire à celle des chenaux actuellement actifs le long du Ganges et ses distributives. Beaucoup de ces anciens chenaux sont actuellement dominés par l'eau des marées. Ainsi, les fleuves Hooghly et Pusar sont de parfaits exemples d'anciens lits du Ganges qui sont aujourd'hui dominés par les marées. Lacs de méandres abandonnés et restes de méandres sont très commun dans la région du delta abandonné. La partie interne de la plaine de marée a été protégée par des digues et les anciens terrains salés ont été converties en terrains agricoles. Cette région, qui, originellement, était une vaste forêt de mangroves («Sunderbans» en anglais), conserve encore un peu de la morphologie du delta ancien, même si elle est masquée par le réseau de drainage des marées. Les grands chenaux de marée, clairement visibles au sud de la région du delta abandonné, forment des estuaires en forme de cloche qui ont une profondeur suffisante pour que certains d'entre eux soient utilisés comme des voies de transport. Bien qu'à l'intérieur, les chenaux soient très sinueuses, ils sont relativement stables, puisque les migrations latérales sont rares. Une comparaison des anciennes photographies aériennes avec les modernes images satellite suggère une la stabilité des trajets des grands chenaux au moins pendant les 20 dernières années. Dans l'offshore profond et, en association avec du Ganges / Brahmapoutre, se sont déposés des cônes sous-marin de talus avec des ailles de mouette (digues marginales naturelles et les remplissage les dépressions entre elles), dont l'épaisseur dépasse 1-2 km.

Delta Arctique..............................................................................................................................................................................................Arctic delta

Quand la plaine deltaïque est soumise à des changements climatiques annuels induits par des inondations causées par le dégèle et, en particulier, par la fonte partielle des glaciers.

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

Le Lena est l'un des dix plus grands fleuves du monde. Il commence à l'ouest du lac Baïkal (le plus grand volume d'eau douce) et s'écoule vers le Nord, pendant environ 4400 km, le long desquels il est alimenté par plus de 2500 affluents. Comme le montre cette figure, sa course se termine dans la mer de Laptev (Océan Arctique), où il s'embouche et où les sédiments qu'il transporte ont crée un important édifice deltaïque. Les principaux affluents du Lena sont : (i) Aldan avec 2273 km de longueur ; (ii) Vitina avec 1837 km ; (iii) Olekma avec 1436 km ; (iv) Vilu avec 2 650 km ; (v) Linde avec 804 km et (vi) Nyuja avec 798 km. Les trois premiers sont des affluents de l'Ouest, tandis que d'autres proviennent de l'Est. Dans la partie sud du bassin hydrographique, la pluie et l'eau souterraine sont ses principales sources d'alimentation. Au contraire, dans la partie nord du bassin, l'importance de la neige est prépondérante. En fait, au fur et à mesure que le fleuve s'approche de l'Arctique, l'influence de l'apport d'eau (y compris l’eau souterraine) est presque nulle. Lors du printemps et été, les inondations contrôlent le niveau d'eau, lequel est beaucoup plus faible pendant l'automne. Le Lena décharge dans la mer de Laptev, en moyenne et, par an, environ 540 km^3 d'eau. D'autre part, il transporte vers la mer environ 12 millions de tonnes d'alluvion et environ 40 millions de tonnes de matières dissoutes. La sédimentation de l'édifice deltaïque, dont l'épaisseur dépasse plusieurs milliers de mètres, dépend des conditions climatiques et surtout de la fonte de la glace. En fait, le fleuve gèle à partir de mi-Octobre jusqu'à la mi-Avril. À la mi-Juin, le fleuve coule librement vers son embouchure, où les sédiments qu'il transporte, soit par traction, saltation, suspension ou la dissolution, se déposent et forment un immense édifice deltaïque de plusieurs kilomètres d'épaisseur. Malgré l'épaisseur de l'édifice deltaïque du Lena, qui peut atteindre plusieurs milliers de mètres, l'épaisseur moyenne des deltas qui le composent est d'environ 30-50 m, ce qui signifie qu'il ne faut pas confondre un delta avec édifice deltaïque, comme, d'ailleurs, un prodelta (connecté au delta) avec un talus continentale que, souvent, souligne l'édifice deltaïque.

Delta Arrondi.............................................................................................................................................................................................Arcuate delta

Lorsque l'extrémité distale de la plaine deltaïque, modelée par des courants littoraux, a une géométrie en forme de arc, ce qui suggère un équilibre entre le dépôt et l'érosion.

Voir : "Delta"
&
"Front du Delta"
&
"Courant de Dérive Littorale"

Un delta arrondi ou en forme d'arc, comme illustré ci-dessus, se forme quand un cours d'eau, généralement, un fleuve entre dans la mer dans une zone où les vagues, courants et marées sont très fortes. Une des caractéristique de ce type de delta est, qu'il est presque toujours traversé par de nombreux défluents (courant qui s'écoule hors du chenal principal du fleuve). Le delta illustré sur cette figure est le delta du Ganges, qui est aussi connu comme delta du Bengale, Sunderban ou Ganges-Brahmapoutre, et qui, dans la réalité, résulte de la confluence de trois rivières principales : (i) Padma (Gangs inférieur) ; (ii ) Jamuna (Brahmapoutre inférieur) et (iii) Meghna. Les cours d'eau venant du Bhoutan, Chine et Népal contribuent, aussi, de manière significative au développement et à la progradation du delta qui couvre une superficie de plus de 105 000 km^2, principalement au Bangladesh et en Inde. La partie orientale du delta est très actif, mais la partie occidentale a été abandonnée ou est peu active. La plupart du delta est composé d'alluvions, qui ont une grande quantité de minéraux et nutriments, ce qui rend le sol très propice à l'agriculture. C'est pourquoi les deux tiers du Bangladesh (environ 100 millions de personnes) vivent, dans ce delta, de l'agriculture, ce qui crée un gros problème. Dans cette région, le niveau relatif de la mer est en hausse. Cette augmentation relative n'est pas due a aucun type de réchauffement global (augmentation de la température moyenne mesurée à la surface de la Terre et des océans depuis le milieu du 20ème siècle et, surtout, depuis 1990), comme certains "alarmistes" le disent, mais unique et simplement due au poids des sédiments qui crée une subsidence du fond de la mer. Si le niveau relatif de la mer monte dans les prochains années d'environ 50 cm, ce qui est très probable, plus de six millions de personnes perdrons leurs maisons et leurs champs. Heureusement, que certains géoscientistes prédisent que dans les prochaines années, la température mondiale va baisser, puisque nous avons déjà entré dans le cycle solaire n° 24. Ainsi, une augmentation de la fonte des neiges et glace des glaciers de l'Himalaya qui provoquerait des inondations massives et amplifierait l'effet désastreux de la montée relative du niveau de la mer provoquée par la subsidence, paraît peu probable.

Delta Atrophié.......................................................................................................................................................................................Atrophied delta

Lorsque l'érosion et transport des sédiments sont équilibrées, ce qui diminue sensiblement la plaine deltaïque, qui est, souvent, réduite à un petit rebord.

