Dépôt de Bas de Talus...............................................................................................................................................................................Apron

En général, les dépôts de talus incluent tous les sédiments déposés sur le talus continental : (i) Cônes sous-marins de talus (CST) ; (ii) Sédiments progradants du prisme de bas niveau de la mer ; (iii) Sédiments progradants du prisme de haut niveau de la mer. De manière restrictive, sont les dépôts argileux de la base des cônes sous-marins de talus. Les dépôts de débordement, le remplissage et les digues naturelles marginales se déposent sur les dépôts de talus, qui, en certains cas, sont déposés directement sur les cônes sous-marins de bassin. Synonyme de Tablier.

Voir : “Cône Sous-marin de Talus”
&
"Turbidite"
&
"Tablier"

Dans ce schéma sont représentés les systèmes turbiditiques associés à une chute relative du niveau de la mer, qui a mis le niveau de la mer plus bas que le rebord du bassin ou plus bas que de rupture côtière de l'inclinaison de la surface de déposition (rebord continental) lorsque le bassin n'a pas de plate-forme continentale. Ces systèmes sont associés aux discordances et se déposent en conditions géologiques de bas niveau, ce qui n'est pas le cas de certains dépôts turbiditiques de Mutti (1995) qui se déposent quand le niveau de la mer est plus haut que le bord du bassin. Dans ce schéma, au dessus du substratum, dans la plaine abyssale, se sont déposés des cônes sous-marins de bassin (CSB) qui soulignent l'âge de la discordance de la base du cycle-séquence sus-jacent. Au-dessus des cônes sous-marins de bassin (CSB) se sont déposés les cônes sous-marins de talus (CST). Chaque cône sous-marin de talus est composé de : (i) Dépôts de talus (stricto sensu) qui forment la base du tablier ou la base du cône ; (ii) Dépôts de débordement qui définissent entre eux une dépression, souvent appelé, à tort, un canal, le long de laquelle les courants turbidites s'écoulent ; (iii) Dépôts de remplissage qui fossilisent la dépression entre les débordements ; (iv) Digues naturelles marginales qui ont, dans la partie proximale, un faciès sableux ; (v) Argiles distales et (vi) Argile d'abandonnement qui se déposent sur la partie supérieure des dépôts de remplissage. La morphologie des diagraphies électriques de ces dépôts est typique : a) Les cônes sous-marins de bassin ont un GR (rayons gamma) et PS (potentiel spontané) cylindriques ; b) Les dépôt de talus ont GR et PS de faible amplitude ; c) dépôts de débordement ont un PS et GR oscillantes ; d) Les dépôts de remplissage ont un PS et GR grano strato-décroissants vers le haut.

Dépôt Côtier non-Marin.......................................................................................................................................Costal non-marine deposit

Dépôt situé en amont de la rupture côtière de l'inclinaison de la surface de déposition (plus ou moins la côte) et en aval de la ligne de baie. Les dépôts de la plaine côtière et d'inondation (des cours d'eau) sont les plus fréquentes dépôts côtiers non-marins, car ils sont, en partie, contrôlés par les variations relatives du niveau des mers, mais déposés dans un environnement sédimentaire qui n'est pas exactement marin.

Voir : "Déposition Fluviale"
&
"Ligne de Côte"
&
"Plaine Côtière"

Les dépôts des plaines d'inondation des cours d'eau, comme, celui illustré dans cette photo (plaine d'inondation du Segres, en Espagne) peuvent être considérés comme dépôts côtiers non-marins. Ils sont composés, principalement, de sable massif de granulométrie moyenne avec des laminations parallèles (les plus fins intervalles reconnus dans les roches sédimentaires qui diffèrent les uns des autres par la couleur, composition ou granulométrie), obliques ou entrecroisées. Les laminations ascendantes (ou remontantes) indiquent un écoulement vers l' amont, autrement dit, une zone d'écoulement peu énergétique qui s'éloigne du courant principal. Les changements de couleur observées, fréquemment, dans ces sédiments indiquent qu'ils ont des origines différentes. Dans la stratigraphie séquentielle, le concept d' environnement sédimentaire non-marins est basé sur le niveau de base de déposition (position relative du niveau de la mer, qui est contrôlé par l'action conjointe de l'eustasie et tectonique, une fois que l'action des vagues, c'est-à-dire, la profondeur de l'action érosive des vagues est, souvent, prise comme négligeable). En fait, le niveau de base qui dans la plaine côtière, est situé, plus ou moins, près du niveau de la mer, et l'apport terrigène sont les principaux paramètres qui contrôlent la distribution des dépôts non-marins. Les dépôts côtiers et les zones située au-dessus de la marée haute maximale sont considérés comme des milieux marins non-côtiers. Divers systèmes de dépôts non-marins peuvent être considérés : (i) Systèmes fluviaux (partie basse) ; (ii) Systèmes éoliens ; (iii) Systèmes deltaïques (certaines parties) ; (iv) Systèmes littoraux (cordons littoraux) ; (v) Systèmes de plage (certains systèmes). Ces systèmes de dépôt, situées près de la ligne de côte, sont directement influencés par les variations relatives du niveau du niveau de la mer, qui sont la cause principale de la cyclicité des dépôts paraliques.

Dépôt de Débordement (chenal).........................................................................................................................................Overbank Deposit

Dépôt formé par les sédiments, généralement, fins, déposés par décantation à partir d'un courant excédentaire qui ne peut pas être entièrement contenue dans le chenal ou dépression (entre les digues naturelles marginales, dans les systèmes turbiditiques), où il s'écoule vers l' aval. Ce type de dépôt se trouve dans les environnements fluviaux et turbiditiques.

Voir : "Dépôt de Plaine d'Inondation"
&
"Dépôt de Talus"
&
"Cône Sous-marin de Talus"

Comme illustré dans ce schéma, théoriquement, il y a quatre sources principales responsables de l'alimentation en dépôts de débordement et les remplissages les dépressions (qui, en certains cas peuvent correspondre à des chenaux), pour où transitent les courants turbiditiques, sont toujours associés avec des cônes de sous-marins de talus (CST). En fait, dès qu'un courant turbiditique atteint, dans son trajet vers la plaine abyssale, une rupture de pente, il ralentit, perd de la puissance et dépose deux lobes allongés, plus ou moins, parallèles, séparés par une zone sans déposition. Cette zone centrale sans dépôt correspond à l'endroit où le courant turbiditique passe avec plus de vitesse et transporte les sédiments plus loin. Plus tard (ce qui peut correspondre à des centaines d'années), si un nouveau courant turbiditique se forme dans le même endroit, il sera, probablement, canalisé par la zone sans dépôt (loi de la la moindre énergie). Si le courant est suffisamment important (plus épais) que la dépression située entre les lobes déposés, des nouveau dépôts de débordement seront déposés de chaque côté, au-dessus des précédents, ce qui exagère la morphologie négative de la zone de non-dépôt. En d'autres termes, plus grande est la dépression entre les dépôts de débordement (s'il y a érosion elle est minimale) plus de courants turbidites y passerons. Si pour une raison quelconque les courants turbiditiques prennent un autre chemin, les dépressions entre les dépôts de débordement seront, plus tard, remplies en rétrogradation, en général, par des sédiments sableux. Dans cette photo (canton de Culberson, au Texas, Etats-Unis) prises par Peter A. Scholle (1999), les dépôts de débordement visibles dans la partie inférieure contrastent avec le remplissage sableux d'une dépression chenalisante. Notons qu'il n'y a pas d'érosion évidente chez eux. D'autre part, il est plus que probable qu'ils appartiennent à cônes sous-marines de talus différentes. Si ce n'est pas le cas, de toute façon, le remplissage est plus récent que les dépôts de débordement qui sont, pratiquement, contemporaines des courants turbiditiques.

Dépôt de Débordement (ligne de rivage).........................................................................................................................................Washover

Sédiments déposés par débordement, ce qui signifie, que le moyen de transport des sédiments les oblige à sauter par-dessus d'un obstacle (comme le font les lévriers). L'obstacle est, en général, un cordon littoral, qui limite partie l'extérieur (côté mer) d'une lagune.

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

Sur cette photo, un large éventail de sable (delta de tempête) s'est construit sur le côté du continent d'un cordon littoral qui sépare l'océan d'une lagune de dimensions importantes. Cette construction a été induite par le débordement des vagues, autrement dit, pendant une ou plusieurs tempêtes, les vagues ont passé par dessus du cordon littoral qui a été partialement érodé, et ont déposé les sédiments érodés et d'autres (transportés de plus loin) dans la partie arrière de la lagune (zone avec une faible tranche d'eau) en accumulations de sable en forme d'éventail (semblable à celle des deltas fluviaux), que les géoscientistes appellent deltas de tempête ou deltas des vagues. L'épaisseur de ces dépôts peut varier de quelques centimètres à plusieurs mètres. En fait, les tempêtes avec sa grande énergie et les vents très fort, qui sont généralement, associés sont capables de déplacer de grandes quantités d'eau. Toutefois, il est nécessaire de prendre en compte que, comme la gravité est la loi principale, l'eau se déplace rapidement, sous l'action d'une force, mais retourne à son état normal, dès que la force disparaît. D'autre part, le mouvement de l'eau est l'une des grandes forces d'érosion, ce qui signifie que de grandes quantités d'eau peuvent détruire très facilement des corps de sable, y compris les cordons littoraux. Ainsi, si une tempête est suffisamment forte, l'avant plage d'un cordon littoral peut être, considérablement, érodée de manière que les dunes et les forêts littoraux sont forcés à reculer ou être totale ou partiellement détruites. Une telle érosion, expose la partie interne des cordons littoraux aux agents érosifs. Naturellement, les dépôts de débordement obéissent, aux règles de la sédimentologie. Ainsi, par dessus des cordons littoraux, les dépôts de débordement exhibent une configuration parallèle interne. Cependant, au fur et à mesure que la profondeur d'eau de la plate-forme de lagune augmente, la configuration interne devient sigmoïde, ce qui caractérisent les deltas de tempête, comme illustré dans le schéma en haut à droite de cette figure.

Dépôt Fluvio-Glaciaire (côte).......................................................................................................................................................Drift deposit

Corps géologique déposé dans un lac, océan ou fleuve en conséquence directe d'une activité glaciaire.

Voir : "Glacier"
&
"Cône Fluvio-glaciaire"
&
"Milieu Sédimentaire"

Le matériel rocheux (argile, limon, sable, gravier, blocs, etc.) transporté par un glacier et déposé directement par la glace ou les courants d'eau qui se forment due à la fonte des glaciers, est un dépôt fluvioglaciaire. Dans ces dépôts sont inclus tous les sédiments non-stratifiés qui forment les moraines (dépôts du matériel d'un glacier, qui sont exposés dès que le glacier s'amincit) et les dépôts stratifiés qui constituent les plaines fluvioglaciaires, eskers (long et sinueux cordons de sable et gravier stratifiés), kames (monticules de sable, gravier et tilo, c'est-à-dire sédiments non-travaillés et non stratifiées déposés directement par ou sous le glacier et qui ne sont pas réactivés par l'eau de fonte) de forme irrégulière qui s'accumulent dans les dépressions à quand de la rétrogradation (amincissement) des glaciers, varves (niveaux de sédiments ou d'une roche sédimentaire qui est déposent dans une année), etc. Dans cette photo, en aval d'un glacier de l'île Bylot (Canada), les sédiments fluvioglaciaires, principalement du gravier et sable, se sont déposé dans les barres en tressé (anastomosées). Dans la petite photo (coin supérieur gauche de cette figure), le glacier est clairement visible, ainsi que des bancs de sable et gravier qui forment un système de chenaux en tresse (ou anastomosés). Dans la grande photo, prise plus en aval que la première, les canaux sont plus nettes et la configuration observée en bas et à gauche (plus foncé) est le résultat de la congélation et décongélation d'une couche active dans la zone de pergélisol. En géologie, le pergélisol ou zone de permafroste est le sol qui est à la température de congélation ou même plus basse pendant une période d'au moins deux ans. La glace n'est pas toujours présent, comme c'est, souvent, le cas lorsque le substratum n'est pas poreux, mais elle, en général, est présente et peut exister dans des quantités dépassant la saturation potentiel hydraulique du sol. Les pergélisols sont situés à des latitudes élevées, près du pôle nord et sud, mais ils peuvent aussi exister à haute altitude dans des zones de basse latitude, comme dans les régions alpines. Notons qu'en anglais, l'expression "drift deposits" (dépôts de dérive) peut être utilisée pour désigner d'autres dépôts sédimentaires, qui ne sont pas nécessairement déposés dans un environnement glaciaire.

