Discontinuité de Mohorovicic (Moho).........................................................................................................Mohorovicic discontinuity

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

Voir : "Croûte"
&
"Discontinuité de Conrad"
&
"Discontinuité de Gutenberg"

Le 8 Octobre 1909, un fort séisme a frappé la vallée du Kupa, avec un épicentre près Pokupsko (40 km au sud de Zagreb). Les édifices en brique et pierre ont été très endommagés, mais il n'y a pas eu aucun dégâts dans les maisons construites en bois. Le séisme a été enregistré dans les stations sismiques de nombreux pays européens. Mohorovicic pour étudier ce tremblement de terre plus en détail, a demandé ses collègues européens de lui envoyer des copies de sismogrammes ou des lectures du temps d'arrivé des ondes. La phase d'arrivée de l'impulse principal et des répliques, ainsi comme d'une grande majorité des tremblements de terre survenus entre 1904-1905, a permis à Mohorovicic de comprendre comment les ondes sismiques se propagent à travers l'intérieur de la Terre, ce qui est illustré dans le schéma droite de cette figure. Mohorovicic a découvert l'existence d'une surface de discontinuité, appelée, aujourd'hui, discontinuité Mohorovicic, et a émis l'hypothèse qu'il devrait y avoir des réflexions associées aux ondes sismiques. Mohorovicic a, aussi, établi un tableau des temps de trajet théoriques pour sept réflexions fondamentales qui corrélaient bien avec les données observées. La découverte de cette discontinuité à l'intérieur de la Terre est devenue une solution pour les premiers problèmes d'inversion géophysique, autrement dit, que sur la base des données observées à la surface, on peut déterminer les propriétés des couches terrestres à travers desquelles les ondes sismiques se propagent. Ainsi, certaines méthodes sismiques ont été et sont encore utilisées pour déterminer les propriétés de l'intérieur de la Terre qui est inaccessible aux mesures directes. La discontinuité Mohorovicic, comme illustré dans le coin supérieur gauche, est le plus grand événement naturel de notre planète, un fois quelle existe en toutes les régions de la Terre. En moyenne, elle se situe à une profondeur de 33 km (sous les océans, elle est moins profonde, entre 5 et 10 km, mais sous les montagnes, elle peut atteindre 70 km).

Discontinuité des Strates................................................................................................................................................Stratal discontinuity

Surface stratigraphique créée par érosion ou non-dépôt.

Voir : "Concordance"
&
"Discordance"
&
"Disconformité"

Les discontinuités dans les strates peuvent être : (i) Discordances ; (ii) Disconformités ou (iii) Hiatus de non-dépôt. Ces surfaces, quand représentées sur une coup géologique sont composées de deux segments sub-horizontaux séparés par un talus. L'âge des discordances est donné par l'âge de l'hiatus minimum, qui, dans la plupart des cas, est situé à la base du talus continental ou dans la plaine abyssale, où, pratiquement, il y a continuité de la sédimentation. La limite d'un cycle stratigraphique, comme, par exemple, la limite inférieure d'un cycle-séquence correspond à une surface d'érosion (discordance), laquelle représente un hiatus ancien créé par l'érosion (au moins en amont du rebord du bassin). D'autre part, à l'intérieur d'un cycle-séquence, un hiatus plus récent que celui associé avec la discordance inférieure, est généralement, un hiatus de non-dépôt. Dans ce diagramme chronostratigraphique sont représentés : (i) Eustasie ; (ii) Terminaisons des Réflexions ; (iii) Discontinuités de strates, à savoir, biseaux d'aggradation, biseaux de progradation et biseaux sommitaux ; (iv) Hiatus ; (v) Discordances et (vi) Paléobathymétrie. Les principales surfaces de base des progradations et les surfaces des biseaux d'aggradation sont facilement identifiables, une fois que les premières inclinent vers la terre, dans ce cas vers la gauche, mais progradent vers la droite, c'est-à-dire, vers la mer. Les surfaces d'aggradation, qui fossilisent les discordances, inclinent vers la droite (vers la mer), mais empiètent le continent ( gauche). Les biseaux sommitaux ou biseaux supérieurs sont reconnaissables sous les discordances, mais ils se déplacent vers la droite (vers la mer), contrairement aux biseaux d'aggradation. Les hiatus maximum et minimum sont reconnues facilement, ce qui permet une datation correcte des discordances (hiatus minimum). La paléobahymétrie augmente en l'aval (droite). Les surfaces des biseaux d'aggradation, en eau profonde, suggèrent des cônes sous-marins de bassin et talus. Notons que la seule façon de dater correctement une discordance est de dater les cônes sous-marins de bassin associés avec la chute relative du niveau de la mer qui a induit la surface d'érosion (discordance), ce qui signifie que en tous les autres cas cas, l'erreur de datation est beaucoup plus grande.

Discordance...........................................................................................................................................................................Discordance, Unconformity

Surface d'érosion induite par une chute relative du niveau de la mer, laquelle peut produire une absence de parallélisme des strates par rapport aux limite des cycles stratigraphiques. Les terminaisons sommitales (troncatures et biseaux supérieures) se localisent sur les cycles limites supérieures (discordance supérieur), tandis que les terminaisons basales (biseaux d'aggradation et de progradation) se produisent le long de la discordance inférieure.