Voir : "Delta"
&
"Front du Delta"
&
"Couche Basale (d'un delta)"

Le delta du Guadalquivir, comme illustré dans cette image satellite, est situé sur la côte sud-ouest de l'Espagne (Andalousie), près du golfe de Cadix. Le Guadalquivir (Wadi al-Kabir, en arabe) est le deuxième plus grand fleuve d'Espagne. Sa source est dans la Sierra de Cazorla et il s'écoule vers SO, passant par les villes de Cordoue et Séville, pour se jeter dans le golfe de Cadix, près de Sanlucar de Barrameda, où il a construit un delta atrophié, vu que l'érosion et transport des agents marins ont réduit la plaine deltaïque marin à une petite plate-forme. Avec environ 660 km de long et une zone de drainage de, plus ou moins, 57 527 km^2, le Guadalquivir se jette dans l'océan Atlantique, avec un débit moyen, par seconde, d'environ 230 m^3. Son bassin versant est l'un des environnements naturels le plus varié de l' Europe. Il contient près de la moitié des espèces végétales du continent européen et presque toutes d'Afrique du Nord. Il est intéressant de faire remarquer, que dans les anciennes cartes du XVème siècle, et en particulier dans la carte d'Ibn Ben Zara, le delta du Guadalquivir n'existait pas. En fait, la carte d'Ibn Ben Zara (faite probablement en 1487) montre une grande baie à l'embouchure du Guadalquivir, tandis que les cartes plus récentes, ainsi que les photos satellites actuelles, comme illustré dans cette figure, montrent un delta que bien qu'atrophié, a environ 80 km de long et environ 50 km de large. La baie sur la carte d'Ibn Ben Zara devrait probablement représenter la ligne de côte avant la formation du delta. Si cela est vrai, la formation du delta doit être liée aux variations relatives du niveau de la mer récentes, autrement dit, induites par la fonte des calottes glaciaires. Cette conjecture est corroborée, mais pas vérifiée (en science, une conjecture ou une hypothèse peut être corroborée ou validée, mais jamais vérifiée) par les hypothèses avancées par certains historiens qui pensent que Ibn Ben Zara, avait en sa possession des cartes anciennes de l'Europe Centrale et de l'Amérique du Sud, qui illustraient les conditions géographiques de l'époque où les glaciers ont commencé à fondre, c'est-à-dire, entre 11500 et 10000 avant nôtre ère.

Delta Complexe.........................................................................................................................................................................Complex shaped delta

Delta caractérisé par une grande extension de la plaine deltaïque, dans laquelle des irrégularités dynamiques produisent une grande variété de morphologies, c'est-à-dire, que se peuvent développer, localement, des secteurs où le delta est lobé, arrondi, atrophie, en croissant, etc.

Voir : "Delta"
&
"Plaine Deltaïque"
&
"Couche Frontale (d'un delta)"

Le delta du Nil est situé dans le nord de l'Égypte, où le Nil a déposé un immense delta, au fur et à mesure, que son embouchure se déplaçait vers la mer. Ce édifice deltaïque est l'un des plus grand du monde. Il commence juste au sud du Caire et s'étend jusqu'à la mer Méditerranée sur une distance d'environ 160 km. Il a une épaisseur de plusieurs kilomètres. La ligne de côte deltaïque est d'environ 240 km, plus ou moins, entre les villes d'Alexandrie, à l'ouest, et Port-Saïd à l'Est. L'édifice deltaïque est, essentiellement, du type complexe, puisque, localement, en association avec les différents défluents (cours d'eau qui circule hors du chenal principal du fleuve) qui le composent, plusieurs morphologies peuvent être reconnues, comme le suggère la géométrie de la ligne de côte. En fait, les fluctuations d'un cours d'eau exercent, toujours, une forte influence dans le développement et morphologie de l'édifice deltaïque et, par conséquent, dans l'emplacement des populations et plantations. Durant des milliers d'années, les villages de la Basse-Égypte se protégeaient des inondations et variations du débit du Nil, s'installant dans les collines de sable (carapaces de tortue des Égyptiens), qui sont des vestiges géologiques, que le pré-Nil a formé il y a environ 15 000 ans. Cependant, et malheureusement, depuis le barrage d'Assouan a été construit, non seulement les variations de flux sont contrôlés, mais le delta ne reçoit plus aucun apport de nutriments et sédiments des cours d'eau en amont du barrage. Les sols des surfaces d'inondation sont devenus presque stériles, obligeant les populations à utiliser d'énormes quantités d'engrais avec toutes les conséquences que cela entraîne. En fait, la couche arable du sol, qui avant le barrage pouvait atteindre une épaisseur d'environ 2 mètres, est maintenant beaucoup plus faible, ce qui a, inévitablement, produit une montée et contamination de la nappe phréatique. D'autre part, l'érosion du delta a augmenté de manière effrayante (plusieurs dizaines de km^2 par an), ce qui conduit certains géoscientistes à croire que, probablement, le delta du Nil ne résistera pas pour ce millénaire.

Delta en Croissant ..............................................................................................................................................................................Cuspate delta

Lorsque la plaine deltaïque, due à l'usure de l'action des vagues de la mer (ou d'un lac), a une géométrie concave vers la mer.

Voir : "Delta"
&
"Front du Delta"
&
"Limite moyenne d'action des vagues de tempête"

Les sédiments transportés par un fleuve sont déposés lorsque le courant entre dans le corps de l'eau sans de forts courants, comme un lac, lagune, mer ou océan. Les deltas sont le résultat de processus fluviaux et marins. Le dépôt de sédiments est renforcée lorsque l'eau est salée, car les particules plus fines et, surtout, les particules argileuses s'agglutinent pour former des particules plus grosses. Entre les facteurs, qui affectent la déposition on peut citer : (i) Type de sédiments ; (ii) Contexte géologique local ; (iii) Changements eustatiques et les variations relatives du niveau de la mer ; (v) Croissance des plantes ; (vi) Impact de l'homme, etc.. Les exemples typiques de grands édifices deltaïques sont associés aux fleuves Mississippi, Gange / Brahmapoutre, Rhône, Rhin, Pô, Danube, Nil. Le delta du Tonogowa (Japon), illustré dans cette figure, est un delta en croissants (ou delta en pointe de flèche). En général, ce type de delta se forme quand un fleuve dépose les sédiments, qu'il transporte, dans une une ligne de côte, plus ou moins, rectiligne, mais dominée par des fortes vagues. En effet, l'énergie des vagues oblige les sédiment à se disperser, perpendiculairement, à l'embouchure du fleuve, mais dans des directions opposées, créant une pointe de terre avec les côtés courbes, comme on peut le voir sur cette figure. Un autre delta en croissant très connu est le delta du Tibre (Italie) qui a commencé à se former entre 13 000 et 7 000 ans avant Jésus Christ, quand la vallée fluviale et profonde, que le fleuve à creusé (vallée incisé) pendant la glaciation Würm (caractérisée pour avoir produit une baisse importante du niveau des mer, au moins dans l'hémisphère nord), a été partiellement, inondée par la mer (montée du niveau de la mer). Initialement, lors de la transgression, le delta était de fond de baie et sa géométrie rétrogradante. Environ 8000 avant J.C., le delta a commencé à prograder (régression) et est devenu, peu à peu, un delta en croissant, principalement due à l'action de vagues à environ 6000 avant J.C. L'interaction entre la montée du niveau de la mer provoquée par fusion des calottes glaciaires, apport terrigène et l'énergie des vagues, explique l'évolution de la région au cours des 18 000 dernières années.

Delta Digité ....................................................................................................................................................................................................Finger Delta

Lorsque la plaine deltaïque s'étend sur plusieurs lobes étroits et longs en forme de doigts.