Dépôt de Haut Niveau (de la mer).......................................................................................................................................Highstand deposit

Sédiments déposés sur la plaine côtière, plate-forme, talus continental ou, même, dans la plaine abyssale, quand le niveau de la mer est plus haut que le rebord du bassin et quand le point d'équilibre et de la ligne de la baie sont en amont de la rupture côtière de l'inclinaison de la surface de déposition. Dès que la ligne de la baie et le point d'équilibre sont en aval dure bord du bassin, les dépôts sont de bas niveau : (i) Cônes sous-marins quand le point d'équilibre est en aval de la ligne de baie et (ii) Dépôts de prisme de bas niveau quand il est en amont.

Voir : "Dépôt de Bas 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 l'Australie, trois cycles-séquence incomplets, induits par trois cycles eustatiques de 3e ordre (durée inférieure à 3-5 My) sont évidents. Ces cycles stratigraphique sont séparés par deux discordance reconnues sans grande difficulté par les terminaisons des réflecteurs : (i) Biseaux d'aggradation et (ii) Biseaux supérieurs par troncature. À l'exception du prisme de bas niveau (PBN) du cycle séquence plus récent qui est visible en bas à droite de l'interprétation et des remplissages de deux vallées incisées qui soulignent la discordance basale du cycle-séquence supérieur, tous les cortèges sédimentaires visibles sur la ligne, sont de haut niveau, ce qui signifie qu'ils ont été déposés avec le niveau de la mer plus haut que le rebord du bassin (ne pas confondre avec rebord continental). Dans cette tentative, les cortèges transgressifs (CT) et les prismes de haute (PHN) sont prédominants. Les cortèges transgressifs qui se sont déposés au cours de montées relatives du niveau de la mer en accélération, ont une géométrie, globalement, rétrogradante et une configuration interne parallèle. Les prismes de haut niveau qui se sont déposés au cours des montées relatives du niveau de la mer en décélération, ont une géométrie progradante et une configuration interne sigmoïde (l'aggradation est significative, bien que petite par rapport à la progradation, comme dans cycle-séquence supérieur) ou oblique (lorsque l'aggradation est négligeable, comme dans le cycle-séquence intermédiaire). De nombreux géoscientistes regroupent le cortège transgressif et le prisme de haut niveau dans un cortège unique appelé de haute niveau (CHN). Notons que tenant compte de l'échelle verticale et de l'angle des progradations, le faciès dominant des cycles inférieurs est, probablement, carbonaté.

Dépôt de Plaine de Inondation...............................................................................................................................Flood-plain deposit

Un des sédiments sableux et argileux déposés par un cours d'eau qui a débordé sur la plaine d'inondation.

Voir : "Dépôt de Débordement (chenal)"
&
"Méandre"
&
"Plaine d'Inondation"

Bien que les dépôts de la base des vallées soient le résultat d'une série de processus sédimentaires dans différents environnements, les plus importants dépôts des plaines d'inondation sont ceux qui forment près du lit des fleuves. Ces dépôts se réfèrent habituellement à : (i) Dépôts d'accrétion latérale qui se forment dans les chenaux, au fur et à mesure que le cours d'eau migre vers l'arrière et vers l'avant, dans la base de la vallée et (ii) Dépôts d'accrétion verticale qui s'accumulent dans la plaine d'inondation où les cours d'eau débordent les bord des chenaux. En fait, les dépôts d'accrétion verticale ou de plaine d'inondation se produire lorsque les cours d'eau quitter le chenal, où habituellement ils s'écoulent, pendant les périodes de crues et déposent les sédiments dans le tope des surfaces des plaines inondation. Ainsi, l'altitude des surfaces d'inondation augmente pendant les crues, comme illustré dans cette figure. D'autre part, le dépôt par débordement varie d'une crue à une autre. Lorsque le dépôt est faible, cela signifie que le maximum de concentration du matériel transportée en suspension survient lors de la montée du niveau d'inondation, ce qui veut dire, que beaucoup du potentiel des sédiments de débordement est retiré du système avant que le niveau du cours d'eau atteint son apogée. Une fois que les processus d'accrétion latérale et verticale se produisent en même temps, l'alluvion sous la surface de la plaine d'inondation est formé, généralement, par ces deux types de dépôt qui diffèrent, principalement, par la taille des particules (les dépôts d'accrétion latérale sont plus grossier). Les dépôts des plaines inondables se forment, également, en association avec des cours d'eau en tresse (anastomosés ou comme certains géoscientistes disent), mais les processus fluviales associés sont plus dynamiques et moins réguliers. L'érosion des cordons et des bancs n'est pas confiné à un côté particulier, du chenal et le cours d'eau change souvent de position, sans les éroder. Dans cette photographie, prise par J.S. Shelton, les différentes terrasses du fleuve San Juan (Nouveau Mexique) sont clairement visibles. Chacune de ces terrasses correspond à l'ancienne dépôts d'inondation qui ont été abandonnés et où, plus tard, le fleuve a creusé un profond chenal.

Dépôt Résiduel (fond de chenal) .....................................................................................................................................................Channel floor lag

Dépôt, d'épaisseur variable, parfois lenticulaire, formé par du matériel plus grossier qu'un courant transporte et qui s'accumule dans la partie profonde du lit du courant.

Voir : "Remplissage de Chenal"
&
"Barre de Méandre (modèle)"
&
"Vallée Incisée"

Les dépôts résiduels, comme ceux illustrés dans cet affleurement sont formés par le triage et abandon des particules plus grosses et plus lourdes d'un courant, tandis que les plus légères et plus petites continuent à être transportées vers aval. Beaucoup de dépôts résiduels sont, parfois, groupés dans les sédiments, qui transitent le long des chenaux et sont enlevés par des courants latéraux. D'autres, au contraire, sont relativement stables et durables. Tous les géoscientistes savent que l'or ou d'autres minéraux lourds sont fréquents dans les dépôts résiduels, mais malheureusement, ils ne sont pas aussi fréquentes que le gravier ou galets des bancs de sable. Le gravier et les blocs, relativement grands, qui s'observent, souvent, dans la base de nombreux dépôts de vallée, juste au-dessus du substratum rocheux, sont, souvent, des dépôts résiduels concentrés par l'élimination répétée et continue des particules plus petites. Un bloc ou gravier peuvent être transportés par le courant, au moins, pendant les crues ou d'inondations, même si ses dépôts sont, globalement, stables. Ainsi, il est nécessaire de distinguer entre un dépôt résiduel d'un courant (actuel) et les dépôts grossiers accumulées durant les périodes précédemment pendant des périodes en que le une compétence supérieure ou quand il transportait une quantité de sédiments plus grande (quand il a une plus grande charge). Ce type de dépôt n'est pas exclusif des milieux fluviaux. Il est, souvent, trouvé dans les systèmes de déposition turbiditique, en particulier, avec les cônes sous-marins de bassin, quand ils sont déconnectés de la rupture d'inclinaison inférieure du talus continental. En fait, dès qu'un courant turbiditique entre dans la plaine abyssale, il commence à ralentir et perd de la compétence, ce qui permet que les particules plus grosses, qu'ils transportent se déposent, généralement, dans des petites anomalies négatives du substratum, ce qui favorise la décélération et forment des dépôts résiduels de plusieurs centaines ou même kilomètres en amont du lobe principal. Ce type de dépôts est bien connu dans le flysh des Alpes suisses, où ils sont très riches en minéraux lourds, qui, parfois, peuvent être exploités économiquement.

Dépôt Résiduel (turbidites).......................................................................................................................................................................Lag deposit

Accumulation de matériel grossier dans la partie inférieure du talus continental, près de la rupture d'inclinaison, autrement dit, légèrement en amont des cônes sous-marins de bassin. Les dépôts résiduels se déposent quand un courant turbiditique commence à perdre compétence. En fait, en tout courant, qu'il soit turbiditique ou non, le matériel grossier est transporté dans la base du courant avec une vitesse inférieur à celle du matériel plus fin. Par conséquent, lorsque le courant commence à ralentir, naturellement, le matériel grossier est laissé en arrière et se dépose, en général, remplissant des petites anomalies bathymétriques.

Voir : "Cône Sous-marin de Bassin"
&
"Turbidite"
&
"Vallée Incisée"

Le diagramme supérieur représente une carte géologique d'un système turbiditique grand (STG), que E. Mutti a appelé du Type I. Le schéma inférieur représente le profil géologique A'A du système représenté dans le schéma supérieur (le profil est localisé près de la ligne horizontale A'A). Les principales caractéristiques d'un système turbiditique grand (STG), dans lequel les dépôts résiduels sont fréquents, sont les suivants : (i) Il se développé dans des conditions géologiques du haut niveau de la mer (niveau de la mer au-dessus du rebord de la bassin), mais, de préférence, lorsque le rebord du bassin coïncide avec la rupture d'inclinaison de la surface de déposition côtière, c'est-à-dire, lorsque le bassin n'a pas de plate-forme continentale ; (ii) Les courants turbiditiques sont, généralement, induits par des instabilités du rebord du bassin, qui coïncide avec le rebord de la plaine côtière (rebord continental) et (iii) Les courants de turbidité sont très importants et transportent, vers les parties profondes du bassin, une grande quantité de sédiments. Dans ces conditions, lorsque les courants turbiditiques atteignent la rupture inférieur d'inclinaison du talus continental, ils ont une compétence si grande que les sédiments sont transportés, parfois sur plusieurs dizaines de kilomètres, dans la plaine abyssale. Une zone de transport importante (Zt) permet, que les particules plus grossières de se déposent sur des petites anomalies négatives du substratum, probablement créés par l'érosion des courants et forment des dépôts résiduels, qui sont, plus ou moins éloigné, du lobe principal. Notons que, bien évidemment, la zone de transport (Zt) est en aval de la zone source de sédiments (Zs), et à montant de la zone de dépôt (Zd).

Dépôt Résiduel de Ravinement........................................................................................................................Ravinement lag deposit

Dépôt associé à une surface de ravinement.

Voir : "Surface de Ravinement"
&
"Cortège Transgressif"
&
"Érosion"

Les surfaces de ravinement et les dépôts associés sont communs dans le cortège transgressif des cycles stratigraphique dit cycles-séquence. Ces cortèges sédimentaires sont déposés dans des conditions géologiques de haut niveau de la mer, autrement dit, quand le niveau de la mer est plus haut que le rebord du bassin (ne pas confondre avec rebord continental), ce qui arrive dès qu'une montée relative du niveau de la mer inonde la plaine côtière du prisme de bas niveau sous-jacent (où se trouve le rebord continental). En fait, dès qu'un bassin sédimentaire a une plate-forme continentale, à chaque montée relative du niveau de la mer, la ligne de côte se déplace vers le continent. Un tel déplacement, vers l'amont, de la ligne de côte produit une érosion (bien que petite) des sédiments précédemment déposés, ce qui crée une surface de ravinement. Cette surface est fossilisée durant la stabilité du niveau de mer qui suit la montée relative de la mer, au cours de laquelle les sédiments se déposent progradant vers la mer. C'est ce qui est illustré dans les schémas de cette figure. Dans le schéma supérieur (Temps 1), la géométrie progradante illustre un prisme de bas niveau ou une période de relative stabilité du niveau de la mer entre deux montées relatives (en accélération) d'un cortège transgressif. Le schéma intermédiaire (Temps 2), illustre une inondation de la plaine côtière, autrement dit, une montée relative du niveau de la mer, au cours de laquelle des glossifungites se sont développés dans le fond de la mer. Ces structures sont fossilisés par des progradations des sédiments déposés au cours de la phase de stabilisation du niveau de la mer qui suit à la montée relative. Cependant, pour certains géoscientistes, ces surfaces de ravinement et les dépôts associés, que les fossilisent, ont toujours tendance à se produire lorsque le niveau relatif de la mer monte par rapport aux sédiments sous-jacents, soit dans des conditions de haut ou de bas niveau de la mer. Ainsi, pendant la partie terminale d'un cortège de bas niveau (CBN), le prisme de bas niveau (PNB) a un secteur proximal (près du continentale) qui est subaérien. Si le niveau relatif de la mer monte, il se forme une surface de ravinement qui sera fossilisée par les sédiments qui seront déposés au cours de la stabilité relative du niveau de la mer. Cela signifie que bien que les dépôts de ravinement sont bien visibles dans les cortèges transgressifs, ils ne sont pas exclusifs de ces cortèges.

Dépôt de Talus......................................................................................................................................................................................................Apron

Dépôt argileux situé à la base des cônes sous-marins de talus. Les dépôts de débordement et des digues naturelles marginales, ainsi que les remplissages des chenaux turbiditiques couvrent, généralement, le tablier que dans certains cas, se dépose directement sur les cônes sous-marins de bassin.