Voir : "Chute Relative (du niveau de la mer)"
&
"Érosion"
&
"Disconformité"

Dans cette tentative d'interprétation d'une ligne sismique du lac de Maracaibo (Venezuela), une discordance (surface d'érosion induite par une chute relative du niveau de la mer) est, facilement, reconnaissable par les terminaisons des réflecteurs sous-jacents, qui ont été tronqués (biseaux supérieurs par troncature). Les réflecteurs sus-jacents à la discordance, apparemment, dans cette région, sont parallèles à la discordance. Ces relations géométriques entre les réflecteurs indiquent que la discordance a été, localement, renforcée par la tectonique. Le contexte géologique régional est compressif. Plusieurs régimes tectoniques compressifs compression tectonique ont eu lieu, en particulier, pendant le Cénozoïque. Les sédiments ont été raccourcis et soulevés produisant des inversions tectoniques. La surface d'érosion lié à la discordance (Miocène Supérieur) a tronquée les sédiments du pré-Miocène créant des terminaisons par troncature des réflecteurs évidentes. Pendant le Mio-Pliocène, un autre régime tectonique compressif a plié les sédiments. Dans certaines régions, comme c'est le cas ici, le plissement n'a pas été suffisant pour accommoder les sédiments aux nouvelles conditions du volume. Des failles inverses se sont développées pour raccourcir encore plus les sédiments, afin que les problèmes de volume soient respectés (loi de Goguel). Dans l'interprétation géologique des discordances, le problème est de savoir qui a le rôle principal, autrement dit, si c'est l'eustasie ou la tectonique. Un raccourcissement des sédiments produit un soulèvement, mais pas une érosion. L'érosion des sédiments soulevés se fera uniquement que s'ils sont exposées en surface. Pour cela, le niveau relatif de la mer doit descendre. D'autre part, le taux de variations eustatiques est plus grande que le taux des changements tectoniques, ce qui signifie (pour les fans de la stratigraphie séquentielle), qui, essentiellement, toutes les discordances sont eustatiques bien que certaines puissent être renforcées par la tectonique.

Discordance par Submersion (carbonates).................................................................................................Drowning Unconformity

Type particulier de surface d'inondation qui existe dans les systèmes de dépôt des carbonates quand ils se forment lorsque le fond de la mer s'enfonce au-delà de la zone photique. Le terme discordance est, ici, utilisé abusivement.

Voir : "Discordance"
&
"Déposition (carbonates)"
&
"Chute Relative (du niveau de la mer)"

Dans cette ligne sismique, il est probable que la limite supérieure du cycle-séquence, formé de carbonates, correspond à une discordance par noyade, cela signifie qu'une chute significative relative du niveau de la mer a placé le fond de mer au-delà de la zone photique, ce qui, évidemment, a causé la fin de la formation de carbonate et la mort de la plate-forme carbonatée. Les discordances par noyade sont, la plupart du temps, associées à une interface entre les carbonates (en-dessous) et siliciclastiques, ce qui est typique des plates-formes carbonatées reliées au continent, autrement dit, des plate-formes qui ont un apport terrigène importants après la noyade. Cependant, dans les plates-formes isolées, comme cela semble être le cas dans l'exemple illustré sur cette ligne sismique qui sont déconnectés du continentale, après la noyade l'apport terrigène est faible, ce qui permet que la sédimentation carbonatée puisse revenir après la noyade, si le fond de la mer est, à nouveau, dans la zone photique. Cela signifie que dans de telles conditions, des discordances par noyade peuvent apparaître, également, entre interfaces carbonatées. Dans ces cas, elles sont caractérisées par des surfaces durcies, déposées pendant les périodes où le taux de sédimentation est très faible. En fait, on peut dire que toutes les surfaces d'inondation d'une plate-forme carbonatée sont discordances par noyade et non, uniquement, associés avec transgressions rapides et majeures. Dans la stratigraphie séquentielle, une discordance par noyade est considérée comme toute autre discordance, une limite de cycle stratigraphique, c'est-à-dire une surface d'érosion. Cependant, pour certains géoscientistes, l'utilisation des discordances par noyade, qu'ils considèrent comme des surfaces d'inondation, comme les limites des cycles stratigraphiques correspond à la méthode utilisée dans la stratigraphie génétique et non en stratigraphie séquentielle, sauf que ni toutes les surfaces d'inondation maximale sont des discordances par noyade, mais, uniquement, celles induites par des transgressions rapides.

Discordance Angulaire...............................................................................................................................................Enhanced unconformity

Discordance dans laquelle les couches sus-jacentes ont une inclinaison différente de celle des couches sous-jacentes, autrement dit, qu'il y a une phase tectonique entre les deux cycles stratigraphiques que la discordance limite. Synonyme de Discordance Renforcée.