Voir : "Delta"
&
"Delta en Patte d'Oiseau"
&
"Défluent"

Comme illustré dans cette photographie, l'édifice deltaïque du Mississippi est un exemple typique de delta digité (ou en patte d'oiseau). Le delta, proprement dit (terme général), a été construit, principalement, par les alluvions déposés par le fleuve dès celui-ci perd sa compétence en rentrant dans le Golfe du Mexique. L'édifice deltaïque du Mississippi correspond, en fait, à une superposition progradante d'un grand nombre de deltas, dont l'épaisseur moyenne entre 30-50 mètres, de la même manière qu'un gratte-ciel (édifice deltaïque) est une superposition d'étages (deltas) dont la hauteur est d'environ 2.4 mètres. L'édifice deltaïque du Mississippi est caractérise par : (i) Une action des vagues si faible que la quantité de sable, qui est transporté vers la plage, est beaucoup plus faible que le sable dispersé dans l'onshore par les tempêtes; (ii) Une différence entre la marée haute et basse d'environ 30 cm, une fois que le gradient du delta (inclinaison) est très petit ; (iii) Une forte subsidence induite par compaction des sédiments récents (environ 30 à 60 cm tous les 100 ans). En fait, les processus de sédimentation récente (depuis il y a 5000 - 7000 ans), ont déplacé la ligne de côte vers l'aval, entre 30 et 80 km. Cependant, parfois (environ tous les 1000 ans), le courant principal du Mississippi a changé de lit, créant, ainsi, différentes de lobes deltaïques. Chaque ensemble semble avoir été initiée par la capture progressive du courant principal par un de ses distributives. Pendant la construction de l'édifice deltaïque, six lobes principaux se sont formés : (a) Maringoiun ; (b) Tèche ; (c) Saint-Bernard ; (d) Lafourche ; (e) Achafalaya et (vi) Le lobe actuel. Le déplacement latéral de lobes deltaïques, probablement, associé à un effet de pendule, a créé, localement, des épisodes transgressifs significatives, qui ne doivent pas être confondu avec les deux épisodes transgressifs globaux créés par glacio-eustasie : (1) Transgression Saumâtre, lorsque les lacs, baies et lagunes se sont formés au-dessus les sédiments alluviaux de la plaine deltaïque ; (b) Transgression Marine, quand l'avant-plage des cordons littoraux a avancée vers le continent. La transgression saumâtre s'est faite, pratiquement, sans ravinement, lequel, dans la transgression marine est très important.

Delta Fermé.....................................................................................................................................................................................................Closed delta

Lorsque l'accumulation de sédiments induite par les courants marines est très active et les ouvertures du delta se ferment obligeant les défluents principaux à inverser le sens du courant et, parfois, à se fermer, ce qui crée une ligne de côte presque rectiligne.

Voir : "Delta"
&
"Plaine Deltaïque"
&
"Delta Atrophié"

Le delta du fleuve Sénégal est l'un des exemples typiques de delta fermé. Pendant la dernière grande transgression marine qui a eu lieu il y a environ 5000 ans, le delta actuel du fleuve Sénégal, illustré dans cette figure, était une grande baie marine, avec plus de 50 km de large (dans l'embouchure du fleuve) qui empiétait le continent d'environ 100 km à l'ouest de la ligne de côte actuelle. Au fur et à mesure que le niveau relative de la mer descendait, les sédiments transportés par le fleuve remplissaient les chenaux ou se déposaient sur les plaines d'inondation formant des barres de sable (îles), plus ou moins, significatives. Sous l'influence d'une action des vagues forte et d'un courant de dérive littorale important (courant longitudinal, qui se forme dans les plages, et surtout dans la zone déferlement atteinte par les courants de ressac due à l'accumulation d'eau et sédiments par les courants d'afflux et retrait, quand le déferlement est oblique à la ligne de côte), s'est formé une barre littoral de sable qui a évolué vers un barre littoral qui, peu à peu, a fermé la baie. En aval de cette barre s'est formée une plaine d'inondation salifère, plus basse et mal drainée que le niveau de la mer (environ 1,4 m), où se sont formé plusieurs dunes. Les dépressions de la plaine inondation, qui se trouvent, souvent, en dessous du niveau de la mer, surtout lorsque la surface des sédiments salés qui perdent cohésion pendant la saison sèche, sont, peu à peu, érodés par le vent. Toutefois, elles retiennent une certaine quantité d'eau (pendant plusieurs mois), même après, que l'écoulement des courants, peu importe dans quel sens, s'est arrêté. Cela veut dire que l'embouchure des cours d'eau (principal et secondaires) a varié en fonction de l'équilibre entre le débit des courants et les forces océaniques. On peut dire que ce type de delta se forme lorsque l'action des courants océaniques est si forte que les cordons littoraux qui se déposent, ferment, peu à peu, partielle ou totalement, l'embouchure du courant principal et des défluents, ce qui créé une ligne de côte à géométrie rectiligne et oblige, parfois, les défluents à inverser le sens de l'écoulement.

Delta de Flot ................................................................................................................................................................................Flood delta, Flow delta

Petit delta formé sur le côté intérieur des ouvertures des lagunes, cordons littoraux ou plages barrières due au courant de marée haute (flot). Le delta de jusant est celui qui se forme sur le côté externe.

Voir : "Delta"
&
"Deltas de Marée"
&
"Delta de Jusant"

Le long des cordons littoraux (formes d'accumulation de sable et cailloux qui se développent dans les arrière-plages, due à l'accumulation des sédiments par les vagues), en association avec les marées, peuvent se former des ensembles de petits deltas sub-aquatiques qui se forment en position symétrique, dans les ouvertures des lagunes et détroits. Les deltas qui se forment sur le côté intérieur sont les deltas de flot, comme illustré dans cette figure. Les deltas qui se développent vers l'extérieur et que, en général, sont plus petits et plus irrégulières (dues à la ondulation des vagues) sont les deltas de jusant. La présence et la taille de ces deltas sont déterminés par plusieurs facteurs : (i) Apport Sédimentaire ; (ii) Interaction entre les vagues et les marées et (iii) Écoulement des courants pendant un cycle de marée. Ces deltas forment une grande partie des corps de sable qui forment les côtes de l'Atlantique et du Golfe du Mexique. Le long de la côte des États-Unis, par exemple, les deltas de flot ont, généralement, un faciès sableux et se développent, généralement, avec deux morphologies différentes et très caractéristiques : (a) En forme d'éventail (généralement en groupes) et (b) En forme de fer à cheval, avec la partie ouverte face à la mer. Les delta de flot en éventail se trouvent, principalement, dans les zones où la différence entre les marées ne dépasse pas 1.5 mètres. Les dépôts associés sont, typiquement, infratidaux et l'écoulement des marées se fait en avant et en arrière et, aussi, par-dessus du delta, pratiquement sans l'influencer. Ce type de delta de flot a, généralement, 1 - 2 mètres d'épaisseur. D'autre part, la boue qui le forme est, typiquement, une combinaison de minéraux argileux et particules organiques fines. Les deltas de flot en forme de fer à cheval se trouvent toujours dans des zones où la différence entre les marées est plus de 1.5 mètres. Les dépôts sableux sont intratidaux et modelés par la combinaison des courants de marée qui n'est pas le cas des deltas de flot en forme d'éventail. Lorsque la marée descend, les courants descendants sont détournés autour des accumulations de sable, émergeant du delta. Ce type de delta peut contenir des centaines de milliers de mètres cubes de sédiments.

Delta de jusant.................................................................................................................................................................................................Ebb delta

Un des deux deltas de marée. Le delta jusant est le plus petit et se forme sur le côté extérieur (vers la mer) des ouvertures dans les lagunes et chenaux de marée. Le delta qui se forme sur le côté intérieur est le delta de flot qui, en général, est plus développé et moins irrégulier que le delta de jusant.