Voir : "Tablier"
&
"Cône Sous-marin de Talus"
&
"Ailles de Mouette (turbidite)"

Les cônes sous-marins de bassin qui se déposent dans la plaine abyssale, peuvent apparaître, plus ou moins, éloignés de la rupture d'inclinaison de la surface de déposition de la base du talus continental. Cela se produit lorsque l'énergie des courants turbiditiques est suffisamment fort pour garder la compétence même lorsque les courants entrant en décélération. Dans ce cas, le tablier des cônes sous-marins de talus se dépose n'ont pas dessus les cônes sous-marins de bassin, mais directement sur la limite inférieur du cycle-séquence, laquelle corrèle, en amont, avec la discordance, autrement dit, avec la surface d'érosion associés aux cônes sous-marins de bassin. En fait, la seule façon de bien dater une discordance (chute relative du niveau de la mer significative, c'est-à-dire, qui met le niveau de la mer plus bas que le rebord du bassin) est de déterminer l'âge de cônes sous-marins de bassin, vu qu'entre eux et la discordance le hiatus de non-dépôt est quasi nul. Lorsqu'un cône sous-marin de talus est bien visible sur le terrain ou sur une ligne sismique, il est relativement facile de reconnaître par dessus du tablier les digues marginales naturelles (en particulier quand les niveaux de sable sont saturés de gaz) et, parmi eux, le remplissage de la dépression (parfois appelée chenal turbiditique). La dépression entre les lobes de débordement souligne le chemin pris par les courants turbiditiques, une fois qu'il n'y a pratiquement déposition, car dans la partie centrale d'un courant sa vitesse et compétence sont maximales. Le remplissage de la dépression est postérieur au dépôt des digues marginales naturelles et se fait, en général, en rétrogradation (de l'aval vers l'amont), dès que le niveau relatif de la mer commence à monter. Quand le remplissage est argileux, la géométrie de la limite supérieure est concave vers le haut et la limite inférieure concave vers le bas. Quand il est gréseux, dû à la compaction différentielle, la limite supérieure a une géométrie convexe vers le haut. Ce critère est largement utilisé par les géoscientistes pour localiser les intervalles réservoir plus significatifs dans les cônes sous-marins de talus.

Dépôt de Tempête et Tsunamis....................................................................................................................Storm & tsunamis deposit

Les tsunamis et les grandes tempêtes, notamment les ouragans, sont capables d'inonder les régions côtières et déposer des sédiments sableux en amont de la plage. Une identification correcte des registres géologiques des couches sableuses déposées par un tsunami ou par un dépôt de tempête est important pour évaluer la fréquence de ces événements et ainsi évaluer le risque qu'ils peuvent produire.

Voir: "Delta de Tempête"
&
"Onde Sismique"
&
"Limite maximale d'action des vagues de tempête"

Les tempêtes et tsunamis ont lieu dans les océans, à l'échelle humaine ou à l'échelle géologique. Les tempêtes sont associés à des conditions météorologiques particulières. Certains des tsunamis résultent du déplacement de deux blocs faillés sous la mers. D'autres, sont le résultat de glissements sous-marins majeurs, éruptions volcaniques ou de l'impact de météorites de taille significative. Récemment, dans les onshores (en terre), les géoscientistes ont commencé à étudier les dépôts induits par des tsunami et à les utiliser pour identifier les régions où ils sont, fortement, probables. Ces études ont fourni des résultats surprenants. Cependant, plusieurs questions sont encore sans réponse, comme comment se peuvent différencier les dépôts de tsunami de ceux associés à de grandes tempêtes? Les dépôts de tsunami ont un énorme potentiel pour enregistrer la vitesse et profondeur de l'écoulement. Dans la lagune d'Óbidos, au Portugal, quatre intervalles stratigraphiques se sont déposés en association avec le tsunami créé par le tremblement de terre de Lisbonne de 1755, que dans cette zone, a, probablement, atteint une hauteur d'environ 20 mètres et une pénétration d'environ 2,5 km (Sousa Moreira, 1993) : (i) Argile grossière ; (ii) Sable vert ; (iii) Argile fine ; (iv) Argile fine avec des intercalations de sable. Le tremblement de terre du 1 Novembre 1755, qui, dans la réalité, correspond à trois tremblements de terre (9h 40m, 10 h et 12 h le matin) qui ont généré un tsunami d'environ 15-20 m de haut, est le quatrième tremblement de terre majeur dans la région de Lisbonne (1009, 1344, 1535 et 1755). Dans cette photo sont Illustrés deux dépôts de tsunami (gris clair) entre les dépôts de tourbe (gris foncé) sur l'île de Phra Thong 125 km au nord de l'île de Phuket, en Thaïlande. Ces dépôts ont été induites par un séisme en 1881 qui a eu lieu le long de la fosse océanique de Sunda, qui produit un tsunami de moins de 1 mètre de hauteur (d'après un station de contrôle des marées en Inde).

Dépression Océanique .................................................................................................................................................................Oceanic basin

Grande région déprimée du fond océanique, entre 4000 et 6000 mètres de profondeur, allongée ou arrondie, avec ou sans reliefs isolés et bordée par des collines abyssales ou dorsales océaniques.

Voir : "Fond Océanique"
&
"Bassin Océanique"
&
"Abyssal"

Dans la stratigraphie séquentielle, le concept de dépression océanique est extrêmement important, puisque l'évolution des bassins océaniques qui ne sont rien d'autre, qu'un ensemble des dépressions océaniques, ont un rôle primordial dans les variations eustatiques du niveau de la mer qui contrôlent, en grande partie, l'espace disponible pour les sédiments (accommodation). En fait, l'importance de l'évolution des bassins océaniques est conditionnée par la non réfutation (au moins jusqu'à aujourd'hui) d'une conjecture de base, qui dit que la quantité d'eau sous toutes ses formes (liquide, solide et gazeuse) est constante depuis la formation de la Terre, autrement dit, dès environ 4,5 Ga (milliards). Ainsi, comme illustré dans ces diagrammes, les dimensions d'un bassin océanique sont largement conditionnées par la vitesse d'expansion océanique, c'est-à-dire, par le taux de formation de la croûte océanique nouvelle. En d'autres termes, lorsque le taux d'expansion océanique est grand, la morphologie (hauteur et l'étendue latérale) des montagnes océaniques est très important, car elles n'ont pas assez de temps pour se refroidir et diminuer de volume, pour que le volume du bassin océanique devienne plus petit, une fois qu'une partie du volume, qui était initialement occupé par l'eau est occupé par les montagnes qui forment la croûte océanique nouvelle. Dans ce cas, et en supposant que la quantité d'eau (sous toutes ses formes) est constant, le niveau d'eau des océans monte et empiète les continents. Lorsque le taux d'océanisation est lent, c'est le contraire qui arrive. La croûte océanique nouvelle a suffisamment de temps pour refroidir, ce qui implique une augmentation de la densité et une diminution du volume, ce qui crée des bassins océaniques plus volumineux. Dans ce cas, le niveau de la mer descend, puisque le volume des bassins océaniques est plus grande pour la même quantité d'eau. La baisse du niveau de la mer peut créer des conditions géologiques de bas niveau qui impliquent l'exhumation des plate-formes continentales. Ainsi, on peut dire que le changement de volume des bassins océaniques a des implications directes dans eustasie : (i) Lorsque le taux de océanisation est forte, le niveau de la mer, en général, est haut et (ii) Quand il est faible, le niveau de la mer est plus bas que le rebord du bassin.

Désagrégation (roches)...............................................................................................................................................................................Distributary

Séparation ou réduction d'un agrégat (roche) dans ses composants. L'altération mécanique, autrement dit, le processus de désintégration d'une roche par l'action de la glace, croissance des cristaux, absorption d'eau et autres procédés physiques, sont des exemples typiques de désagrégation.

Voir : "Érosion"
&
"Sédimentation"
&
"Transport (sédiments)"

Comme tous les géoscientistes le savent, il y a trois grandes classes de matériaux terrestres. Les premières accrétions de la croûte terrestre ont été faites sous forme de magma fondu qui se solidifie quand il se refroidit soit en verre volcanique soit dans un agrégat de minéraux. Tels roches sont appelées roches ignées ou magmatiques. Les roches sédimentaires sont le résultat d'une accumulation mécanique des fragments de particules préexistantes, ainsi comme de précipitations chimiques à partir de l'eau. Les roches métamorphiques sont toutes les autres roches, dont les minéraux originaux et / ou les textures ont été modifiées de manière significative par les variations de température et pression et / ou par déformation. Normalement, le métamorphisme se produit à des profondeurs considérables au sein de la croûte terrestre. Les sols résultent de l'altération chimie et désagrégation mécanique des roches. En général, la désintégration d'une roche, peut être faite de différentes façons qui peuvent être regroupées en deux grandes catégories : (i) Mécanique, comme une rupture de la roche en petits morceaux, c'est-à-dire, sans modification de la composition, ou par fracturation ou désagrégation des cristaux qui la forment et (ii) Chimique, comme par transformation ou décomposition d'un minéral en un autre par des procédés chimiques, dans lesquels l'eau agit comme un agent très important. Parmi les différents procédés mécaniques qui créent des fractures dans les roches, les plus communs sont les suivants : (a) Expansion-Compression, en effet des variations de température et pression induisent des phases de compression expansion qui fracturent les roches, surtout quand les minéraux qui les composent ont des taux d'expansion et contraction différents ; (b) Régime tectonique, en fait, quelle que soit l'orientation de σ_1 (verticale ou horizontale) de l'ellipsoïde des contraintes effectives, les roches lorsque soumises à un régime tectonique se fracturent toujours parallèlement est toujours à σ_2 ; (c) Déchargement par l'érosion. Parmi les processus qui augmentent la taille des fractures, la compression induite par le gel et par la croissance des racines des plantes sont les plus communs.

Descendant (courant de marée).............................................................................................................................................................Ebb, Falling tide

Courant de retour de la marée, une fois que l'eau retourne vers la mer.

Voir : “Marée”
&
"Marée Haute"
&
"Opposition (astronomie)"

La marée est le mouvement montant (flux ou flot) puis descendant (reflux ou jusant) des eaux des mers et des océans causé par l'effet conjugué des forces de gravitation de la Lune et du Soleil. Le niveau le plus élevé atteint par la mer au cours d'un cycle de marée est appelé pleine mer (ou couramment marée haute). Par opposition, le niveau le plus bas se nomme basse mer (ou marée basse). On parle aussi d'étale de haute mer et d'étale de basse mer. Parler de marée haute et marée basse est ce qui est le plus courant, bien que le mot marée désigne normalement un mouvement. Le courant descendant est le courant de retour de la marée, une fois que l'eau retourne vers la mer. Selon l'endroit de la Terre, le cycle du flux et reflux peut avoir lieu une fois (marée diurne) ou deux fois par jour (marée semi-diurne)1. Lors de la pleine Lune et de la nouvelle Lune, c'est-à-dire lorsque la Terre, la Lune et le Soleil sont sensiblement dans le même axe (on parle de syzygie), ces derniers agissent de concert et les marées sont de plus grande amplitude (vives-eaux). Au contraire, lors du premier et du dernier quartier, lorsque les trois astres sont en quadrature, l'amplitude est plus faible (mortes-eaux). Les marées les plus faibles de l'année se produisent normalement aux solstices d'hiver et d'été et les plus fortes aux équinoxes. Ce mouvement de marée n'est pas limité aux eaux, mais affecte toute la croûte terrestre (on parle de « marées crustales »), bien que dans une moindre mesure. Ce qui fait que ce que nous percevons sur les côtes est en fait la différence entre la marée crustal et la marée océanique. Plus généralement, les objets célestes sont l'objet de forces de marée à proximité d'autres corps. Le marnage est, pour un jour donné et dans un intervalle pleine mer - basse mer, la différence de hauteur d'eau entre le niveau de la pleine mer et celui de la basse mer (ex : marnage de 6,0 m). Le marnage varie continuellement. La zone alternativement couverte et découverte par la mer, limitée par ces deux niveaux lorsqu'ils sont à leur maximum, est appelée l'estran ou zone de marnage, ou encore « zone de balancement des marées »; on utilise aussi de plus en plus l'anglicisme zone intertidale. Ne pas confondre le marnage avec l'amplitude qui est la différence de hauteur d'eau à pleine mer ou à basse mer avec celle de la mi-marée. (http://fr.wikipedia.org/wiki/Marée).

Désert.................................................................................................................................................................................................................................Desert

Zone avec une pluviométrie annuelle inférieure à 250 mm. Les déserts représentent environ un tiers de la surface terrestre. La température estivale quotidienne dépasser 45° C et la température nocturne, hivernal, peut être inférieure à 0° C. Ces différences de température sont dues à l'humidité extrêmement basse que les déserts ont.