Voir : "Chute Relative (du niveau de la mer)"
&
"Troncature"
&
"Disconformité"

Deux discordance angulaires sont reconnues dans cette tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique de l'offshore de Chine. Cet offshore correspond à la superposition de trois types de bassins sédimentaires : (i) Ceinture Plissée Paléozoïque ; (ii) Bassin de type-rift et (iii) Marge continentale divergente du type non-Atlantique de l'âge Cénozoïque. Au-dessus du socle qui, probablement, est composée de roches d'âge précambrien, s'est déposé un grand paquet sédimentaire paléozoïque, qui plus tard, en raison de successifs régimes tectoniques compressif, est devenue une chaîne de montagnes qui, vers la fin de l'ère Paléozoïque, est devenu une pénéplaine. Deux grands intervalles paléozoïques, séparés par une discordance angulaire, autrement dit, par une discordance qui a été renforcé par la tectonique, sont faciles à reconnaître, tenant compte des terminaisons des réflecteurs sismiques, en particulier des biseaux sommitaux (ou supérieurs) par troncature. Au-dessus et en dessous des discordances, l'inclinaison des couches est très différente. La discordance supérieure, entre les sédiments paléozoïques et les sédiments méso-cénozoïques de la marge de divergence non-Atlantique est, aussi, une discordance angulaire, bien que les intervalles la recouvrant aient un configuration interne parallèle. En termes sismiques, le profil de l'impédance acoustique, associé à toutes ces discordances angulaires varie latéralement, une fois que les interfaces, qui les définissent, changent latéralement. Par conséquent, ces discordances, contrairement aux discordances non-renforcées par la tectonique, ne sont pas soulignées par aucun réflecteur sismique homogène (amplitude, plus ou moins, constante) et continu, mais par une association latérale de plusieurs réflecteurs avec des caractéristiques différentes fonction du profil d'impédance acoustique. En d'autres termes, ce type de discordance ne peut être pointé en continuité. Le géoscientiste est obligé de sauter des crêtes vers les creux des réflexions ou le contraire, à chaque fois que le contraste d'impédance acoustiques change Comme dit Anstey (1978), c'est dans l'interprétation des discordances qu'on voit les qualités de l'interprétateur.

Discordance Cryptique...................................................................................................................................................Cryptic unconformity

Discordance qui n'est pas, au moins localement, exagérée par tectonique et qui est difficile à mettre en évidence. Ce type de discordance est très commun dans les bassins où des régimes tectoniques extensifs sont prédominants. Ceci est, particulièrement, vrai en amont du rebord bordure du bassin et en l'eau profonde. Les discordances sont criptiques, car l'érosion qui les caractérise est difficile à reconnaître. En amont du rebord du bassin, uniquement, les remplissages des vallées incisées soulignent la surface d'érosion qui accompagne la chute relative du niveau de la mer. En aval du rebord du bassin, les canyons et vallées sous-marines sont des particularités qui permettent l'identification des limites des cycles stratigraphiques, autrement dit, les discordances et leurs conformités corrélatives.

Voir : "Cycle-Séquence"
&
"Troncature"
&
"Discordance"

Toutes les discordances, non renforcées par la tectonique, c'est-à-dire, toutes les discordances, qui ne sont pas angulaires, sont cryptiques, autrement dit, difficiles à reconnaître et, en particulier, de suivre soit dans les lignes sismiques soit sur le terrain. Ceci est, particulièrement, vrai dans l'absence de vallées incisées et canyons sous-marins, comme illustré sur le modèle géologique (partie inférieure droite de cette figure). Ceci est, parfaitement, corroboré dans cette tentative d'interprétation géologique (ligne régionale de l'offshore du New Jersey, EUA). En effet, dans le secteur central de l'interprétation, une intrusion volcanique (corroboré par des puits d'exploration et magnétisme), très bien visibles sur les lignes parallèles, a déformé les sédiments sus-jacents créant un antiforme (structure extensive et non compressive comme un anticlinal). Plus tard, elle a été, partiellement, érodée due à une chute relative du niveau de la mer, qui a exhumée la plate-forme continentale et créé une surface d'érosion, c'est-à-dire, une discordance, qui marque le tope du Trias. On peut dire que régionalement, la discordance associée à cette chute relative est cryptique, comme on peut le voir, en dehors de la zone où la discordance n'a pas été renforcée par la tectonique, c'est-à-dire, par l'intrusion volcanique. Notons que l'intervalle progradant supérieur qui correspond au Cénozoïque, est souvent utilisé pour montrer l'importance de l'eustasie dans la stratigraphie, une fois que la subsidence induite par la tectonique est ici négligeable, ce qui signifie que tout l'espace disponible pour les sédiments (accommodation) a été créé par l'eustasie.

Discordance Inférieure..........................................................................................................................................................Base-discordance

Limite inférieure d'un cycle-séquence en amont de la conformité corrélative, c'est-à-dire, dans la zone où la chute relative du niveau de la mer a causé, au moins localement, une surface d'érosion.