Voir : "Delta"
&
"Delta de Marée"
&
"Delta de Flot"

Les grands corps sableux qui s'accumulent dans la mer ouverte, dans l'extrémité d'une entrée de la marée, comme illustré ci-dessus, s'appellent deltas de jusant, par opposition aux deltas de flot qui se forment sur le côté intérieur des cordons littoraux, autrement dit, dans la lagune. Les delta de jusant sont, généralement, composés de sable et fin fragments de coquilles. Les caractéristiques de ces sédiments font des deltas de jusant des lieux de prédilection pour l'obtention de matériel de remplissage et remplacement qui est largement utilisé pour reconstruire les plages, quand celles-ci sont fortement érodées par les courants littoraux et de dérive littorale (courant longitudinal qui se forme dans les plages, dans la zone de déferlement atteinte par les courants d'afflux et de retrait, quand le déferlement est oblique à la ligne de côte). Les deltas de jusant sont soumis à une interaction constante entre les vagues et processus de marée. Ainsi, la plupart du temps, leurs formes soulignent ces interactions. Si les vagues dominent l'environnement de dépôt, naturellement, les deltas de jusant sont plus petits et se distribuent le long des cordons littoraux de chaque côté de l'entrée-de-marée (chenal de marée). Les plus grands deltas de jusant se forment le long des lignes de côte, où les marées sont fortes, c'est-à-dire, lorsque l'énergie des marées est plus importante que l'énergie des vagues. Dans ces cas, les corps sableux déposés peuvent s'étendre sur plusieurs kilomètres. Si l'énergie de l'environnement est mixte, c'est-à-dire, si elle provient des marées et vagues, les deltas de jusant ont la partie externe, relativement, mal marquée et rectiligne, tandis que de l'autre côté du chenal la géométrie du delta est ramifiée. Les deltas de jusant dominés par l'énergie des marées forment des corps allongés, plus ou moins perpendiculaire à l'entrée et avec des petits haut-fonds de chaque côté. Les deltas de jusant peuvent contenir des millions de mètres cubes de sédiments qui sont très appropriés pour a reconstitution des plages. Cependant, certains géoscientistes pensent que le fait de retirer des grandes quantités de sédiments du fond de l'avant-plage, peut, localement, créer des situations dangereuses.

Delta Lobé......................................................................................................................................................................................................Lobated Delta

Lorsque la plaine deltaïque a une géométrie convexe vers la mer. Ce type de delta peut être mono ou multi-lobé.

Voir : "Delta"
&
"Couche Basale (d'un delta)"
&
"Delta des Vagues"

Les deltas dominés par l'influence des fleuves peuvent avoir une géométrie allongée ou lobée. Les deltas lobés, comme celui du Yukon, illustré dans cette figure, ont, en général, beaucoup de défluents (cours un cours d'eau nés de la division en plusieurs bras d'un cours d'eau principal, qui s'en éloigne et ne le rejoint pas par la suite) dont certains peuvent être inactifs pendant un moment. Les baies entre les défluents sont trop petites ou peuvent, même, être absentes. Des marécages et tourbières (dépôts de tourbe qui est le combustible formé par la matière végétale, plus ou moins, carbonisée) existent presque toujours entre les défluents. Du sable se dépose à l'embouchure des défluents, autour du front du delta, ce qui crée un corps sableux plat, plus ou moins, continue qui passe, en aval, à un cordon littoral silteux et puis aux argiles du prodelta. La progradation (déplacement vers la mer et, en général, vers le haut, autrement dit avec aggradation) d'un delta lobé est relativement lente. Ce type de delta était prédominant dans l'ancien delta du Mississippi, avec des front de delta sableux et épais (20 - 30 m). Après une période, plus ou moins, longue de croissance, le courant principal du Mississippi, s'est dévié latéralement et a créé un autre delta lobé. Cet effet de pendule a permis la formation de plusieurs lobes deltaïques jusqu'à environ 1500 avant J.-C., quand le delta moderne, en patte d'oiseau, a commencé à se former. La progradation et, surtout, l'énorme épaisseur du delta du Mississippi moderne a été possible due à la forte subsidence créé par la compaction, laquelle a provoqué, à plusieurs reprises, l'inondation du delta par les eaux marines. Un grand nombre d'intervalles sédimentaires granocroissants vers le haut se sont formé par la croissance et abandon successifs des deltas lobés. Cette photo illustre la géométrie lobulaire du delta du Yukon (Alaska, EUA), qui est l'un des plus grands deltas du monde. Il s'est développé, dans la mer de Béring (extrémité nord de l'océan Pacifique, délimitée, au nord, par l'Alaska, détroit de Béring et NO de la Sibérie et, au sud, par la péninsule de l'Alaska et les îles Aléoutiennes) à l'embouchure du Yukon et Kuskokwim (au sud du Yukon). Sa géométrie suggère que l'influence de l'apport terrigène est prédominant, bien que le climat arctique joue un rôle non négligeable.

Delta de Marée.............................................................................................................................................................................................Tidal delta

Delta formé dans les ouvertures des lagunes, plages barrière ou cordons littoraux due à la circulation des courants de marée. Il y a deux types de delta de marée : (i) Delta de flot, qui se formé sur côté intérieure (vers la lagune) et (ii) Delta de jusant, qui se forme côté extérieur (vers la mer).

Voir : "Delta"
&
"Delta de Flot"
&
"Couche Frontale (d'un delta)"

Dans cet exemple de la côte portugaise, actuellement, on reconnaît un delta créé en association avec l'écoulement d'un fleuve. Cependant, avant que le courant de dérive littoral (courant longitudinal qui se forme dans la zone de déferlement affectée par les courants de ressac due à l'accumulation d'eau et sédiments par les courant d'afflux et retrait, quand le déferlement est oblique à la ligne de côte) aie construit un cordon littoral, le matériel déposé était largement dominé et contrôlé par les courants de marée. Au fur et à mesure que le courant de dérive littoral construisait le cordon littoral, l'effet des courants de marée était de moins en moins prédominante et le delta de jusant a été, peu à peu, érodé. A partir du moment où le cordon littoral a isolé, complètement, la ria, le delta du jusant a été complètement érodé et l'action des courants de marée est devenue insignifiant. A partir de ce moment, il a commencé à se construire un delta en association avec le fleuve qui, en grande partie, a remobilisé et remplacé le delta de jusant. En d'autres termes, l'ancien delta de marée est devenu un delta fluvial. La présence, forme et dimensions des deltas de marée dépend de trois facteurs : (i) Apport sédimentaire, (ii) Interaction des ondes et processus de marée et (iii) Écoulement des marées durant le cycle de marée. Actuellement, et comme, probablement, avant la construction du cordon littoral, la direction des vagues était oblique à la ligne de côte. Dans ce cas, lorsque les vagues se brisent, il se produit un courant d'afflux (vers la plage) qui se déplace perpendiculairement à la ligne de crête des ondes. Dès que le courant d'afflux perd de l'énergie, le sens d'écoulement s'inverse et le courant commence à s'écouler vers la mer (courant de retrait) suivant la direction de la ligne de plus grande pente. L'interaction des courants de ressac (afflux et retrait) induit la formation d'un courant en zigzag (courant de dérive littoral) qui permet le dépôt des sédiments transportés dans les zones de plus faible énergie, construisant, ainsi, un cordon littoral de sorte que la ligne de côte soit le plus rectiligne possible.

Delta en Patte d'Oiseau.................................................................................................................................................................Finger delta

Lorsque la plaine deltaïque s'étend sur plusieurs lobes étroits et longs en forme de doigts. Synonyme de Delta Digité.

Voir : "Delta"
&
"Delta Digité"
&
"Plaine Deltaïque"

La forme d'un delta dépend de : (i) La quantité de l'eau et sédiments transportés par le fleuve ; (ii) La vitesse de l'eau du fleuve ; (iii) La vitesse et force des vagues de la mer (ou lac), ainsi que des courants marins et des marées. Quand une quantité importante de sédiments est transportée vers un corps d'eau calme (mer ou lac), il se forme un delta en patte d' oiseau (ou digité), parce que les défluents peuvent transporter et former à travers le corps d'eau des longs longs «doigts» de sédiments (pattes), comme le montre cette photographie du delta Scotts Brooks (Canada). Le plus célèbre delta en patte d'oiseau est, bien sûr, le delta du Mississippi qui souligne l'invasion du Golfe du Mexique par les restes des dépôts glaciaires (coin supérieur gauche de cette figure). En fait, les systèmes hydrographiques du Mississippi et Missouri collectent les fragments érodés de près la moitié des Etats-Unis et les transportent vers le Golfe du Mexique. Dès que les courants entrent dans le Golfe du Mexique, la vitesse d'écoulement diminue, réduisant, brusquement, leur capacité de transporter, en suspension, de la boue et sable, ce qui provoque leur dépôt. La formation de ce delta est bien connu de tous les géoscientistes et peut être résumée comme suit : (a) Lorsque la calotte glaciaire couvrait la plupart d'Amérique du Nord (il y a environ 18 ka), la région du Mississippi a été exposée ; (b) Avec les glaciations et déglaciation qui sont des variations eustatiques, le Mississippi et ses distributaires ont creusé des vallées incisées (durant les glaciations) et des plaines d'inondation (au cours des déglaciations) ; (c) L'écoulement rapide et l'apport sédimentaire, provenant des dépôts glaciaires, à créé un réseau entrelacé de rivières et de dépôts associés ; (d) Dès que la décharge a diminué, l'écoulement est devenu méandriforme, ce qui a formé une ceinture de méandre ; (e) Les sédiments encore transportés par les courants, en particulier sous la forme de loess (variété de limon provenant du transport des sédiments diluviens par l'action du vent), venant du Nord et Ouest de la région, ont été ré-déposés dans le Golfe du Mexique en couches (delta) de quelques mètres d'épaisseur, ce qui signifie que l'édifice deltaïque du Mississippi est une superposition de couches (deltas) qui ne sont rien d'autre que la ré-sédimentation des anciens dépôts glaciaires.