Voir : "Milieu de Faciès de Dépôt"
&
"Bassin de Déflation"
&
"Dune"

Cette photographie illustre le désert du Namibe (Désert de Mossâmedes avant 1985) situé dans le sud-ouest de l'Angola près de la frontière avec la Namibie. Le désert du Namibe est un désert côtier. Le climat aride de la région est causé par le courant d'air sec refroidi par le courant froid de Benguela (courant marin qui s'écoule vers le Nord le long de la côte ouest de l'Afrique du Sud, Namibie et Angola jusqu'à ce qu'il se mélange avec le courant chaud du sud de l'équateur). Ce courant Benguela est un courant ascendant qui est renforcé par les vents dominants qui soufflent du désert vers l'océan. Bien sûr, les vents (de l'Est vers l'Ouest) exagèrent le déplacement (vers la gauche) des eaux de surface de l'océan de la côte africaine causée par l'effet de Coriolis, laissant ainsi la place aux eaux profondes et froides qui remontent à la surface. Le courant de Benguela a une largeur variant entre 3 et 300 km et s'élargit au fur et à mesure qu'il s'écoule vers le Nord et Nord-Ouest. Les dunes de sable du désert de Namibe, illustrées dans cette figure sont les plus élevés au monde, car elles peuvent atteindre 400 mètres de hauteur. La pluviométrie est extrêmement faible et, dans certaines zones du désert, elle n'atteint pas 30 mm par an. La géométrie des dunes montre clairement que les flancs au vent qui sont beaucoup plus raides que les flancs sous le vent, lesquels sont orientés vers l'Est, où le sable est poussé par le vent vers le sommet de la dune. Le désert du Namibe est le pays de la Welwistschia Mirabilis qui est une plante extraordinaire (comme une pieuvre géante), qui peut mesurer entre 2 et 4 mètres. Cette plante, à qui Charles Darwin a donné le nom "ornithorynque du règne végétal» est un miracle de l'évolution. Uniquement avec la brume du matin, chaque exemplaire peut vivre environ 2000 ans. En raison de sa forme étrange (avec deux feuilles rigides et fibreuses couplé à une tige épaisse et plate), les biologistes considèrent la Welwistschia Mirabilis comme une sorte d'arbre nain.

Désintégration (en chaîne)....................................................................................................................................................................Desintegration

Série de désintégrations qui apparaissent par transformation spontanée d'un isotope instable, permettant arriver à un élément chimique dont le noyau atomique est stable, autrement dit, non radioactif. Le plomb est, en général, l'élément stable les chaînes de désintégration.

Voir : "Isotope"
&
"Datation Radiométrique"
&
"Fusion Nucléaire"

Le neutron est uniquement stable dans le noyau d'un atome (stable). Il faut environ 15 minutes à un neutron libre pour qu'il se transforme en d'autres particules, comme : proton, électron et antineutrino. Cette désintégration bêta du neutron a été étudiée pendant des décennies sans qu'on puisse donner la preuve expérimentale de l'émission des photons prédites par la théorie. Cette preuve est difficile parce que la vie d'un neutron libre est d'environ 885,7 seconds et très peu de neutrons se désintègrent simultanément. En plus, parmi ceux qui se désintègrent très peu émettent des photons. De surcroît, les émissions paires sont très importantes. Le NIST ("National Institute of Standards and Technology») a déterminé que, en moyenne, un peu plus de trois neutrons sur 1000 se désintègrent et produisent un photon avec un niveau d'énergie très faible, mais suffisant pour être observé. La valeur de la désintégration a été mesurée avec seulement 10% d'incertitude, ce qui est considéré comme remarquable, étant donné que la décroissance radioactive n'avait jamais été observée auparavant. N'oublions pas, qu'une microseconde après le Big Bang, la première union a été faite par les particules appelées quarks pour des groupes de trois. Un tel groupe de trois quarks forme un système dans lequel les quarks se déplacent et interagissent, mais restent distincts et fortement liés. Ce système forme un noyau (le volume d'un noyau est environ 10.000 fois celui d'un quark). Environ 380 millions d'années après le Big Bang, lorsque la température a chuté à environ 3000° C, il est apparu une nouvelle particule appelé l'électron qui s'est mis à orbiter les nucléons. Entre l'électron et le nucléon il n'y a rien, tout est vide. Fonction des cas, un nucléon, est composé de neutrons et protons. Les particules élémentaires identifiées à ce jour sont en petit nombre et de deux espèces. Celles qui constituent la matière, autrement dit, les protons, neutrons et électrons sont appelés fermions (les quarks appartiennent à cette catégorie). Celles qui forment les radiations et forces, qui agissent sur la matière sont appelées bosons.

Dessiccation......................................................................................................................................................................................................Dessication

Perte excessive d'humidité ou processus de séchage d'une roche, sédiment ou de n'importe quel autre matériel. Il s'agit d'une déshydratation pour éliminer le maximum d'eau possible. Le dessiccation peut être naturelle ou forcée.

Voir : "Sédiment"
&
"Compaction"
&
"Hydrosphère"

Comme illustré dans cette figure, dans les dépôts argileux, en raison du fait que la dessiccation est plus rapide en surface qu'en profondeur, se forment des fissures de dessiccation qui se organisent en systèmes, plus ou moins, polygonales. En génie civil, une dessiccation très rapide des matériaux de construction peut modifier fortement les caractéristiques techniques de ces matériaux, comme produire une forte diminution de la résistance à l'application d'une charge, ce qui bien sûr, peut avoir des conséquences catastrophiques. Un déshydratant est une substance hygroscopique (qui a la propriété d'absorber l'eau) qui induit une dessiccation ou que conserve l'eau lorsque l'environnement à son tour, plus ou moins, fermé. Les exemples les plus fréquemment cités de déshydratants sont le gel de silice, sulfate de calcium, chlorure de calcium, argile de montmorillonite, argile de diatomées, etc.. Rappelons nous que nos mères mettaient toujours du riz dans la salière. En effet, le riz est souvent utilisé dans les salières pour maintenir le sel de cuisine avec un écoulement efficace et prévenir la formation de grumeaux. Toutefois, le riz n'est pas un bon déshydratant, car il a une très faible capacité d'adsorption et, aussi, parce qu'il est susceptible d'être attaqué par des microorganismes. Lorsqu'il est utilisé dans le sel, le sel agit en limitant la croissance des bactéries et des moisissures. Le sel lui-même est un autre agent déshydratant efficace, utilisé depuis des millénaires dans la conservation d'aliments, tels que la viande rouge (jambon) et poissons (morue). Lors d'une chute relative du niveau de la mer, si elle met le niveau de la mer plus bas que le rebord du bassin (conditions géologiques de bas niveau), les sédiments de l'ancienne plate-forme continental (si le bassin a une plate-forme) sont exhumés et, donc, exposés aux agents érosifs. Les sédiments commencent par se dessécher, ce qui facilitera l'action des agents érosifs, en particulier du vent, due à la formation de fissures dessiccation et la formation de loess (limon).

Déterminisme...............................................................................................................................................................................................Determinism

Conjecture qu'un événement nécessite un événement antérieur et des conditions contrôlées par les lois de la Nature. Cette conjecture qui est très ancienne a été mathématiquement analysée au siècle XVII. En effet, le déterminisme est profondément lié à la compréhension et prédictions des sciences physiques et à la liberté d'action des humains.

Voir : "Théorie de l'Évolution"
&
"Lois de la Thermodynamique"
&
"Loi de la Croissance Sigmoïdale (carbonates)"

Au sens large, le déterminisme dénote une causalité réductionniste (réduire tous les phénomènes de l'Univers à la mécanique ou à la chimique). Cependant, causalité n'est pas nécessairement synonyme de réductionnisme. Il y a trois types fondamentaux de déterminisme : (i) Pré-déterminisme, si on suppose, comme Laplace, le déisme et le béhaviorisme, que tout l'effet est déjà présent dans la cause, nous avons un déterminisme mécaniste où la détermination est placé dans le passé, dans une chaîne causale entièrement expliquée par les conditions initiales de l'Univers ; (ii) Post-déterminisme, si on suppose, comme dans la téléologie, que toute causalité de l'Univers est déterminée par un but, nous avons un déterminisme mécaniste où la détermination est fixé dans un avenir par l'imagination de quelque entité extérieure à l'univers causal (Dieu) ; (iii) Co-déterminisme, si on suppose, comme dans la théorie du chaos, théorie de l'urgence ou le concept de rhizome (modèle descriptif de la théorie philosophique de G. Deleuze et F. Guacaris), que pas tout effet est entièrement contenu dans la cause, c'est-à-dire, que le propre effet peut simultanément interagir (de manière causale) avec d'autres effets, pouvant inclusive conduire à un niveau de réalité différent du niveau des causes antérieures (tel que l'interaction au niveau moléculaire pour former un autre niveau de réalité, la vie, ou l'interaction entre les individus formant une autre niveau de réalité, la société), nous avons un déterminisme où une détermination est placé dans le présent ou dans la simultanéité des processus. Les critiques du déterminisme revendiquent la non-causalité pour justifier le libre arbitre et libre choix, donnant, en général, aux déterministes un mécanisme ou fatalisme comme dans le pré-déterminisme et post-déterminisme. Ce qui, après tout, distingue les déterministes de ces critiques est la dernière affirmation des derniers que l'âme, volonté, désir et choix existent dans un Univers à part, séparé de l'Univers de causalité.

Détritivore (organisme).....................................................................................................................................................................................Detritivore

Organisme qui s'alimente à partir de débris, autrement dit, organisme hétérotrophe qui obtient les éléments nutritifs à partir des détritus (matière organique en décomposition), ce qui contribue à la décomposition et recyclage des nutriments. Synonyme de Saprotrophe.

Voir : "Sédiment"
&
"Nécrophage"
&
"Hétérotrophique (organisme)"

En biologie (science, qui étudie les êtres vivants) ont appelé détritivores ou nécrophages aux animaux (êtres vivants pluricellulaires hétérotrophes, dont les cellules forment des tissus biologiques, avec la capacité de réagir à l'environnement qui les entoure) qui se nourrissent de débris organiques (plantes et animaux morts), les recyclant et les retournant à la chaîne alimentaire pour être réutilisés par d'autres organismes vivants. Les exemples les plus communs de détritivores sont les urubus, vautours, hyènes et diverses espèces de coléoptères et mouches. Ce type de alimentation est une forme de saprophagie qui dans le cas des plantes est appelé saprophytagie. Avec la même étymologie il s'utilise aussi pour les animaux, le terme saprovores. Autres termes généraux pour ce type d'êtres vivants sont saprobes ou saprobiontes. Les êtres détritivores sont d'une importance fondamentale car ils favorisent la dégradation de la matière organique, facilitant le travail des champignons et bactéries. En fait, dans le sol, existent beaucoup de micro-organismes qui travaillent dans la transformation des composés d'azote en formes qui peuvent être utilisés par les plantes et beaucoup sont des bactéries vivent dans la rhizosphère (une zone qui comprend la surface des racines et du sol qu'elle adhère). Certaines de ces bactéries - les nitrobactéries - peuvent utiliser l'azote de l'air et le convertir en composés utiles pour les plantes, un processus appelé fixation de l'azote. La capacité des bactéries pour dégrader une grande variété de composés organiques est très important et il y a des groupes spécialisés de micro-organismes qui travaillent dans la minéralisation de classes spécifiques de composés, comme, la décomposition de la cellulose qui est l'un des constituants les plus abondants des plantes. Chez les plantes, les bactéries peuvent également causer des maladies. Les bactéries décomposeurs agissent à décomposer les déchets et sont essentiels pour une tel tâche. Elles peuvent également être utilisées dans la bio-restauration agissant dans la biodégradation de déchets toxiques, y compris les déversements d'hydrocarbures. (Http:// pt.wikipedia.org / wiki / Detrit% C3% ADvoroe http://pt.wikipedia.org/wiki/Bactéria).

Détritus (géologie)......................................................................................................................................................................................................Detritus

Fragments (organiques) ou grains détachés et émoussées résultant de l'altération et érosion des roches.