Voir : "Cycle-Séquence"
&
"Troncature"
&
"Discordance"

Un cycle stratigraphique dit cycle-séquence est induit par un cycle de eustatique de 3ème ordre, c'est-à-dire, par un cycle eustatique avec une durée comprise entre 0.5 et 3-5 My. Comme chaque cycle eustatique est limité entre deux chutes du niveau de la mer, le cycle stratigraphique associé est limité par les deux surfaces d'érosion, autrement dit, deux discordances. Toutefois, cela n'est vrai que dans les zones où il y a érosion. Dans les parties profondes du talus continental et plaine abyssale, il n'y a pas d'érosion (ou elle n'est pas directement liée aux variations relatives du niveau de la mer). Ainsi, dans les zones plus profondes, les limites des cycles stratigraphiques sont des conformités qui corrèlent, en amont, avec les discordance. Par rapport à un cycle-séquence donné, la discordance de la base est la discordance inférieure qui, évidement, est, en même temps, la discordance supérieure du cycle sous-jacent. Dans un cycle-séquence complète, comme illustré ci-dessus, tous les cortèges sédimentaires (chaînes latérales de systèmes de dépôt contemporains et génétiquement liés) se sont déposé : (i) Prisme de Haut Niveau (PHN) qui peut, également, être appelé cortège de haut niveau progradant ; (ii) Cortège Transgressif (CT) qui peut, également, être appelé cortège de haut niveau rétrogradant et (iii) Cortège de Bas Niveau (CBN) qui, lorsqu'il est complet se compose de trois membres : (a) Cônes Sous-marins de Bassin (CSB) ; (b) Cônes Sous-marins de Talus (CST) et (c) Prisme de Bas Niveau (PBN). Comme illustré dans le schéma de droite, la discordance de la base se reconnaît sans difficulté à la base des cortèges de haut niveau (prisme de haut niveau et cortège transgressif) et dans la partie supérieure du prisme de bas niveau. Contrairement, dans la partie inférieure du prisme de bas niveau et dans les cônes sous-marins (bassin et talus), la discordance de la base du cycle n'existe pas et, pour cela, la limite inférieure du cycle est donnée par la conformité corrélative, autrement dit, par la conformité qui a le même âge que la discordance et sur laquelle les cônes sous-marins de bassin et talus reposent. Notons que les terminaisons des réflecteurs associés aux cônes sous-marins ne sont pas des vrai biseaux d'aggradation, une fois qu'ils correspondent à des biseaux e progradation locaux («ailes de mouette).

Discordance interrégionale (Sloss) .............................................................................................................Interregional unconformity

Discordance qui peut être cartographiée sur tout un bassin et qui, par fois, peut être reconnue dans d'autres bassins. Ce type de discordance a été, par la première fois, reconnu dans les bassins cratoniques des Etats-Unis d'Amérique.

Voir : "Discordance"
&
"Discordance Planétaire"
&
"Stratigraphie Séquentielle"

Dans l'analyse séquentielle est important différencier les discordances, c'est-à-dire, les surfaces d'érosion induites par des chutes relatives du niveau de la mer crées par l'action combinée de l'eustasie et tectonique (subsidence ou soulèvement) que, en général, peuvent être suivies sur tout le bassin et même sur les bassins différents, des discontinuités situés sur les rebords des bassins. Notons que la grande majorité des géoscientistes réserve le terme discordance pour les surfaces d'érosion induites par des chutes relatives du niveau de la mer, indépendamment l'importance de l'eustasie ou tectonique. D'autre part, l'érosion doit être régionale et non locale et il ne doit pas déposition, sauf dans les parties profondes du bassin où le dépôt de turbidites (cônes sous-marins) est toujours possible. Ainsi, dans un méandre, où l'érosion et dépôt sont synchrones, les superficies d'érosion associées ne sont pas considérées comme des discordances. Bien qu'une discordance limite toujours un cycle stratigraphique sa mise en évidence n'est pas toujours facile, surtout si elle n'est pas renforcée par la tectonique. Un discordance renforcée par la tectonique est ce que beaucoup de géoscientistes appellent une discordance angulaire. À l'échelle d'une carte géologique ou d'une ligne sismique régionale, une discordance renforcée par la tectonique passe latéralement, presque toujours, à une discordance normale que beaucoup de géoscientistes appellent discordance eustatique, pour souligner le fait que c'est l'eustasie la responsable de la cyclicité des dépôts sédimentaires et non la tectonique (notons qu'il n'y a pas de consensus sur ce sujet, en particulier dans certains bassins sédimentaires, comme dans les bassin d'avant-pays). En effet, il y a uniquement deux ou trois régions où les discordances non-renforcées par la tectonique sont faciles à reconnaître : (i) En aval du rebord du bassin, où le bisellement des dépôts de bas niveau est bien visible et en particulier près de la base du talus continental, dû au bisellement des cônes sous-marins de bassin et (ii) Près du rebord continental où le remplissage des vallées incisées et canyons sous-marins fossilise la discordance de base du cycle sédimentaire sus-jacent.

Discordance Mineure............................................................................................................................................................................Interthem

Discordance qui limite une unité stratigraphique avec une épaisseur comparable à celle d'une formation géologique ou comparable au temps et épaisseur d'un étage (géologique). Plusieurs discordances mineurs peuvent être reconnues à l'intérieur d'un synthème. Synonyme de Interthème.