Delta Sous-Marin ............................................................................................................................................................................Submarine delta

Lorsque le cône de déjection est sous-marin, de faible pente et formé à l'extérieur des estuaires, ce qui individualise les cônes sous-marins de talus ou de bassin (turbidites). Ce type de delta est, généralement, le résultat de la submersion d'une du delta évolué.

Voir : "Delta"
&
"Cône de Déjection Sous-marin"
&
"Prisme de Bas Niveau"

Cette carte montre un ancien delta sous-marin dans la Mer Noire, qui, probablement, s'est formé lors de la dernière grande glaciation. En fait, lorsque le niveau de la mer a chuté en raison de la formation des grandes glaciers et calottes glaciaires, la mer Noire n'était plus en communication avec la Méditerranée, autrement dit, elle est devenue un grand lac. L'abaissement du niveau de la mer a rompu le profil d'équilibre provisoire des cours d'eau, une fois que les embouchures de ceux-ci se sont déplacées vers l'aval et vers le bas, ainsi que les biseau d'aggradation côtiers. En conséquence, les cours d'eau ont été forcés à éroder davantage leurs lits, pour restaurer leurs profiles d'équilibre provisoire, ce qui naturellement, a augmenté l'apport terrigène. Dans ces conditions géologiques de bas niveau de la mer, les marges du lac de la Mer Noire sont devenues plus abruptes et la tranche d'eau plus faible. D'autre part, dès que les cours d'eau entraient dans le lac, leur écoulement perdait très rapidement la capacité de transporter des sédiments, lesquels étaient déposés dans la partie supérieur du talus du lac formant un delta sous-marin. Comme illustré dans la figure, la géométrie des défluents, dans la partie supérieure du delta sous-marin, suggère la présence de plusieurs lobes et, aussi, qu'ils se sont déposés de manière pendulaire. Un lobe deltaïque sous-marins, comme tous les lobes deltaïque, croit pendant un certain temps, mais dès que l'accommodation commence à être réduite, il est abandonné et un autre lobe commence à se former latéralement, là, où la profondeur de l'eau est supérieure, autrement dit, là, où il y a plus d'espace disponible pour les sédiments. Ce mouvement de pendule est observé dans presque tous les types de deltas. Quand le niveau de la mer a monté, due à la déglaciation, la communication avec la Méditerranée s'est rétablie. La tranche d'eau a augmenté. L'apport terrigène a diminué et la rupture côtière de l'inclinaison de la surface de déposition (plus ou moins la ligne de côte ) a été déplacée des dizaines de kilomètres vers l'amont, ce qui a mis le delta sous-marin à une grande profondeur d'eau : le delta s'est transformé dans un delta sous-marin et le bassin est devenu sous-alimenté.

Delta de Tempête..................................................................................................................................................................Storm delta, Wave delta

Delta de dimensions, relativement, petites formé à l'intérieur (en amont) de l'ouverture des lagunes, des barres ou ouvertures due à l'accumulation de matériaux transportés par les vagues de tempête. Synonyme de Delta des Vagues.

Voir : "Delta"
&
"Delta de Vagues"
&
"Limite maximale d'action des vagues de tempête"

Cette photo montre deux petits deltas de tempête qui, comme son nom le suggère, se sont formés durant une tempête ou lors de marées d'équinoxe. Certains géoscientistes l'appellent ce type de delta, delta des ondes. Également, on voit bien les vagues qui se propagent perpendiculairement à un cordon littoral (île-barrière) et qui marque la limite extérieure de la lagune. Dans ces conditions, il est peu probable qu'un courant de dérive de plage ou courant en zigzag significatif puisse exister dans cette région. Sur le côté intérieur du cordon littoral, où, probablement, il y avait un ancien barre, c'est-à-dire, une entrée de la lagune, on identifie deux deltas de tempête récentes qui se sont formés formé par le débordement des vagues, pendant une période où la hauteur des vagues était très grande, comme durant les tempêtes, cyclones ou tsunamis. En fait, dans cette photo, il est probable que la zone où certaines maisons ont été construites soit un ancien delta de tempête. L'évolution et les caractéristiques sédimentologiques des dépôts de débordement associés au cyclone Ivan (Floride, 2004) puissent être appliquées, de manière générale, à tous les deltas de tempêtes : (i) La première réponse à un débordement des vagues sur un cordon littoral est une érosion importante de l'avant-plage, plage et des dunes ; (ii) Les sédiments érodés sont transportés et redistribués, surtout, dans le côté interne du cordon littoral ; (iii) Dans la plage, les dépôts sont limités par une surface basale d'érosion et ils inclinent vers la mer ; (iv) Dans la partie intérieure du cordon littoral, la présence de végétation sous les dépôts de débordement, suggère peu ou aucune érosion avant le dépôt derrière la dune frontale ; (v) Sur la plate-forme de la lagune (zone adjacente au cordon littoral), les dépôts ont une stratification horizontale ou sub-horizontale ; (vi) Au fur et à mesure que la tranche d'eau augmente, les dépôts sont plus épais et caractérisés par des progradations sigmoïdes orientées vers la partie la plus profonde de la lagune.

Delta Type-Gilbert..............................................................................................................................................................................Gilbert Delta

Corps géologique progradant formé par des sédiments alluviaux d'origine glaciaire ou non qui se sont déposés directement dans la mer (ou dans un lac), quand la ligne de côte (l'équivalent, plus ou moins, de la rupture côtière de l'inclinaison de la surface du déposition ) est située près de la ligne la baie. Certains géoscientistes appellent ces dépôts Cône de Déjection.

Voir : "Delta"
&
"Cône de Déjection"
&
"Couche Basale (d'un delta)"

Les deltas glaciaires du Maine (États-Unis), soit les marins soit les lacustres, sont les plus typiques deltas type-Gilbert. Ils ont été décrits, pour la première fois, à la fin du XIXème siècle, par G. K. Gilbert des Services Géologiques des EUA. Ces deltas sont composés de matériaux très grossiers et ont des progradations très inclinées, comme suggéré dans cette figure. L'architecture d'un delta type Gilbert est formée par les trois composants stratigraphiques typiques de tous les deltas, même s'ils ne sont pas très marquées et, parfois, à peine perceptibles : (i) Couches Supérieures, qui sont plus ou moins horizontales ; (ii) Couches Inclinées qui, dans ce type de delta, ont une inclinaison très forte et (iii) Couches Inférieures qui sont horizontales ou très légèrement inclinées vers l'aval. C'est la forte inclinaison des couches inclinées (talus deltaïque) et la granulométrie qui différencie les deltas type Gilbert des deltas argileux, comme le delta du Mississippi. En fait, l'inclinaison des couches inclinées d'un delta de l'édifice deltaïque du Mississippi (ne pas confondre delta et édifice deltaïque) est très faible, ce qui signifie que sur une ligne sismique classique, les couches inclinées ne peuvent pas, en général, être identifiées. L'épaisseur de ces couches est, presque toujours, inférieure à la résolution des lignes sismiques. En fait, quand sur une ligne sismique donnée, un géoscientiste dit qu'il y a un delta, car il a identifié des progradations deltaïques (couches inclinées ou frontales), le plus probable c'est qu'il aie pris le talus continental par un prodelta (talus deltaïque) et, ainsi, confondu un delta avec un édifice deltaïque ou, alors, que le delta soit un delta type Gilbert (surtout si l'épaisseur de l'intervalle progradant est de l'ordre de 100 - 200 millisecondes, temps double). L'épaisseur d'un delta typique dépasse rarement 30 à 60 m. Au contraire, l'épaisseur d'un édifice deltaïque qui correspond à une superposition de deltas, peut atteindre centaines de mètres, voir des plusieurs kilomètres.