Voir : "Sédiment"
&
"Sédimentation"
&
"Érosion"

En général, en géologie, le terme détritus est utilisé pour décrire une particule provenant des roches pré-existantes par des processus d'altération (décomposition des roches, sols et minéraux par contact direct avec l'atmosphère) et l'érosion (abrasion ou le déplacement des solides, autrement dit, d'un sédiment, sol, roche ou autre particule par le vent, eau ou glace en raison de la gravité ou due à des organismes vivants). Les détritus peuvent être des fragments lithiques (lorsque la roche pré-existant est facilement reconnue) ou fragments mono-minéraux (grains de minéraux). Ces particules sont, souvent, transportés par des processus sédimentaires vers les systèmes de dépôt tels que les cours d'eau, lacs ou océans, où ils se déposent en les strates ou couches sédimentaires. Ensuite, les processus diagénétiques peuvent les transformer en roches sédimentaires par cimentation (processus de déposition des minéraux dissous dans les interstices des sédiments) et lithification (processus par lequel les sédiments se compactent sous l'action de la pression, qui expulse les fluides entre les pores et, graduellement, les transforme dans une roche solide). Plus tard, les roches sédimentaires, à son tour, sont altérées et forment à nouveau des détritus. Dans cette photo, prise perpendiculaire à un plan de stratification, on reconnaît une série de détritus organiques qui font partie intégrante de la roche. Les petits fragments noirs d'argile carbonatée sont faciles à reconnaître. La présence de détritus organiques tels que le charbon est très fréquente dans les dépôts turbiditiques. En fait, les détritus organiques, lorsqu'ils sont associés à d'autres sédiments peuvent donner des informations précieuses sur l'environnement de dépôt. Par exemple, si dans une échantillon donnée, un géoscientiste reconnaît des détritus de charbon et de glauconite, probablement, l'échantillon provient d'un dépôt turbiditique. Si l'échantillon a des détritus de charbon, mais pas de débris de glauconite (authigène), elle provient, probablement, d'un environnement non-marin. Si l'échantillon a uniquement de la glauconite de néo-formation, il s'agit d'une roche qui a été déposée dans un environnement marin, sous une profondeur d'eau relativement petite. Ce critère, connu comme le carré de Selley, est utilisé par les géoscientistes qui contrôlent le forage d'un puits d'exploration, pour différencier les environnements de plate-forme et d'eau profonde.

Deuterogénique (roche)..........................................................................................................................................................................Deuterogenic

Composé de débris de roches et minéraux pré-existants. Une roche deuterogénique ou deuterogène contraste avec une roche protogénique qui désigne une roche cristalline ou ignée originale. Certains géoscientistes considèrent qu'un élément est deuterogénique quand il provient d'une roche protogénique et réservent le terme deutérique pour désigner les éléments relatifs à l'altération des roches ignées qui se produisent pendant les dernières étapes de leur consolidation.

Voir : "Détritus (Géologie)"
&
"Sédiment"
&
"Cycle des Roches"

Bien que ce terme soit, principalement, utilisé par rapport à des minéraux, on peut dire, aussi, que toutes les roches sédimentaires clastiques et roches métamorphiques sont deuterogéniques ou deuterogènes. En effet, les premières sont formées lorsque les sédiments se déposent à partir de l'air, glace, vent ou de courants d'eau qui chargent les particules en suspension. Les sédiments sont, généralement, formés lorsque la météorisation et l'érosion cassent les roches protogènes ou deutérogènes, dans une zone déterminée (zone de source, zone d'alimentation ou zone de provenance), dans un matériel non consolidé. Ce matériel est ensuite transporté depuis la zone de source jusqu'à la zone de dépôt. Le type de sédiments transporté dépend de la géologie de la région source des sédiments. Certaines roches sédimentaires, comme les évaporites et beaucoup de roches sédimentaires carbonatées sont composées de particules qui se forment dans le site de dépôt et, pour cela, elles ne peuvent pas être considérées comme des roches deuterogènes. Cela signifie que la nature d'une roche sédimentaire ne dépend pas seulement de la provenance des sédiments, mais aussi de l'environnement de dépôt dans lequel elle est formé. En revanche, d'autres roches, comme illustré dans cette figure sont généralement deuterogéniques, une fois que la plupart des clastes sont des fragments de roches pré-existantes, beaucoup desquelles sont protogènes. Les roches métamorphiques sont le produit de la transformation de tout type de roche (pathogènes ou deuterogènes) qui ont été portées vers un environnement où les conditions physiques (pression, température) sont très distinctes de celles où elle s'est formée. Dans ces environnements, de la haute pression et la température, des nombreux minéraux deviennent instables et réagissent pour former d'autres minéraux qui sont stables dans ces conditions.

Dévonien ..................................................................................................................................................................................................................Devonian

Période de l'ère Paléozoïque, après le Silurien et avant le Carbonifère qui a duré entre 400 et 345 millions d'années en arrière et correspond à un système de roches qui ont été décrites et étudiées, para la première fois, dans la région du Devonshire, en Angleterre.

Voir : "Temps Géologique"
&
"Paléozoïque"
&
"Chronostratigraphie"

Dans cette figure sont Illustrés toutes les périodes de l'Ère Paléozoïque. Les limites temps des différentes périodes varient selon les géoscientistes. De gauche à droite, vous pouvez voir les limites proposées par : (i) Holmes, 1937 ; (ii) Holmes, 1960 ; (iii) Kulp, 1961 ; (iv) NGS 82 (Odin et al., 1982) ; GTS 82 (Harland et al., 1982) ; GTS 89 (Harland et al., 1990) ; Odin & Odin, 1993 ; Gradstein & Ogg 1996; Laurie et al., 1996; Remane et al, 2000), 2004 GTS. Au cours du Dévonien, les mers étaient dominées par des brachiopodes et des coraux rugueux et tabulaires qui ont construit des grands biohermes ou les récifs dans les mers peu profondes. Les trilobites, encore très abondantes, ont commencé à disparaître à la fin du Dévonien. Les premiers poissons semblent être apparus dans le Dévonien (sarcoptérygiens) et leur diversification a été très rapide. Durant cette période géologique, la Terre a commencé à être colonisée. En fait, avant le Dévonien, il n'y avait pas des accumulations organiques dans les sols, ce qui, évidement, leur donnait une couleur rouge prédominante. Toutefois, depuis le début du Dévonien, la végétation terrestre a commencé à se développer. Les plantes n'avaient pas encore ni racine ni feuilles et beaucoup d'entre elles n'avait pas des tissus vasculaires. Les plantes, probablement, se sont dispersées par croissance végétative (croissance par division cellulaire sans reproduction sexuée) et ne poussaient plus que quelques centimètres. La première faune qui a vécu parmi ces plantes était, principalement, composée d'arthropodes. Près de la fin du Dévonien, les premières plantes à racines et feuilles sont apparues et se sont développées très rapidement, de telle sorte que les géoscientistes l'appellent explosion dévonienne. Cette apparition a été rapide et accompagnée d'une diversification des plantes terrestres et arthropodes. A la fin du Dévonien, les plantes à graines sont apparues. Pendant le Dévonien, les océans du Paléozoïque ont commencé à se fermer pour former, plus tard, le supercontinent Pangée. Les poissons d'eau douce ont pu migrer des continents de l'hémisphère sud vers l'Amérique du Nord et Europe. Les forêts ont progressé pour la première fois dans les régions équatoriales du Canada.

Diachronique (lithologie)............................................................................................................................................................................Diachronous

Quand il ou elle n'a pas le même âge. En géologie, par exemple, une lithologie, autrement dit, un faciès est diachronique s'il ne représente pas le même période de temps sur toute son étendue.

Voir : "Lithostratigraphie"
&
"Chronostratigraphie"
&
"Unité Chronostratigraphique"

Cette tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique de l'offshore de l'Indonésie (offshore Est de l'île de Bornéo), a été faite en environnements sédimentaires, autrement dit, indépendamment des lignes chronostratigraphiques qui coïncident, généralement, avec les réflecteurs sismiques. En d'autres termes, le géoscientiste en charge de l'interprétation a tenté de cartographier les environnements de dépôt les plus probable. Dans cette région, il est relativement facile d'identifier les successives ruptures côtières de l'inclinaison de la surface de déposition qui coïncident approximativement avec les successifs rebords continentaux du bassin. En fait, pendant la plupart du temps, le bassin n'avait pas de plate-forme continentale, puisque les épisodes transgressifs sont minces et, souvent, en dessous de la résolution des lignes sismiques. Ainsi, quand les conditions géologiques de haut niveau (de la mer) sont prédominantes, les rebords continentaux correspondent, pratiquement, aux ruptures côtières de l'inclinaison de la surface de déposition (plus ou moins la ligne de côte) qui, a son tour, correspondent à la limite externe de la plaine deltaïque ou côtière. Ainsi, on peut dire que près des ruptures côtières se sont déposé les sables du delta front ou calcaires, alors qu'à montant, dans la plaine côtière, se sont déposé des siltes, des argiles et sables argileux. D'autre part, en aval sur le talus continental, se sont déposé des argiles marines schistes, qui sont largement prédominantes. Le faciès (lithologie et faune) du front du delta (sable et calcaire) sont diachroniques, une fois qu'ils se sont déposés en temps géologiques différentes, c'est-à-dire, qu'ils recoupent, les lignes chronostratigraphiques comme illustré ci-dessus. Notons que dans cette tentative d'interprétation, la plaine deltaïque se réfère à l'édifice deltaïque et non un delta particulier. Un delta, en général, a une épaisseur allant de quelques mètres à plusieurs dizaines de mètres, tandis que l'épaisseur de l'édifice deltaïque, comme illustré ici, peut avoir plusieurs kilomètres. Par conséquent, les progradations deltaïques qui forment le talus du delta et qui ne peuvent presque jamais être identifiées sur les lignes sismiques, ne doivent pas être confondues avec les progradation du talus continental.

Diagénèse ...............................................................................................................................................................................................................Diagenese

Toutes les changements physiques, chimiques et biologiques subis par les sédiments dès le moment de dépôt jusqu'à sa conversion en roches solides et, ensuite, jusqu'au début du métamorphisme.

Voir : "Déposition (carbonates)"
&
"Compaction"
&
"Cycle des Roches"

Après le dépôt, les sédiments sont compactés, au fur et à mesure qu'ils sont enterrés, sous les couches déposées sus-jacentes et cimentés par des minéraux précipités des solutions qui remplissent l'espace entre les grains (pores). Les grains de sédiments, fragments de roche, ainsi que des fossiles, peuvent être remplacés par d'autres minéraux durant la diagénèse. La porosité (pourcentage du volume d'espace vide ou contenant des fluides), diminue au cours de la diagénèse, sauf dans de rares cas de dissolution de certains minéraux au cours de la dolomitisation. Rappelons que la diagénèse ne comprend pas les processus d'altération, c'est-à-dire, les agents physiques, chimiques et biologiques qui les décomposent, en général, à la surface de la Terre (pressions et températures basses) en présence de l'air et eau. La formation d'hydrocarbures (pétrole et gaz) à partir de matière organique des roches mères commence, aussi, durant la diagénèse qui, dans certaines limites, se distingue mal du métamorphisme (transformation sans changement d'état de la structure ou composition chimique d'une roche ou un minéral qui est soumise aux conditions de température et pression distinctes que celles qui l'ont formé ou quand elle reçoit une injection de fluides). La différence fondamentale entre diagénèse et métamorphisme est que celui-ci se déroule à des températures et pressions élevées, autrement dit, dans un domaine plus profond que celui de la diagénèse. Dans certains processus diagénétiques, comme illustré dans cette figure, un minéral (paléosome ou minéraux primaire) peut être remplacé par un autre (métasome ou minérale secondaire). Un tel processus implique deux réactions chimiques simultanées : (i) Dissolution du minéral originel et (ii) Précipitation du minéraux secondaire, qui se produisent au même taux volumétrique (sans aucun changement dans le volume) respectant ainsi la loi de Goguel. Ce processus est, souvent, illustrée par la dolomitisation de la calcite. Les gros cristaux de dolomite, illustrés ci-dessus, ont remplacé les bioclastes de foraminifères et échinodermes. Les structures visibles sont les images résiduelles de la structure originale des allochimiques.

Diagramme Chronostratigraphique....................................................................................................Chronostratigraphic chart

Diagramme stratigraphique, dans lequel l'échelle verticale est en temps géologique et l'horizontale en mètres et égal à l'échelle de la section géologique équivalente, afin que toutes les informations stratigraphiques puissent être illustrées.