Voir : "Interthème"
&
"Unité Lithostratigraphique"
&
"Synthème"

Dans cette tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique de l'offshore de l'Indonésie (Est de l'île de Bornéo), trois cycles stratigraphiques que les géoscientistes appellent cycles-séquence (cycles stratigraphiques induites par des cycles eustatiques de 3e ordre, c'est-à-dire avec une durée comprise entre 0.5 et 3-5 My) peuvent facilement être mis en évidence. Ces cycles stratigraphiques sont limités par les discordances SB. 8.2 Ma, SB. 6.2 Ma et SB. 5.5 Ma, qui ont été créés par des chutes relatives du niveau de la mer, qui ont mis le niveau de la mer plus bas que le rebord du bassin, une fois que les biseaux d'aggradation côtiers ont été déplacés, de manière plus ou moins brutale, vers la mer et vers le bas (aggradation négative). Chacune de ces discordances a été datée par l'étude paléontologique des carottes des puits d'exploration à l'aide des cartes chronostratigraphiques (Haq et al., 1986), une fois que les puits (forées dans cette région), n'ont jamais atteint les cônes sous-marins associés à ces discordances, lesquels permettent de les dater correctement (l'âge de la couche pélagique qui couvre des cônes sous-marins de bassin donne l'âge de la discordance, c'est-à-dire l'âge de l'hiatus minimum). Comme on peut le constater, la différence d'âge entre elles (SB. 8.2 Ma ; SB. 6.2 Ma et SB. 5.5 Ma) est toujours inférieur de 3-5 My et supérieur à 0.5 My. Toutefois, dans les intervalles sédimentaires qu'elles définissent qui correspondent à des cycles-séquence, divers discordances mineures permettent d'envisager des cycles stratigraphiques d'hiérarchie inférieure induits par des cycles eustatiques de 4ème ou 5ème ordre. Certains de ces cycles stratigraphiques, dits de haute fréquence (variations relatives du niveau de la mer très rapides) sont complets, c'est-à-dire qu'ils sont composés par tous les cortèges sédimentaires : (i) Cortège de Haut Niveau, CHN (cortège transgressif et prisme de haute niveau) ; (ii) Cortège de Bas Niveau (CBN) qui se compose, généralement, de (a) Prime de Bas Niveau (PBN) ; (b) Cônes sous-marins de talus (CST) et (c) Cônes sous-marins de bassin (CSB). Cependant, dans la plupart des cas, les cycles de haute fréquence stratigraphique sont incomplètes.

Discordance Planétaire....................................................................................................................................................Global unconformity

Discordance induite par une chute relative du niveau de la mer qui est observée dans toute la Terre. Apparemment, pour des nombreux géoscientistes, ce type de discordance semble être associé, de préférence, avec les variations de volume des bassins océaniques et non pas avec la glacio-eustasie.

Voir : "Global (événement géologique)"
&
"Discordance"
&
"Discordance Mineur"

Comme indiqué par plusieurs géoscientistes, la réalité des ruptures de sédimentation à l'échelle globale reste très controversée. Récemment, Svetlana et al., 2008, ont compilé toutes les données sur la discordance entre le Jurassique et Crétacé, dans un certain nombre de régions avec styles sédimentaires et tectoniques différents. Ils ont conclu que la corrélation entre la discordance Jurassique-Crétacé et la courbe eustatique n'est pas évidente et ils pensent que la définition d'une discordance globale passe avant tout par une clarification de la courbe eustatique. Comme un grande nombre de géoscientistes travaillant dans les compagnies pétrolières, nous pensons qu'il y a des discordances globales qui se reconnaissent dans presque tous les bassins sédimentaires dans le monde. Un de ces discordances est, parfaitement, illustrée dans cette tentative d'interprétation d'une ligne sismique de l'offshore conventionnel du Cameroon. Dans cette tentative, il est facile de constater une importante chute relative du niveaux de la mer entre les dépôts profonds du Crétacé (cônes sous-marins du talus) et les dépôts de l'Oligocène Supérieur. Elle a induit une surface d'érosion majeure (aérienne ou sub-aquatique), autrement dit, une discordance qui se trouve non seulement dans les marges divergentes de type Atlantique, mais, aussi, dans les marges divergentes du type non-Atlantique (formées en association avec la formation des mégasutures). Avec cette discordance sont associés, dans parties profondes des bassins, des dépôts turbiditiques profonds (cônes sous-marins de bassin et de talus) qui permettent d'affirmer que l'âge, le plus probable, de la discordance d'environ 30 Ma. En fait, l'âge d'une discordance est donné par l'âge de l'hiatus minimum entre les dépôts des cycles stratigraphiques, que la discordance individualise. L'âge des couches pélagiques entre les cônes sous-marins donne l'âge de la discordance. Dans cet exemple, le puits d'exploration a traversé le remplissage d'un canyon sous-marin, mais d'autres puits ont traversé des cônes sous-marins associés avec la discordance.

Discordance Renforcée...............................................................................................................................................Enhanced unconformity

Discordance, localement, renforcée par la tectonique. En fait, au fur et à mesure qu'on s'éloigne des régions tectoniquement actives, on peut constater, que les discordances angulaires (discordances renforcées) passent latéralement, à des disconformités qui, généralement, sont des discordances, induites par l'eustatisme, qui limitent les cycles stratigraphiques. La plupart des géoscientistes considère l'eustasie comme la principale cause des discordances. Les variations eustatiques ont une grande fréquence et faible amplitude, alors que les variations tectoniques ont une petite fréquence et une forte amplitude.