Delta des Vagues...................................................................................................................................................................Wave delta, Storm delta

Delta de dimensions, relativement, petites formé dans le coté intérieur (en montant) d'ouverture des lagunes, des barres ou barrières, due à l'accumulation du matériel transporté par les vagues de tempête. Synonyme de Delta de Tempête.

Voir: "Delta"
&
"Delta de Tempête"
&
"Limite d'action des vagues de beau temps"

Plusieurs petits deltas des vagues sont visibles sur cette photographie. Ils sont soulignés par des flèches. La formation de ces deltas est facile à deviner, une fois que des éventails deltaïques se sont déposés dans la partie externe des ouvertures de la lagune dans le sens des vagues. En fait, pendant les tempêtes et marées équinoxiales (marées qui ont lieu pendant les syzygies, c'est-à-dire, pendant la nouvelle et pleine lune, près des équinoxes), les vagues débordent l'île barrière (ou cordon littoral) et déposent, dans l'autre côté (côté de la lagune), les sédiments qu'elles transportaient et, surtout, qu'elles ont érodé au cours du débordement (comme illustré schématiquement sur la partie supérieure de cette figure). Les endroits le plus faciles pour former des deltas de ce type sont les secteurs où le cordon littoral est le plus étroit et, en particulier, dans les chenaux de marée qui séparent les séparent. En effet, dans la plupart des cas, les cordons littoraux sont formés en chaînes, plus ou moins longues, où chaque cordon est limité par deux barres (entrées où chenaux qu'on peut utiliser pour naviguer) qui soulignent les chenaux de marée. Un débordement des vagues sur un cordon littoral, créé une érosion importante de l'avant-plage et des dunes. Les sédiments, ainsi libérés, sont transportés et redistribués, en particulier, sur le côté interne du cordon littoral. Sur la plage, les dépôts de débordement sont limités par une surface basale d'érosion qui incline vers la mer. Dans le coté interne du cordon littoral, la présence de restes de végétation sous les dépôts de débordement, suggère une faible ou même une absence d'érosion avant le dépôt derrière la dune frontale. En face de la lagune, que certains géoscientistes appellent plate-forme externe (près du cordon littoral), où la profondeur d'eau est très faible, les dépôts de débordement s'accumulent, avec des plans de stratification horizontaux ou sub-horizontaux. Cependant, au fur et à mesure que la profondeur augmente, les dépôts de débordement sont plus épais et caractérisés par progradations sigmoïdes (en S), orientées vers la partie la plus profonde de la lagune.

Deltas de Marée.........................................................................................................................................................................................Tidal deltas

Petits deltas sub-aquatiques, plus ou moins, symétriques, formés dans les ouvertures des lagons ou dans les étroits en raison du mouvement des courants de marée. Le delta qui se forme dans le coté intérieure est le delta de flot et celui qui se forme sur l'extérieur est le delta du jusant.

Voir : "Delta"
&
"Delta de Flot"
&
"Delta de Jusant"

Les corps sédimentaires, parfois, de dimensions significatives qui se déposent, soit à l'intérieur ou à l'extérieur des chenaux de marée, s'appellent les deltas de marée, parce que, à petite échelle, ils se ressemblent aux deltas deltas déposés à l'embouchure des cours d'eaux. La présence des deltas de marée, ainsi que, sa forme et taille dépend principalement de trois facteurs: (i) Apport terrigène ; (ii) Interaction des ondes et processus de marée de marée et (iii) Écoulement des marées. Les deltas de marée sont de grands réservoirs de matériel sableux de substitution, cela signifie que les sédiments, en général, des sable sont, souvent, utilisés pour restaurer les dimensions des plages, en particulier, des plages soumises à l'érosion des courants littoraux et, surtout, du courant de dérive littoral ou courant en zigzague (courant résultante longitudinale, formé sur les plages, dans la zone de déferlement affectée par les courants de ressac, en raison de l'accumulation d'eau et des sédiments par les courants d'afflux et de retrait, quand le déferlement est oblique à la ligne de côte). Les deltas de marée situés sur le côté interne des chenaux de marée s'appellent deltas de flot et ceux situées sur le côté externe (face à la mer) s'appellent les deltas de jusant. Les premiers peuvent avoir une forme en éventail (habituellement en groupes), lorsque la différence entre les marées est inférieure à 1,5 m ou une forme de fer à cheval (côté concave vers la mer), quand la différence entre les marées est supérieure à 5 m. Les deltas de flot qui se forment du côté de la mer, sont soumis à l'interaction entre les vagues de l'océan et les processus de marée. Ainsi, sa géométrie et étendue dépend de l'énergie prédominante. Si l'énergie des vagues est prédominante, les deltas sont plus petits et distribués le long des cordons littoraux de chaque côté des chenaux de marée. Si l'énergie des marées est prépondérante, ils sont grands, avec plusieurs kilomètres et répartis perpendiculairement aux chenaux de marée de chaque côté de l'entrée. Si aucune de ces énergies est prédominante, les deltas à l'extérieur sont rectilignes et à l'intérieur ramifiés.

Densité Critique (Univers).................................................................................................................................................................Critical density

Nombre pour la densité moyenne de l'Univers qui détermine si l'Univers est ouvert ou fermé. Si la densité de l'Univers est supérieure à la densité critique, l'Univers est fermé et son expansion s'arrêtera finalement. Si la densité de l'Univers est inférieure à la densité critique, l'effet retardateur de gravité sera insuffisante pour stopper l'expansion de l'Univers, laquelle se poursuivra à jamais.

Voir : "Univers (âge)"
&
"Big Bang (théorie)"
&
"Big Crunch (théorie)"

On ne sait pas si l'expansion de l'Univers, au fil du temps, commencera à ralentir et même à s'inverser. Si par hasard cela se produit, une phase de contraction aura eu lieu et l'Univers finira par être détruit par un événement similaire à celui du "Big Bang". Un tel événement a été surnommé par les scientifiques de "Big Crunch". En effet, comme illustré dans cette figure, trois possibilités peuvent se produire dans l'évolution d'un univers (la possibilité qu'existent d'autres mondes que le nôtre ne peut pas être scientifiquement exclue) : (i) Univers Fermé ; (ii) Univers Plat et (iii) Univers Ouvert. Dans le cas de hypothèse d'un Univers fermé, l'Univers est fini, mais n'a pas de limites. Dans un tel Univers, l'expansion doit cesser et, éventuellement, être suivie d'une phase de contraction. Dans le cas d'un Univers plat, la courbure de l'univers doit être zéro. Un tel Univers serait à la frontière entre l'univers fermé et ouvert (on pense que notre univers est relativement plat). Dans le cas de l'hypothèse d'un Univers ouvert, la courbure de l'espace est telle que l'Univers ne se fermera pas sur lui-même. Un Univers ouvert est infini. Il diffère d'un univers fermé, vu que l'expansion ne ralentit jamais. Notons que certains scientifiques disent que si le notre univers était infini et éternel, quelque soit la direction de l'observation, nous verrions toujours la lumière d'une étoile et tout le ciel serait si lumineux (soit de jour soit de nuit) que la surface du soleil. Cela signifie, que même pendant la nuit il serait difficile de distinguer le Soleil de la luminosité du fond du l'univers (voir paradoxe d'Olber). Cependant, comme nous le savons tous, pendant la nuit, le ciel est noir et il y a un espace qui sépare les étoiles (ou galaxies), ce qui signifie, probablement, que l'Univers, du moins actuellement, n'est pas infini et éternel. D'autre côté, il semble que la densité de l'Univers, qui est très difficile à calculer, détermine si l'Univers est un fermé, ouvert ou à plat.