Voir : "Coupe Géologique"
&
"Section Temps (sismique)"
&
"Temps Géologique"

Dans cette figure, est illustrée la différence entre un profil stratigraphique (en bas) qui, en général, est basée sur des tentatives d'interprétation géologiques de lignes sismiques (échelle verticale et horizontale sont métriques) et le diagramme stratigraphique correspondant (en haut), dans lequel l'échelle horizontale est la même que celle du profil stratigraphique, mais la vertical est très différent vu qu'elle est en temps géologique (My). Lorsqu'un profil stratigraphique est cohérent et exhaustif, tout ce qui est évident dans le diagramme stratigraphique est illustré dans le profil stratigraphique, mais beaucoup plus facile à reconnaître. Les discordances (surfaces d'érosion induites par des chutes relatives du niveau de la mer) qui séparent les cinq paquets sédimentaires sont évidentes sur le profil stratigraphique, mais l'érosion est plus flagrante dans le diagramme stratigraphique. De même, l'épaisseur maximale de chaque intervalle est difficile à déterminer sur le profil stratigraphique, tandis que sur le diagramme, elle est évidente. Les terminaisons des réflecteurs (ou interfaces géologiques associées) et les surfaces d'aggradation et progradation sont, également, plus faciles à identifier dans le diagramme stratigraphique. L'une des rares choses plus évidente dans le profil stratigraphique est la configuration interne des différents intervalles sédimentaires (c'est pourquoi elle doit toujours être dessinées sur les profiles). La construction d'un diagramme stratigraphique peut être faite, uniquement, si le profil stratigraphique, basé sur une tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique (version profondeur), est calibrée en temps géologique. Ceci implique que les discordances qui limitent les cycles stratigraphiques, soient bien datées. C'est sur ce sujet que la stratigraphie séquentielle est importante, puisque que très rarement un puits d'exploration peut donner l'âge exact d'une discordance, lequel est donné par l'âge des cônes sous-marins de bassin qui soulignent l'hiatus de dépôt minimum et qui peuvent être facilement datés par l'étude de carottes, où la couche pélagique est facile à reconnaître et échantillonner.

Diagramme Eustatique.........................................................................................................................................Global cycle chart (eustasy)

Diagramme qui met en évidence la simultanéité des variations relatives du niveau marin dans les bassins sédimentaires, plus ou moins, éloignés les uns des autres.

Voir : "Cycle Eustatique"
&
"Cycle Stratigraphique"
&
"Variation Relative (du niveau de la mer)"

Comme toutes les conjectures scientifiques, avec le temps, les courbes originales des variations relatives du niveau marin proposés par Exxon (1977) ont été critiqués, avec l'incorporation d'un grand nombre de données de champs pétroliers, puits d'exploration et données sismiques. Par conséquent, les courbes initiales ont été nettement améliorées, c'est-à-dire, devenues de plus en plus difficiles à réfuter. La critique de la non publication les données de la part d'Exxon, actuellement, n'est plus valide. L'idée de base des géoscientistes d'Exxon était que dans les dépôts sédimentaires, l'eustasie est prédominante par rapport à la tectonique et que de ce fait, lors d'un cycle eustatique se dépose un cycle stratigraphique, qu'il s'agisse d'un cycle-séquence (cycle eustatique de 3ème ordre) ou d'un cycle d'empiétement continental (cycle eustatique de 1e ordre). D'autre part, ils ont admis qu'il y avait une série de corrélations globales des cycles eustatiques, et que toutes les données stratigraphiques (terrain et sismiques) pouvaient être interprétées conformément à ce concept. Cependant, certains géoscientistes, comme Miall (1977) continuent a ne pas accepter, complètement, une telle conjecture, due à non-publication des données par Exxon. D'autres géoscientistes, comme, Robin, Guillocheau & Gaulier (1998), considèrent que la quantification des facteurs eustatiques et tectoniques dans le contrôle des enregistrements sédimentaires est l'une des questions fondamentales de la dynamique des bassins sédimentaires et ils ont proposé deux méthodes qui permettent : (i) Calculer l'accommodation, autrement dit, l'espace disponible pour les sédiments, à l'échelle d'un bassin; (ii) Distinguer l'accommodation local (10-100 km longueur d'onde) de l'accommodation à l'échelle du bassin. En fait, il semble qu'un signal local est d'origine tectonique, alors un signal à l'échelle d'un bassin a, généralement, deux sources: une eustatique et l'autre tectonique. Cependant, le calcul de l'accommodation nécessite : (a) Une analyse séquentielle, non seulement des lignes sismiques, mais, aussi, des diagraphies électriques ; (b) L'analyse biostratigraphique des témoins de sondage ; (c) Des lithologies non-compactées; et (d) La détermination des paléo-profondeurs et paléo-latitudes des différents intervalles sédimentaires.

Diagramme de Hjulstrom...............................................................................................................................................Hjulstrom diagram

Graphique utilisé en hydrologie pour déterminer si un cours d'eau érode, transporte ou dépose les sédiments et que pour cela entre en ligne de compte avec la taille des sédiments.

Voir : "Fleuve"
&
"Déposition Fluviale"
&
"Transport (sédiments)"

Comme on peut constater sur cette figure, le diagramme de Hjulström prend en ligne de compte la taille des sédiments (axe des abscisses) et la vitesse d'écoulement du courant (axe des ordonnées). L'échelle sur les deux axes est logarithmique. La courbe supérieure indique la vitesse critique de l'érosion en centimètres par seconde (cm / s) fonction de la taille des particules, exprimée en millimètres. La courbe inférieure indique la vitesse de déposition en fonction de la taille des particules. Ce diagramme décrit plusieurs concepts clés sur les relations entre l'érosion, transport et dépôt. Dans la partie droite du diagramme, c'est-à-dire lorsque la taille des particules est importante (galet, gravier, granule, etc.), ou en d'autres termes, quand le frottement est la force dominante qui empêche l'érosion, les deux courbes sont, plus au moins, parallèles et relativement proches l'autre de l'autre, ce qui veut dire que la vitesse augmente avec la taille des particules. Dans la partie gauche du diagramme, où les particules sédimentaires sont plus cohésives (argile et limon) la vitesse de l'érosion augmente au fur et à mesure que la taille des particules diminue, puisque les forces de cohésion sont, relativement, plus importantes lorsque les particules sont plus petites. D'autre part, la vitesse critique de déposition dépend de la vitesse de sédimentation qui diminue avec la diminution de la granulométrie. Ce schéma montre que les particules de sable avec une taille autour de 1 mm nécessitent, pour éroder, une vitesse d'écoulement du courant plus petite. Tout cela signifie que plus la taille des particules est grande plus grande doit être la vitesse d'écoulement pour qu'elles puissent éroder (généralement, le lit du courant) et qu'elles se déposent même quand la vitesse de l'écoulement est significative. Au contraire, quand la taille des particules est petite, pratiquement, elles ne se déposent pas même quand la vitesse de l'écoulement est petite; elles érodent seulement quand la vitesse de l'écoulement est importante. En d'autres termes, le maximum d'érosion pour un minimum de vitesse d'écoulement se fait pour les particules sédimentaires de dimensions comprises entre 0.1 et 1 mm, c'est-à-dire, pour le sable.

Diagraphie Électrique.......................................................................................................................................................................Electric log

Terme générique pour toute diagraphie que illustre mesures de courants électriques ou potentiels induits dans les roches d'un puits sans ou avec revêtement.

Voir : "Diagraphie d'Inclinaison ("dipmeter")
&
"Diagraphie de la Radioactivité"
&
"Diagraphie de la Vitesse (sonique)"

Actuellement, la plupart part des diagraphies est interprétée automatiquement, ce qui signifie qu'elles donnent une lecture en continue de la lithologie, porosité et pourcentages des différents fluides présent dans les pores. Bien que tels diagraphies semblent très convaincantes, surtout quand présentées en couleur, il est préférable de vérifier, toujours, les données originales et, en particulier, de les contrôler avec les diagraphies non-électriques faites au cours du forage. La plupart des interprétations automatiques ne tiennent pas compte la présence de minéraux aberrants, qui peuvent invalider tout le processus d'interprétation. Ainsi, une présence significative de paillettes de mica dans les sable sera lue, par les diagraphies, comme argile ce qui donnera de fausses valeurs de la porosité et le sable (intervalle réservoir potentiel) sera, automatiquement, interprété comme un intervalle argileux sans aucune qualité de roche réservoir. Dans notre carrière professionnelle, nous avons détecté plusieurs erreurs de ce type, en particulier, celles induites par la présence de glauconite. Ce minéral est très abondant dans les sables transgressifs, qui, en général, sont des réservoirs potentiels de bonne qualité et qui, surtout, peuvent constituer des pièges stratigraphiques potentiels (en raison de sa géométrie rétrogradante), influence beaucoup la réponse des diagraphies de telle façon que les sables peuvent être interprétés, à tort, comme des argiles. Les diagraphies peuvent également être utilisées pour déterminer la lithologie et le milieu de déposition. Les diagraphies du potentiel spontané et rayon gamma peuvent indiquer la granulométrie (grano-décroissance ou grano-croissance vers le bas ou vers le haut) d'un intervalle gréseux. La diagraphie du potentiel spontané est, localement, contrôlée par la perméabilité qui augmente avec la taille des grains. Dans ce type de diagraphie, le maximum de déflexion vers la gauche, se produit dans les intervalles les plus perméables. Ainsi, le potentiel spontané enregistre, généralement, une granulométrie. Les diagraphies des rayons gamma peuvent également être utilisés pour indiquer la teneur en argile des sables, laquelle, en général, augmente au fur et à mesure que la taille des particules diminue.

Diagraphie de l'Inclinaison (dipmeter) ................................................................................................................................Dipmeter log

Diagraphie électrique qui indique les valeurs de la magnitude et azimut des couches traversées par un puits, en général, un puits d'exploration pétrolière.

Voir : "Diagraphie Électrique”
&
"Discordance"
&
"Faille"

La diagraphie de l'inclinaison mesure la direction de l'inclinaison des couches adjacentes au puits. Fondamentalement, il s'agit d'une diagraphie de micro-résistivité avec une sonde à plusieurs bras, qui enregistrent, séparément, la micro-résistivité dans le puits, et d'un compas magnétique qui enregistre l'orientation de la sonde, au fur et à mesure qu'elle est retirée du puits. Un ordinateur corrèle les quatre micro-résistivité mesurées et calcule la magnitude et direction des plans de stratification, ainsi que la consistance du calcul. Dans une diagraphie de l'inclinaison il y a quatre configurations possibles : (i) Configuration verte : ensemble de valeurs uniformes et faibles qui correspondent, généralement, à l'inclinaison des argiles et indique le comportement structural des couches ; (ii) Configuration rouge : ensemble de valeurs décroissantes vers le haut qui peut être induit, par exemple, par la compaction des argiles sus-jacentes à un récif, cordon littoral sableux, remplissage d'un chenal par des sables ou par la présence de plis, failles ou discordances renforcées par la tectonique ; (iii) Configuration bleu : ensemble de valeurs croissantes ver le haut qui peut être causé par les progradations du talus d'un récif, corps gréseux ou par la présence de cônes sous-marins (de bassin ou talus), deltas, failles, plis ou discordances ; (iv) Configuration chaotique : ensemble de valeurs chaotiques qui peut être induit par la mauvaise condition des parois du puits ou par la présence de fractures, glissements de terrains ou de n'importe quelle structure géologique avec une configuration chaotique. L'interprétation de la diagraphie d'inclinaison qui indique l'ampleur, direction d'inclinaison des couches, est une étape importante dans l'analyse séquentielle. Elle permet de tester l'emplacement des discordances et, dans certains cas, des cortèges sédimentaires qui composent un cycle-séquence. La dispersion des valeurs peut donner de précieuses informations sur l'environnement sédimentaire des différents intervalles traversés par la sonde, car la dispersion dépend beaucoup de l'énergie de dépôt. Les argiles pélagiques, par exemple, sont caractérisées par une faible dispersion, ce qui n'est pas le cas du remplissage d'un chenal par du sable.

Diagraphie de la Radioactivité...................................................................................................................................Radioactivity log

Diagraphie qui mesure la radioactivité naturelle des formations géologiques en utilisant un compteur à scintillation, au fur et à mesure que la sonde est retirée du puits. La diagraphie de la radioactivité est aussi appelée diagraphie du rayon gamma. Le principal élément radioactif qui se trouve dans les roches est le potassium, qui est très commun dans les argiles riches en illite, mais aussi, bien que moins quantité, dans les feldspaths, mica et glauconite.