Voir : "Discordance"
&
"Discordance Angulaire"
&
"Troncature"

Dans cette tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique de l'offshore de New Jersey (USA), il est facile de supposer qu'une discordance, autrement dit, une surface d'érosion induite par une chute relative du niveau de la mer créée par l'action combinée de l'eustasie et tectonique (subsidence ou soulèvement) a été, localement, renforcée par une intrusion volcanique. Dans la partie droite de la ligne, à environ 2.2 s de profondeur (temps double), la discordance angulaire se reconnaît par la terminaisons des réflecteurs (biseaux sommitaux par troncature). Toutefois, latéralement, cette même discordance, passe à une discordance cryptique, dans laquelle la surface d'érosion n'est pas évidente. La corrélation entre ces deux discordances est corroborée par d'autres lignes sismiques qui ne sont pas influencées ni par l'intrusion volcanique ni par l'intrusion salifère. Notons que la présence d'une anomalie magnétique majeure et les résultats de puits d'exploration confirment la présence d'une intrusion volcanique, dont la mise en place a déformée, c'est-à-dire, a allongé les sédiments autour d'elle, créant une discordance angulaire (discordance renforcée par la tectonique). En excluant les chaînes de montagnes et bassins d'avant-pays, où les régimes tectoniques compressifs sont prédominants, les discordances (limites des cycles stratigraphiques) sont considérées, dans la stratigraphie séquentielle, comme induites par des chutes relatives du niveau de la mer, mais dans lesquelles le rôle de l'eustasie est prépondérant. Une des raisons souvent avancée est que le taux de variations eustatiques est, généralement, beaucoup plus rapide que le taux de variations tectoniques. La subsidence (tectonique) crée la plupart de l'espace disponible pour les sédiments, mais c'est l'eustasie qui est responsable de la cyclicité des dépôts.

Discordance Supérieure.........................................................................................................................................................Top-discordance

Discordance qui limite supérieurement un cycle stratigraphique dit cycle-séquence, lequel est induit par un cycle eustatique de 3e ordre, c'est-à-dire, un cycle eustatique dont la durée varie entre 0.5 et 3-5 My. Les cycles eustatiques sont les responsables principaux de la cyclicité de la création d'espace pour les sédiments (accommodation).

Voir : "Discordance"
&
"Limite Stratigraphique"
&
"Troncature"

Dans la stratigraphie séquentielle, les cycles stratigraphiques : (i) Cycles d'empiétement continental ; (ii) Sous-cycles d'empiétement continental et (iii) Cycles-séquence, sont limités, dans le tope et base, par des discordances une fois qu'elles sont induites par des cycles eustatiques. Les discordances correspondent aux limites entre les cycles eustatiques qui sont définis entre les deux chutes relatives consécutives du niveau de la mer. Une discordance, quelle soit du tope ou de base (la discordance du tope d'un cycle est, nécessairement, la discordance de base du cycle sus-jacent) correspond à une surface d'érosion. Les paracycles (du cycle-séquence) qui ne doivent pas être considérés comme cycles, comme certains géoscientistes les considèrent, sont délimités par des surfaces d'inondation sans aucune chute relative du niveau de la mer eux. Les discordances sont caractérisées soit par des biseaux d'aggradation des sédiments sus-jacents, soit par biseaux sommitaux ou supérieurs (troncature ou non-dépôt) des sédiments sous-jacents. Toutefois, ces terminaisons des réflecteurs ne sont pas évidentes tout le long de la surface d'érosion, mais à des endroits particuliers comme les vallées incisées, rebord du bassin et partie supérieure du talus continental. Lorsque le niveau relatif de la mer chute, en général, il devient plus bas que le rebord du bassin (discordance type I), ce qui signifie que la ligne de côte, où les cours d'eau embouchent, se déplace vers la mer, parfois plusieurs dizaines de kilomètres. Ce déplacement de la ligne de côte détruit le profil d'équilibre provisoire des cours d'eau, qui sont forcés de creuser (inciser) leurs lits pour un nouveau profil d'équilibre provisoire soit atteint, ce qui signifie que l'érosion se fait de préférence le long des cours d'eau. D'autre part, en association avec la chute relative du niveau de la mer, des glissements de terrain et canyons sous-marins se forment, naturellement, près du rebord du bassin. C'est pourquoi qui est dans cette région que les discordances sont plus facilement mise en évidence.

Discordance du Type I .....................................................................................................................................................Type I unconformity

Surface d'érosion induite par une chute relative du niveau de la mer (eustasie + tectonique) qui a mis le niveau de la mer plus bas que le rebord du bassin (quand le bassin a une plate-forme continental, autrement dit, dans conditions géologiques de haut niveau) ou du rebord continental (lorsque le bassin n'a pas de plate-forme continentale, c'est-à-dire, quand le rebord continental et le rebord du bassin sont coïncidents). Dans les parties profondes du bassin, où il n'y a pratiquement pas d'érosion, une discordance de Type I passe à une conformité corrélatifs. Les cônes sous-marins de bassin et du talus se déposent en association avec ce type de discordance.