Densité de Drainage....................................................................................................................................................................Drainage density

Longueur totale des chenaux de drainage, divisée par aire de drainage. Indique si le bassin est bien ou mal drainé. La densité de drainage est l'inverse d'une manutention constant du chenal et égale à la réciproque de deux fois la longueur de l'écoulement superficielle.

Voir : "Bassin Versant"
&
"Courant (cours d'eau)"
&
"Fleuve"

La production de sédiments et la densité de drainage sont maximales dans les régions semi-arides. Le même changement climatique a des effets très différents dans les zones arides, semi-arides et humides. Une augmentation des précipitations dans les zones arides augmente la densité de drainage et l'exportation des sédiments dans cette région. Le même changement dans les précipitations dans une région semi-aride (augmentation de la couverture végétale) produira moins de sédiments et la densité de drainage diminuera au fur et à mesure que la végétation éliminera les chenaux de drainage. De même, une augmentation de l'énergie (augmentation de la décharge ou de l'inclinaison de base de la vallée fluvial induite par l'activité tectonique) peut causer qu'un écoulement rectiligne se transforme dans un motif sinueux, qu'un écoulement peu méandriforme se transforme dans un écoulement méandriforme ou peut ne pas causer aucun effet lorsque l'écoulement est anastomosé. Les mêmes changements d'énergie ou de matériel introduit dans le système peuvent produire des effets très différents, ce qui implique une bonne connaissance des conditions initiales avant d'avancer des extrapolations. Les schémas illustrés dans ce figure montrent comment la densité de drainage ou la production de sédiments varie avec la pluviométrie annuelle (diagramme supérieur) et comment la sinuosité (longueur de canal divisé par la longueur de la vallée) varie avec l'énergie d'écoulement (force de traction multipliée par la vitesse d'écoulement). Avec une augmentation des précipitations, la densité de drainage augmente jusqu'à un maximum (a à b, schéma du haut), dans les régions semi-arides, diminue (b à c), puis reste relativement constant (c à d) dans les régions humides, quand toutes les autres variables sont égales. Avec une augmentation de la force du courant ou de la vitesse, ou la sinuosité reste constante à de faibles valeurs (a à b), augmente avec la formation de méandres (b à c), diminue avec la transition de méandres à des fleuves en tresse (c à d) et, ensuite, est, plus ou moins, constante lorsque le système est anastomosé (d à e).

Dénudation .......................................................................................................................................................................................................Denudation

Ensemble de processus géologiques qui conduisent à un nivellement ou abaissement progressif de la surface terrestre, soit par désagrégation, érosion, dissolution ou transport.

Voir : "Érosion"
&
"Cycle de Davis"
&
"Cycle des Roches"

Comme illustré dans cette photographie du Canyon de Bryce dans l'Utah (Etats-Unis), le premier processus géologique pour qu'une dénudation se réalise est une baisse relative du niveau de la mer significative afin que les roches déposés sous une profondeur d'eau, plus ou moins, soient exhumées et exposées à l'action des agents érosifs. Ce type de chute relative du niveau de la mer est, le plus souvent, associée avec la formation des marges continentales convergentes, soit induites par des zones de subduction de type A (Ampferer) ou de type B (Benioff). Dès que les roches affleurent, la météorisation les transforment en matériaux moins résistants à la gravité, érosion et transport, ce qui facilite grandement le décantation. Sur les lignes sismiques, un modèle d'inversion a été développé pour déterminer le montant de la dénudation, en utilisant la somme de la racine carrée des vitesses moyennes issues du traitement des profils sismiques de réflexion. Cette méthode a plusieurs avantages sur les autres méthodes de détermination de la dénudation, comme la réflectance de la vitrinite, traces de fission d'apatite, modélisation de la vitesse de la diagraphie acoustique (sonique) etc., lesquels sont, plus ou moins, limitées aux emplacements des puits d'exploration. La méthode de la racine carrée des vitesses, suppose une décroissance de la porosité de façon exponentielle avec la profondeur et un rapport vitesse - porosité, ce qui permet l'informatisation d'un profil synthétique de la racine carrée des vitesses moyennes. Ensuite, les valeurs de la dénudation, à deux niveaux stratigraphiques différents sont ajustées jusqu'à qu'il y aie une correspondance entre les valeurs calculées et mesurées. Le succès de cette méthode est dépendante des estimations de la porosité initiale des sédiments, une fois qu'il y a une relation entre la porosité et la dénudation. En utilisant cette méthode, les géoscientistes ont déterminé une dénudation entre 0.5 et 1 km le long de la côte ouest de l'Afrique pendant Néogène Terminal (associé à une soulèvement général), et une dénudation d'environ 2.5 km (sans doute produite par un courant océanique ) pour la discordance de Oligocène (SB. 30 Ma).

Déposition (carbonates)................................................................................................................................................................Deposition (carbonates)

Les carbonates et, particulièrement, les carbonates d'eaux peu profondes s'accumulent rarement, d'une manière constante et uniforme. La grande majorité des affleurements suggère une hiérarchie de rythmes (entre des milliers et des centaines de millions d'années). Ces rythmes sont ponctués par des événements singuliers (cycles de Milankovitch, auto-cycles, etc.) et par des changements de l'évolution chimique et biologique.

Voir : "Déposition (clastiques)”
&
"Cycle de Milankovitch"
&
"Autocycle (carbonates)"

Ces diagrammes montrent la noyade (profondeur d'eau supérieure à celle de la zone photique) et exposition d'une plate-forme carbonatée due à la glacio-eustasie produite par la superposition des cycles de Milankovitch (20 et 200 ky). Les petites variations de l'amplitude du cycle de 100 ky, produisent un ensemble de cinq cycles de dépôts de plaine de marée. Pendant les grandes variations du cycle de 100 ky (Pléistocène), le dépôt sur les plates-formes carbonatées est beaucoup plus erratique et le contrôle par les cycles de Milankovitch n'est pas évidente. Rappelons que dans les derniers millions d'années, les épisodes glaciaires et interglaciaires, que la Terre a subi sont causées par les variations cycliques du mouvement de la Terre autour du Soleil. Les cycles de Milankovitch correspondent à l'ensemble des variations cycliques de l'excentricité et inclinaison de l'orbite et de la précession de l'axe de rotation de la Terre. Les variations de ces trois cycles créent des différences dans le rayonnement solaire qui atteint la surface de la Terre, ce qui influe le climat et donc, l'épaississement et amincissement des glaciers. Le premier cycle de Milankovitch qui est induit par l'excentricité (entre 0 et 5% d'ellipticité) de l'orbite terrestre, a une périodicité de 100 ka. Les oscillations liées à l'excentricité sont cruciales pour les glaciations. L'énergie solaire reçue à la surface de la Terre, pendant les saisons, varie. Le deuxième est induit par l'inclinaison de l'axe de rotation par rapport au plan de l'orbite. Ce cycle produit des oscillations de 41 ky pour des angles d'inclinaison entre 21.5° et 24.5°. Plus petite est l'inclinaison, plus uniforme est la répartition du rayonnement solaire entre l'hiver et été. Le dernier cycle (± 20 ky) est induit par la précession de l'axe de rotation qui est, le mouvement conique (comme celui d'une toupie) de l'axe de rotation, au fur et à mesure, que la Terre tourne autour d'elle même. Dans le dépôt de carbonates, d'autres facteurs entrent en compte, tels que le climat, tranche d'eau, etc.