Voir : "Diagraphie Électrique"
&
"Discordance"
&
"Cortège Transgressif"

La diagraphie de la radioactivité est, normalement, la diagraphie du rayon gamma, bien que deux autres diagraphies puissent, également, mesurer la radioactivité : (i) Diagraphie du neutron et (ii) Diagraphie de la densité. La diagraphie de la radioactivité (rayon gamma) utilise un compteur à scintillation pour mesurer la radioactivité naturelle des formations géologiques, au fur et à mesure, que la sonde est retirée du puits. Dans les roches, le principal élément radioactif est le potassium, qui est très commun dans les minéraux argileux. La radioactivité est mesurée en unités d'API ("American Petroleum Institute"), en général, illustrées à l'échelle 0-100° ou 0-150° API. Comme illustré ci-dessus, les lectures de la radioactivité sont présentés en même temps que la diagraphie du potentiel spontané (PS). Le rayon gamma peut être utilisé de la même manière que le potentiel spontané, avec une ligne de base (référence) pour les valeurs données par les argiles. Une déflexion de cette ligne vers la gauche (valeurs faibles) suggère un changement de faciès (lithologie), comme, un passage d'argiles à sables ou calcaires. Comme les lectures du rayon gamma sont affectés par le diamètre du puits, la diagraphie diamètre (changements de diamètre du puits) est toujours affichée à côté du rayon gamma. La diagraphie diamètre indique les changements de diamètre du puits, mais, également, les niveaux les plus perméable traversés par le puits, une fois que la boue de forage s'agglutine en juxtaposition à ce niveaux rétrécissant, ainsi, le diamètre du puits. Lorsque les variations de diamètre du puits sont très grandes et affectent beaucoup la lecture de la radioactivité, cette diagraphie peut être facilement faite après que le puits ait été revêtit par des colonnes d'acier qui le protège. Dans la stratigraphie séquentielle, la diagraphie de la radioactivité permet de localiser facilement des discordances principales, en particulier, quand le cortège transgressif repose directement sur la discordance (inférieure), comme c'est le cas illustré dans cette figure.

Diagraphie de Température.............................................................................................................................................Temperature log

Diagraphie qui mesure la variation de la température à l'intérieur d'un puits, c'est-à-dire, qui détermine les anomalies de températures par rapport au gradient moyen (gradient géothermique). La plupart des anomalies de température sont associées à des entrées de fluides dans le puits, depuis les formations géologiques ou, au contraire, d'une fuite des fluides du puits (boue) vers les formations.

Voir : "Diagraphie Électrique"
&
"Flux Thermique"
&
"Roche-mère Potentielle"

Rappelons nous que le gradient géothermique est le taux d'augmentation de la température par unité de profondeur dans la Terre (généralement 100 mètres). Loin des limites des plaques tectoniques, le gradient géothermique est en moyenne de 25-30° C par kilomètre de profondeur. Dans l'exploration pétrolière, le gradient géothermique, qui varie sensiblement d'une région à l'autre, est généralement mesuré pour déterminer la température du fond du puits après le forage. Cette opération nécessite que les fluides de forage atteignent la température ambiante (température confortable pour l'homme, qui est comprise entre 18° et 28° C), ce qui est difficile à obtenir pour des raisons diverses. Dans cette figure (puits de Pataya, ville de Can Tho dans le delta du Mékong, au Vietnam), la diagraphie de température est illustrée à gauche. Le gradient géothermique dans cette région est d'environ 30° C par 100 mètres. En raison de la variation annuelle de la température, la température naturelle augmente avec la profondeur comme on peut le constater ci-dessus, surtout, à partir de 20-30 m. Les déviations de l'augmentation de la température normale peuvent indiquer des mouvements verticaux de l'eau, soit dans la puits soit dans les roches. Les diagraphies du rayon gamma et de la résistivité sont illustrées sur la droite. Il y a trois diagraphies pour déterminer la résistivité électrique des roches traversées par un puits : (i) Normale ; (ii) Latérale et (iii) Induction. Dans la diagraphie normal (conventionnel), on enregistre le potentiel électrique et on détermine le flux de courant entre un électrode placé dans la sonde et un autre en surface. Pour cela, une paire d'électrodes (de courant et d'enregistrement) est placé dans la sonde pour mesurer les changements de la résistivité des formations géologiques, au fur et à mesure que la sonde est retirée vers la surface. La distance entre l'électrode courant et l'électrode d'enregistrement, qui peut être variable, détermine à que distance des parois du puits de forage la résistivité est mesurée.

Diagraphie de la Vitesse (sonique)..................................................................................................................................................Sonic log

Diagraphie qui mesure l'intervalle de temps que les ondes acoustiques, émises par l'extrémité supérieure de la sonde, dépensent pour transiter vers l'extrémité inférieure via les parois du puits, c'est-à-dire, à travers les formations géologiques adjacentes.

Voir : "Diagraphie Électrique"
&
"Impédance (acoustique)"
&
"Formation (géologique)"

Dans a diagraphie de vitesse (sonique), les temps de trajet des clics, émis d'une extrémité de la sonde, sont enregistrées par un ou plusieurs récepteurs placés dans l'autre extrémité de la sonde. Les ondes sonores voyagent, normalement, plus rapidement dans des formations géologiques que dans la boue de forage. L'intervalle de temps de transit (Δt), qui est mesurée en microsecondes par pied peut être utilisé pour calculer la porosité d'après la formule : Φ = (Δtlog - Δtma) / (Δtf - Δtma), où Δtlog est l'intervalle de temps du transit d'enregistré, Δtma est la vitesse de la roche à Φ = 0 et Δtf la vitesse du fluide interstitiel. La diagraphie de vitesse peut être appliqué dans des puits revêtus ou non. Cette diagraphie est des diagraphies qui permettent calculer la porosité, bien que de façon moins rigoureuse, car elle est fortement influencée par la lithologie. En effet, une fois que les ondes acoustiques voyagent plus vite dans les calcaires que dans le sable et argiles (en tenant compte de la compaction), elle est, principalement, utilisée pour identifier la lithologie et ainsi pour corréler les différents puits. D'autre part, elle est très utile aux géoscientistes, car elle permet de déterminer les vitesse d'intervalle des formations géologiques et ainsi corréler le temps des réflecteurs sismiques dans les roches autour du puits. Dans cette figure, est, également, illustré la diagraphie du potentiel spontané (PS) qui enregistre le potentiel électrique entre une électrode placée dans la sonde et une électrode fixé en surface. Cette diagraphie peut, aussi, être utilisé soit dans des puits revêtus ou non. Dès qu'une formation géologique a un minimum de perméabilité, la diagraphie du potentiel spontané souligne la différence de salinité entre la boue de forage et de l'eau de formation. La charge électrique est produite par le flux d'ions (Na^ + et Cl^-) des solutions, plus ou moins concentrées. Normalement, le flux est de l'eau de formation salée vers la boue de forage qui, généralement, n'est pas salée. Le potentiel électrique est essentiellement liée à la perméabilité d'une formation.

Dichothermie...............................................................................................................................................................................................Dychothermy

Inversion de la stratification thermique des eaux marines.

Voir : "Isothérmique"
&
"Stratification (eau)"
&
"Océan Bleu"

La stratification thermique se réfère à la stratification qui a lieu, en particulier pendant les mois chauds, quand un intervalle chaud, moins dense (épilimnion) recouvre un intervalle d'eau froid et plus dense (hypolimnion). La stratification thermique est un phénomène fréquent dans les lacs profonds et tempérés comme le lac Onondaga. Entre ces deux intervalles d'eau il y a un troisième intervalle (métalimnion) où il y a des fortes différences verticales de température et par conséquent, où la densité prévaut. Le profil vertical de température illustré ci-dessous montre un tel cette superposition pour un profil d'été hypothétique. La construction de ce graphique peut sembler quelque peu atypique par rapport aux formats utilisés dans d'autres disciplines - en surface on place le sommet de l'axe Y (axe des profondeurs croissantes vers le bas). Ce format est couramment utilisé par les géoscientistes qui étudient les lacs (limnologues), en tous les profils verticaux, une fois que sa configuration est consistante avec le caractère des mesures verticales du profil. La stratification thermique est considérée comme un régulateur important du métabolisme global des lacs. L'épilimnion est relativement bien mélangé, car il est soumis à un mélange induit par le vent. En revanche, le mélange est plus limité dans l'hypolimnion, car les couches plus profondes des lacs sont isolées des apports d'énergie de la surface. Les échanges de substances dissoutes entre l'épilimnion et l'hypolimnion (à travers le métalimnion) sont assez limitées en raison du faible niveau de turbulence et mélange. Plus grande est le gradient température / densité du métalimnion, moins il y a d'échanges à travers cette couche. Un tel mélange (limité) a des implications dans le recyclage de constituants essentiels (nutriments et oxygène dissous). Les caractéristiques de la stratification thermique d'un système, comme le temps de recyclage et début de la stratification, épaisseur et température de ces intervalles sont des manifestations d'un certain nombre de caractéristiques spécifiques du système et de l'influence des conditions l'environnementales (forçage). Ces caractéristiques sont régies par la morphologie du bassin (taille, forme, profondeur), contexte géologique, conditions météorologiques, hydrologie et pénétration de la lumière.

Diffluence...............................................................................................................................................................................................................Diffluence

Branchement d'un chenal fluviatile ou de marée dans en bras qui se séparent et que se ne ré-assemblent plus. Un diffluence se produit lorsque la pente du profil longitudinal du thalweg est très faible et le chenal est incisée dans une plaine d'inondation soumise à inondations. Le point de ramification est le point de diffluence.

Voir : "Fleuve"
&
"Défluent"
&
"Delta"

Les zones de diffluence sont importants dans la stratigraphie séquentielle, une fois quelles sont très sensibles aux variations relatives du niveau de la mer vu que le profil provisoire des cours d'eau et de ses ramifications est pratiquement subhorizontal. Ainsi, une petite montée relative du niveau de la mer (eustasie + subsidence ou soulèvement) provoquera une inondation totale de la région, détruisant une grande partie, sinon la totalité, des dépôts de débordement et, particulièrement, les digues naturelles marginales plutôt que les bras du fleuve. De même, une chute relative du niveau de la mer, même minimum, déplacera vers la mer et vers le bas la ligne de côte, ainsi que dépôts côtiers. Le niveau de la mer sera plus bas que le rebord du bassin et l'ancienne plate-forme sera entièrement exhumée et exposée à l'action des agents érosifs. Comme la ligne de côte se déplacera vers l'aval et vers le bas, le profil provisoire du courant principal et des défluents associés (le profil d'équilibre d'un courant n'est jamais atteint) sera rompu, ce qui forcera les courants a inciser leurs lits pour qu'un nouveau profil provisoire soit, plus tard, atteint. En même temps, l'appareil deltaïque et le point diffluence se déplaceront vers l'aval du rebord du bassin, créant, si les conditions sont favorables, un appareil deltaïque dans le prisme de bas niveau qui commencera à se déposer dès que le niveau de mer commencera de nouveau à remonter. Tout cela va créer des vallées incisées qui sont, en fait, des manifestations de la surface d'érosion, autrement dit, de la discordance créée par la chute relative du niveau de la mer. Dès que le niveau relatif de la mer augmente suffisamment, le dépôt du prisme de bas niveau atteint sa phase terminale et le niveau de la mer commencera à inonder et à remplir de sédiments les vallées incisées qui seront entièrement remplies, lorsque de l'inondation de la plaine côtière de la région et de la formation la première surface de transgression qui déplacera, à nouveau, la ligne de la côte vers l'amont.

Diffraction (onde sismique).....................................................................................................................................................................Drainage density

Dispersion radiale d'énergie sismique incident dans les discontinuités abruptes des interfaces, notamment dans les structures où le rayon de courbure est plus court que la longueur de l'onde incidente, autrement dit, dans les zones où les lois de la réflexion et de réfraction ne sont pas respectées.

Voir : "Réflexion Latérale"
&
"Loi de Snell"
&
"Réflexion Positive"

L'analogie entre la théorie des rayons sismiques et l'optique généralise le concept de diffraction (transmission d'énergie par un rayon de trajet non-géométrique). Dans les données sismiques les diffractions se produisent lorsque le rayon de courbure de la surface réfléchissante est plus petite de quelques longueurs d'onde de l'onde incidente. La théorie des zones de Fresnel dit, que les ondes sont réfléchies par une surface, plus ou moins grande (zone de Fresnel), et non pas un point. Selon cette théorie, un rayon qui atteint le bord d'un réflecteur, bien que la géométrie de sa trajectoire rectiligne, un observateur ne peut pas le voir (ce qui reflète c'est une zone et non un point), puisque l'énergie est diffractée autour de l'extrémité du réflecteur. La première zone de Fresnel peut être vue comme celle d'un cône qui a le sommet dans l'extrémité du réflecteur. Les diffractions se produisent dans les terminaisons des réflecteurs, comme, dans le cas d'une faille. Elles sont, en général, hyperboliques et traversent les outres réflecteurs, ce qui signifie qu'elles n'ont pas une valeur chronostratigraphique. Dans cette ligne non-migrée, il y a des nombreuses diffractions qui suggèrent l'existence de discontinuités entre deux blocs faillés. Dans le bloc soulevé (à gauche), l'amplitude dans des diffractions est supérieure à celle des réflexions. En bas à gauche, les diffractions sont créés par un point situé en dehors du plan du profil sismique. Contrairement à une idée très acceptée, les ondes ne se propagent pas en ligne droite, mais suivant un trajet le long du quel elles dépensent le moins de temps. Dans une ligne sismique, le plan de faille peut être défini par la ligne qui passe par les apexes des diffractions, comme illustré ci-dessus. La forme hyperbolique des diffractions est due à l'hypothèse de la méthode PPC (Point de Profondeur Commun), dans laquelle la source sismique et sa trace sont déplacées vers le bas de la ligne de tir, pour que les réflexions de la même couche soient capturées par les géophones dans des positions légèrement différentes et que la réflexion soit créée par le point moyen entre le géophone et la source.