Voir : "Discordance"
&
"Discordance du Type II"
&
"Chute Relative (du niveau de la mer)"

Dans ce schéma, une discordance de Type I sépare deux cycles-séquence. Le cycle-séquence inférieur est représenté uniquement par le prisme de haut niveau (PHN), qui à la base, est limité par la surface d'inondation maximale (le cortège transgressif sus-jacent n'est pas représenté). Dans le prisme de haut niveau, les lignes chronostratigraphiques (plans de stratification ou réflecteurs sismiques) sont sigmoïdes et coupent les lignes de faciès (lithologie) des différents environnements sédimentaires, à savoir : (i) Plaine alluviale ; (ii) Plaine côtière ; (iii) Littoral et (iv) Marin. Pendant le prisme de haut niveau qui s'est déposé lorsque le niveau relatif de la mer monte en décélération, le rebord continental (ne pas confondre avec rebord du bassin, bien que souvent, ils puissent coïncider), à partir d'un certain moment (bassin sans plate-forme), souligne, plus ou moins, la ligne de côte qui se déplace vers le haut et vers l'aval, autrement dit, que prograde vers la mer. Dès que le niveau relatif de la mer s'est arrêté de monter et commence à descendre, la plaine côtière et la partie supérieure du talus continental étant exhumées créent une surface d'érosion, c'est-à-dire, une discordance de Type I. L'érosion augmente, considérablement, l'apport terrigène qui en arrivant au talus continental est transporté par des courants de gravité vers les parties profondes du bassin, où les sédiments se déposent sous la forme de cônes sous-marins (seuls intervalles sédimentaires qui se déposent lors des descentes relatives du niveau de mer), commençant ainsi un nouveau cycle de la séquence. En fait, dès que le niveau relatif de la mer commence à monter, les biseaux d'aggradation côtiers fossilisent, peu à peu, la discordance de Type I.

Discordance du Type II..................................................................................................................................................Type II unconformity

Surface d'érosion créée par une chute relative du niveau de la mer qui n'as pas placé le niveau de la mer plus bas que le rebord du bassin (quand le bassin a une plate-forme continentale, autrement dit, en conditions géologiques de haut niveau) ou du rebord continental (lorsque le bassin n'a pas de plate-forme continental, c'est-à-dire, quand le rebord continental et le rebord du bassin sont coïncidents). Uniquement une partie de la plate-forme ou de la plaine côtière est exhumés, ce qui signifie que la talus continental supérieur reste est sous l'eau. Comme une discordance du Type I, vers en aval, elle devient une conformité corrélative. Dans la partie profonde du bassin, il n'y a pas de cônes sous-marins associés à une discordance du Type II.

Voir : "Discordance"
&
"Discordance du Type I"
&
"Chute Relative (du niveau de la mer)"

Ce type de discordance, qui, actuellement, a pratiquement disparu de la terminologie de la stratigraphie séquentielle (maintenant on parle principalement de régressions forcées) ne limitent pas un cycle stratigraphique, une fois que la chute relative du niveau de la mer à laquelle elle est associée n'est pas suffisamment important pour d'individualiser un cycle eustatique. Dans ce schéma, est illustré un prisme de haut niveau qui s'est déposé sur la surface d'inondation maximale, qui l'individualise du cortège transgressif (non représenté). Dans le prisme de haut niveau (de la mer), les plans de stratification ou les réflecteurs (dans le cas d'une ligne sismique) sont sigmoïdes et coupent les lignes de faciès (lithologie). Ainsi, au fur et à mesure que le niveau relatif de la mer monte en décélération, la ligne de côte (limite en aval de la plaine côtière) qui, probablement, coïncide avec le rebord du bassin, se déplace vers la mer et vers le haut (progradation et aggradation). À partir d'un certain moment, le niveau relatif de la mer cesse d'augmenter et commence à descendre lentement exhumant, uniquement, une petite partie du littoral, avant de commencer à remonter. Cette légère baisse relative crée une discordance de Type II, c'est-à-dire, elle provoque un léger déplacement vers la mer et vers le bas des biseaux d'aggradation côtiers qui n'atteignent pas le talus continental. L'intervalle sédimentaire déposé entre une discordance de Type II et la discordance de Type I suivante, qui est, souvent, appelé cortège de bordure ou cortège descendant, fait partie intégral du cycle-séquence sous-jacent.

Discordances (cycles stratigraphiques)................................................................................................................................................Unconformities

Les discordances du Type I et II, ainsi que leurs surface conformes équivalentes, sont les limites de cycles stratigraphiques. Les discordances du type I sont associées à des chutes relatives du niveau de mer significatives, qui placent le niveau de la mer plus bas que le rebord du bassin. Les discordances du type II sont associées à petites chutes relatives du niveau de la mer qui normalement n'exhument pas totalement la plate-forme continentale. Une discordance du type I corrèle, en aval, c'est-à-dire, dans la plaine abyssale, avec la base de cônes sous-marins de bassin (CSB), ce qui n'est pas le cas avec les discordances du type II. Les surfaces basales de progradation sont des limites des cycles stratigraphiques uniquement dans la partie distale de la plaine abyssale où progradations des prismes de haute niveau (PHN) reposent, en concordance, avec les limites des cycles.