Déposition (clastiques).......................................................................................................................................................................Deposition (clastics)

Processus par lequel les sédiments transportés par les agents de transport associés à l'érosion (principalement l'eau, vent et glace), tombent du milieu de transport et se déposent, habituellement, près de la rupture côtière de l'inclinaison de surface de dépôt.

Voir : "Déposition (carbonates)"
&
"Cycle de Davis"
&
"Transit Sédimentaire"

Dans cette image de la Vallée de la Morte, en Californie (Etats-Unis), qui a été reprocessée (MED, Digital Elevation Model), il est facile de voir les effets de l'érosion et déposition. À gauche, dans les zones montagneuses, l'érosion (détachement, entraînement et transport) est dominante, tandis qu'à droite, dans les zones basses, c'est la déposition qui est prédominante. En fait, dès le processus d'érosion s'arrête, les sédiments laissent les milieux de transport et se déposent. Rappelons nous que dans la stratigraphie séquentielle le long d'une surface de dépôt (surface chronostratigraphique) qui incline toujours vers la mer avec des pentes différentes, plusieurs ruptures d'inclinaison qui limitent différents environnements de déposition, peuvent être reconnues. D'amont en aval, les ruptures de la surface de déposition sont : (i) Rupture de la surface de déposition fluviale ou de la ligne de baie qui limite les dépôts fluviaux (en amont) des dépôts deltaïques et côtières (c'est cette rupture qui est visible sur cette photographie) ; (ii) Rupture côtière de l’inclinaison de la surface de déposition qui correspond, plus ou moins, à la ligne de côte et qui souligne la limite entre les dépôts deltaïque-marins et côtiers ; (iii) Rupture de l'inclinaison de la surface de déposition d'eau peu profonde qui correspond toujours au rebord du bassin (quand le bassin n'a pas de plate-forme continentale elle coïncide avec la rupture côtière de l'inclinaison de la surface de déposition ), ce qui signifie qu'elle marque la frontière entre les dépôts du pente continental soit avec ceux plate-forme soit avec ceux de la plaine côtière, quand les conditions géologiques sont de bas niveau marin, autrement dit, quand le bassin n'a pas de plate-forme continentale ; (iv) Rupture  abyssale de l'inclinaison de la surface de déposition qui marque la frontière entre les dépôts du talus continentale et ceux de la plaine abyssale. Cette rupture correspond souvent à la limite entre les cônes sous-marins de talus (CST) et les cônes sous-marins de bassin (CSB). Notons que pas tous les géoscientistes sont d'accord avec la définition de ligne de baie de Vail (limite entre les dépôts fluviaux et paraliques, qui sont sous l'influence des variations du niveau de la mer.

Déposition Fluviale.....................................................................................................................................................................Fluvial deposition

Processus par lequel les sédiments se dépose en amont de la ligne de baie. Les processus qui permettent le dépôt de sédiments côtiers et de la plaine deltaïque, sont exclus de la déposition des dépôts fluviatile vu que l'influence marine est prépondérante, tandis que les dépôts fluviatiles les variations du niveau de la mer n'ont pratiquement aucune influence.

Voir : "Déposition (clastique)*
&
"Ligne de Baie"
&
"Milieu de Faciès de Dépôt"

Avant tout, il ne faut pas oublier qu'il n'y a pas de consensus sur la limite inférieure (aval) des dépôts fluviaux. Posamentier et Vail (1988) considèrent la ligne de baie comme la limite en aval, mais pour Miall (1997), le concept de ligne de la baie est très discutable. Pour E. Mutti, comme illustré dans ce schéma, un système fluvial et un système turbiditique ont des nombreuses caractéristiques communes. Les deux systèmes se composent d'une zone de : (i) Source (Zs) ; (ii) Transport (ou transfert) sédimentaire (Zt) et (iii) Dépôt (Zd). Comme dans certains cas, les deux systèmes de dépôt sont interconnectés, Mutti considère trois possibilités : a) Systèmes fluviaux qui se développent en amont de la ligne de la baie, avec des éventails alluviaux importants et dépôts deltaïques (en aval de la ligne de baie, en général, entre la ligne de côte et le rebord du bassin) associés ou non, mais sans dépôts turbiditiques ; b) Systèmes mixtes qui se forment lorsque le bassin n'a presque pas de plate-forme continentale et, par conséquent, la ligne de la baie est très proche de la ligne de côte, ce qui implique la formation des deltas alluviaux (quand la partie distale des deltas alluviaux ou de type Gilbert, atteignent le rebord du bassin, des glissements gravitaires produisent des courants de turbiditiques qui déposent les sédiments transportés dans des cônes sous-marins) ; c) Systèmes turbiditiques qui se forment lorsque des instabilités du rebord du bassin produisent des glissements gravitaires de grandes dimensions qui mettent en mouvement des grandes quantités de sédiments, qui sont transportés sur de grandes distances, vers les parties profondes du bassin et déposées sous forme de cônes sous-marins. Notons que pour Mutti, dans les systèmes mixtes et turbidites, les conditions géologiques sont toujours de haut niveau marin niveau de la mer au-dessus du rebord du bassin), ce qui signifie que ces dépôts ne sont pas associés à une chute relative du niveau de la mer, comme c'est le cas pour cônes sous-marins de talus et bassin de P. Vail.

Dépôt de Bas Niveau (de la mer)............................................................................................................................................Lowstand deposit

Sédiments déposés lorsque le niveau de la mer est bas. Ils sont localisés en aval du dépôt de la rupture d'inclinaison de la surface de dépôt côtière précédent de haut niveau. Ils peuvent être de bassin, talus ou littoraux fonction des positions relatives de la ligne de baie et du point d'équilibre par rapport à la rupture d'inclinaison de la surface de déposition côtière et du rebord du bassin. Il est erroné d'associer les dépôts de bas niveau avec des sédiments d'eau profonde. En fait, beaucoup des prisme de bas niveau se déposent sous une faible profondeur d'eau. Dans des cas particuliers, les dépôts de bas niveau peuvent se déposer au-dessus du rebord continental, mais plus bas que la rupture d'inclinaison de la surface (la ligne de la baie et le point d'équilibre se situent en aval de la rupture côtière de l'inclinaison de la surface de déposition ).

Voir : "Dépôt de Haut Niveau (de la mer)
&
"Variation Relative (du niveau de la mer)
&
"Bas Niveau (de la mer)

Dans cette tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique de l'offshore de la Namibie, on reconnaît un cycle-séquence, induit par un cycle eustatique de 3e ordre, c'est-à-dire avec une durée entre 3 et 5 My. Ce cycle-séquence, comme tous les cycles stratigraphiques, est limitée par deux discordances (surfaces d'érosion créées par des chutes relatives du niveau de la mer). Cependant, ce cycle est incomplet. Les cortèges sédimentaires de haut niveau de la mer, autrement dit, le cortège transgressif (CT) et le prisme de haut niveau (PHN) ne se sont pas déposés. Uniquement les dépôts de bas niveau de la mer se sont été déposés. Ainsi, de bas en haut, les trois membres qui forment le cortège de bas niveau (CNB), sont reconnaissables: (i) Cônes sous-marins de bassin (CSB) ; (ii) Cônes sous-marins de talus (CST) et (iii) Prisme de bas niveau (PNB). En association avec le prisme de bas niveau, on reconnaît, dans la partie supérieur, le remplissage d'une vallée incisée et, dans la partie inférieure (ouest), un ensemble de turbidites avec une géométrie similaire à celle d'une toiture en bardeaux. Le remplissage de la vallée incisée a été synchrone de dépôt de la partie supérieure du prisme de bas niveau (PNB). Les turbidites en bardeaux se sont déposés à la base des progradations du prisme bas niveau. La géométrie ondulée des cônes sous-marins de talus (CST) contraste avec la géométrie parallèle des CSB.