Direction de Dépôt ....................................................................................................................................................................Depositional strike

Direction des limites de la ceinture des sédiments de talus ou des dépôts sédimentaires ou orientation des dépôts sédimentaires qui sont continues sur une surface de talus (deltaïque ou continental).

Voir : "Inclination du Dépôt"
&
"Méandre"
&
"Talus Continental"

Dans cette tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique régionale de l'offshore du Mozambique, il est évident, au moins localement, que la direction de déposition est Nord-Sud. L'angle des progradations, qui forment les successifs talus continentaux de l'intervalle progradante, est maximum, c'est-à-dire, l'inclinaison des progradations correspond à l'inclinaison des sédiments, laquelle est orthogonale à la direction de la surface de déposition. Cela signifie que par rapport à l'intervalle progradante, la ligne sismique est, plus ou moins, parallèle à la direction de l'apport terrigène. Probablement, ceci est également vrai par rapport à l'intervalle aggradante, mais sur cette ligne la corroboration de cette conjecture est difficile. La géométrie interne des réflecteurs de l'intervalle aggradante est très déformée par l'artefact sismique induit par la rapide et abrupte variation latérale de la tranche d'eau. Tous les réflecteurs de la partie droite de la ligne (sous une grande tranche d'eau), sont trop profondes (en temps), car la vitesse des ondes sismiques est plus petite dans l'eau que dans les sédiments. En d'autres termes, les ondes sismiques ont pris plus de temps pour arriver aux interfaces réfléchissantes, parce qu'elles ont dû traverser la tranche d'eau. La limite entre l'intervalle sédimentaire aggradante et progradante correspond à surface de base des progradations principale du Mésozoïque (SBP. 91.5 Ma) avec laquelle, en général, sont associées les roches-mères marines potentielles du Mésozoïque. Cependant, comme il est facile de constater, l'enfouissement de ces roches-mères, est suffisant (au moins dans cette région) pour que la matière organique ait atteint la maturation, autrement dit, pour générer des hydrocarbures. Plusieurs paquets sédimentaires (sous-cycles d'empiétement continental induits par des cycles eustatiques de 2ème ordre) peuvent se mettre en évidence dans l'intervalle progradante (au-dessus de la surface de base des progradations). Certains de ces paquets ont été déposés en conditions géologiques de bas niveau. Dans le paquet supérieur qui a été déposé sous conditions géologiques de haut niveau marin, il est facile de reconnaître que les lignes de faciès (même lithologie) coupent les lignes temps (les réflecteurs sismiques qui ont une géométrie sigmoïde).

Disconformité............................................................................................................................................................................................Disconformity

Lorsque les strates, ou les réflecteurs sismiques sont, plus ou moins, parallèles à la limite d'un cycle stratigraphique ou quand il n'y a pas évidence d'une terminaison des strates ou réflecteurs, contre une limite d'un cycle stratigraphique. Sur le terrain, une disconformité n'implique pas nécessairement une érosion, laquelle, en général, quand petite, n'est pas visible sur les lignes sismiques. En fait, une certaine quantité de l'érosion se produit dans tous les limites des cycles stratigraphiques. Cependant, les intervalles de temps associés à une discordance ou disconformité peuvent représenter des périodes, plus ou moins, significatifs, d'exposition sub-aérienne avec un minimum d'érosion, comme les vallées ou vallées incisées, qui sont, souvent, en dessous de la résolution sismique.

Voir : "Conformité"
&
"Discordance"
&
"Chute Relative (do niveau de la mer)"

Dans cette tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique de l'offshore sud de l'île aux Ours (Norvège), les surfaces d'érosion qui caractérisent les discordances (supérieure et inférieure) et limitent le bassin de type-rift sont bien individualisés, car elles ont été renforcées par tectonique (discordances angulaires). Au contraire, les limites entre les différentes paquets sédimentaires considérés dans la marge divergente doivent, au moins dans les premières tentatives d'interprétation, être considérés comme des disconformités, car, sismiquement, aucune surface d'érosion peut être mis en évidence. Les configurations internes des paquets sédimentaires qui forment cette marge divergente, sont, plus ou moins, parallèles, et aucune terminaison de biseaux d'aggradation ou de progradation existe entre eux. Les biseaux d'aggradation, visibles dans cette tentative, sont ceux qui ont fossilisé la discordance associée avec la rupture de la lithosphère, c'est-à-dire, la discordance qui limite, supérieurement, le bassin de type rift. Cependant, il est possible que sur d'autres lignes, les disconformités puissent être considérées comme des discordances. Si sur une ligne parallèle, un remplissage d'un canyon sous-marin ou d'une vallée incisée est identifiée le long d'une disconformité, elle doit être considérée, par corrélation latérale, comme une discordance, induite par une chute relative du niveau de la mer. C'est pour cela, que les géoscientistes essayent toujours de localiser les différents rebords du bassin, où les biseau d'aggradation sont plus faciles à mettre en évidence.

Discontinuité de Conrad................................................................................................................................................Conrad discontinuity

Surface sub-horizontale de la croûte continentale à partir de laquelle la vitesse des ondes sismiques augmente de manière discontinue. Dans les régions continentales, cette discontinuité se situe, généralement, entre 15 et 20 km de profondeur, cependant, elle ne se trouve pas dans les régions océaniques. La plupart des géoscientistes considèrent la discontinuité de Conrad comme la limite entre la croûte supérieure et inférieure.

Voir : "Croûte"
&
"Discontinuité de Moho"
&
"Lithosphère"

La discontinuité de Conrad est considérée comme la limite entre la croûte continentale inférieure et supérieure. Cette discontinuité n'est pas aussi prononcée que la discontinuité Mohorovicic, et ne se reconnaît pas dans certaines régions continentales. Jusqu'au milieu du siècle XX, la croûte supérieure dans les régions continentales a été considérée comme composée de roches felsiques comme le granit (Sial), et la croûte inférieure comme composée de roches mafiques, plus riches en magnésium, comme le basalte (Sima). Ainsi, les géoscientistes de cette époque croyaient que la discontinuité de Conrad correspondait à un brusque contact entre les deux couches de la croûte chimiquement distinctes, autrement dit, le Sial et le Sima. Cependant, à partir des années 1960 cette hypothèse a été vivement contestée. De l'étude des ondes sismiques, les géoscientistes ont découvert que entre 7,5 et 8,6 km sous la surface terrestre, une claire discontinuité. Une telle discontinuité signifie que au-dessus d'elle, les ondes sismiques se déplacent à une vitesse très différente de la vitesse en-dessous. C'est cette discontinuité qui se trouve sous tous les continents, qui s'appelle discontinuité de Conrad. Les géoscientistes espéraient trouver un changement important et soudain dans type de roche (granit-basalte) lorsque du forage de la discontinuité de Conrad dans la province de Kola. Cependant, ils n'ont pas trouvé aucune transition jusqu'à 12 kilomètres de profondeur (plus au moins la la profondeur totale du puits). Ceci a été une un choc et, désormais, personne ne sait ce qui est la discontinuité de Conrad. En fait, elle ne correspond pas à un changement lithologique, à aucune faille ou limite d'aucune sorte. Rappelons que la modélisation de cette structure invisible de la croûte de la Terre repose sur une interprétation réaliste des enregistrements sismiques.

Discontinuité de Guttenberg.............................................................................................................................Guttenberg discontinuity

Discontinuité entre le manteau et noyau de la Terre. Cette discontinuité est soulignée par une réduction significative de la vitesse des ondes sismiques P et la disparition totale des ondes sismiques S, ce qui suggère que la partie extérieur du noyau de la Terre est, probablement, dans un état liquide.

Voir : "Terre"
&
"Sial"
&
"Discontinuité de Moho"

La discontinuité de Gutenberg se localise, à l'intérieur de la Terre, à une profondeur d'environ 2900 km, où il y a un changement brusque dans le comportement des ondes sismiques (crées par des tremblements de terre ou générées par des explosions) qui traversent la Terre. A cette profondeur, les ondes sismiques primaires (ondes P) diminuent de vitesse, tandis que les ondes sismiques secondaires (ondes S) disparaissent complètement. Comme les ondes S ne peuvent pas voyager dans les liquides, les géoscientistes pensent que l'intervalle au-dessous de cette discontinuité (Gutenberg) est solide, tandis que l'intervalle sous-jacente est liquide. Ce changement marque la limite entre deux couches de l'intérieur de la Terre, connues comme manteau inférieur (qui est considéré comme solide) et noyau externe (ce qui est considéré comme liquide). On pense que la zone liquide du noyau externe est plus chaud que le noyau interne d'environ 700 ° C. Il est également plus dense, probablement due à une proportion plus élevée de fer. Cette limite entre le noyau et le manteau qui a été individualisé par la variation des ondes sismiques à cette profondeur, est souvent désignée comme la limite noyau-manteau, ou CMB ("core-mantle boundary» en anglais). Cette limite ou discontinuité de Guttenberg correspond à une zone étroite avec des ondulations qui peuvent atteindre 5-8 km de large. Les ondulations sont affectées par les courants de convection du manteau sus-jacente, ce qui, éventuellement, peut-être la force motrice du mouvement des plaques lithosphériques. Ces ondulations de la limite manteau-noyau sont également affectés par les tourbillons et courants sous-jacents dans le noyau externe, des fluides riches en fer qui sont responsables du champ magnétique terrestre. La limite entre le noyau et manteau ne reste pas constante. En fait, comme la chaleur à l'intérieur de la Terre se dissipe lentement, le noyau liquide se solidifie en même temps que se contracte progressivement dans la Terre, ce qui provoque un déplacement en profondeur de la limite noyau-manteau.

Discontinuité de Moho........................................................................................................................................................Moho discontinuity

Limite entre la croûte et manteau terrestre. La discontinuité de Moho qui se trouve, entièrement, dans la lithosphère, sépare la croûte continentale et océanique du manteau sous-jacent. Entre les dorsales médio-océaniques, la discontinuité de Moho marque la frontière entre la lithosphère et l'asthénosphère. Synonyme de discontinuité Mohorovicic.

Voir : "Lithosphère"
&
"Croûte"
&
"Discontinuité de Mohorovicic (Moho)"

La discontinuité de Mohorovicic a été identifiée, par la première fois, en 1909 par Andrija Mohorovicic, quand il a observé que dans les sismogrammes des tremblements de terre, avec un foyer superficiel, il y avait deux ensembles des ondes P et S. Un qui suivait une trajectoire proche de la surface et l'autre qui était réfracté par un milieu à haute vitesse. La discontinuité Mohorovicic est, plus ou moins, 5-10 km sous le plancher océanique et environ 20-90 km sous les continents (en moyenne 35 km). Au-dessus de cette discontinuité, les vitesses des ondes sismiques primaires (P) sont celles du basalte (6.7 à 7.2 km/s) et, en dessous (7.6 à 8.6 km/s), sont celles des péridotites et dunites (péridotites ultramafiques composées principalement d'olivine avec accessoirement des minéraux de pyroxène, plagioclase et chromite). Cela suggère qu'elle marque un changement de composition. Jusqu'ici personne n'a été en mesure de tester, non seulement parce ça serait très coûteux, mais, aussi, en raison des conditions extrêmes de température et de pression. Le puits le plus profond qui a été foré, jusqu'à aujourd'hui, a été localisé sur la péninsule de Kola (Russie). Ce puits a atteint une profondeur d'environ 12 km. Ce forage, fait pour atteindre la discontinuité de Moho à travers la croûte océanique, a été un échec. Il y a des affleurements du matériel du manteau, qui a été ramené à la surface par les déformations tectoniques. Dans la géologie, le terme discontinuité est utilisé pour désigner une surface qui marque un changement dans la vitesse des ondes sismiques, tels que la discontinuité Mohorovicic (Moho), mais ce n'est pas toujours le cas. La carte illustrée ci-dessus montre l'épaisseur de la croûte terrestre qui montre que les valeurs les plus élevées (couleurs plus foncées) sont sous les grandes montagnes comme les Andes (ouest de l'Amérique du Sud), Montagnes Rocheuses (ouest de l'Amérique du Nord), l'Himalaya (nord de l'Inde dans le Sud de l'Asie centrale) et Oural (alignement Nord-South entre l'Europe et Asie).