Voir : "Discordance"
&
"Cycle Stratigraphique"
&
"Cortège Sédimentaire"

Dans ce modèle mathématique (logiciel Marco Polo) sont illustrés trois cycles stratigraphiques dit, cycles-séquence, induits par des cycles eustatiques de 3e ordre, c'est-à-dire avec une durée variant entre 0.5 et 3 - 5 My. Les cycles stratigraphiques sont limitées par des discordances, une fois qu'ils marquent les surfaces d'érosion créées par les chutes relatives du niveau de la mer. Cependant, les chutes relatives du niveau de la mer doivent être, suffisamment, importantes pour que le niveau relatif de la mer devienne plus bas que le rebord du bassin (discordance de type I). Lorsque le niveau de la mer n'est pas plus bas que le rebord du bassin, la discordance associée (discordance de type II) n'est pas une limite de cycle. Dans ce modèle, uniquement le cycle-séquence intermédiaire (cycle-séquence 2) est complet. Ainsi, de bas en haut, on reconnaît : (i) Une discordance de type I ; (ii) Les cônes sous-marins de bassin (CSB) ; (iii) Les cônes sous-marins de talus (CST) ; (iv) Le prisme de bas niveau (PNB) ; (v) Le cortège transgressif (CT) et (vi) Le prisme de haut niveau (PHN). Les trois premiers intervalles (CSB, CST et le PBN) forment le cortège de bas niveau (CBN). Le cortège transgressif et le prisme de haut niveau, pour certains géoscientistes, forment le cortège de haut niveau (CHN). Une discordance de type II s'est développée dans la partie supérieure d cycle séquence inférieur, au-dessus duquel s'est déposé un cortège de bordure du bassin (CBB) ou prisme de bordure du bassin (PBB).

Disque de Secchi........................................................................................................................................................................................Secchi disk

Disque avec deux quadrants (opposés) blancs et noirs utilisés pour mesurer la transparence de l'eau dans les océans et lacs.

Voir : "Turbidite"
&
"Eutrophyque (lac)"
&
"Océan Bleu"

Le disque de Secchi est monté sur un bâton ou dans une ligne et descendu, lentement, dans l'eau. La profondeur à laquelle la configuration du disque, c'est-à-dire les quadrants (noir et blanc) n'est plus visible est prise comme une mesure de la limpidité de l'eau. Cette mesure est connue comme la profondeur de Secchi et est lié à la turbidité de l'eau. La profondeur de Secchi est atteinte lorsque la réflectance (quantité d'énergie remise par rapport à la quantité d'énergie reçue) est égale à l'intensité de la lumière rétrodiffusée de l'eau. Cette profondeur, en mètres, divisé par 1.7 indique que le coefficient d'atténuation (aussi appelé coefficient d'extinction) pour la lumière disponible, calculé par la profondeur du disque de Secchi. Les lectures du disque de Secchi ne donnent pas une mesure précise de la transparence. En fait, il peut y avoir des erreurs dues à l'éblouissement du soleil sur l'eau, et une personne peut voir le disque à une profondeur, mais une autre avec, une meilleure vision, peut le voir à une plus grande profondeur. Néanmoins, un disque de Secchi est une méthode simple et bon marché pour mesurer la clarté de l'eau, mais en raison du au potentiel de variation des mesures, cette méthode doit être normalisée autant que possible. Les lectures du disque de Secchi doivent toujours être faites à l'ombre d'un bateau ou d'une station et faites entre 9 heures le matin et 3 heures de l'après-midi. La meilleure période se situe entre 10 heures et 2 heures de l'après-midi. D'autre part, le même observateur doit toujours prendre les mesures de la même manière. Une des façon de faire une mesure plus précise est de descendre le disque au delà du point de disparition des quadrants, puis de le soulever et le descendre lentement et à plusieurs reprises afin de mieux définir la profondeur de Secchi. Une autre méthode est d'enregistrer la profondeur à laquelle le disque disparaît, puis le descendre de quelques centimètres et puis enregistrer la profondeur à laquelle le disque réapparaît quand soulevé lentement. La profondeur de Secchi est la moyenne des deux valeurs. Les mesures faites avec le disque de Secchi n'indiquent pas comment l'atténuation change avec la profondeur ou avec des longueurs d'onde particulières.

Dissolution..........................................................................................................................................................................................................Dissolution

Réaction chimique dans laquelle un matériel continu est dispersé, dans un liquide, sous forme d'ions. Ainsi, par exemple, la halite (NaCl) se dissout lorsqu'elle est placé dans l'eau.

Voir : "Diagénèse"
&
"Subsidence Compensatoire"
&
"Loi de Goguel"

Dans les montagnes du Jura, en Suisse, où le faciès est, surtout, carbonaté, la dissolution est, parfois, un phénomène important, comme illustré dans cette figure (en blanc les fractures et les zones de dissolution). Cependant, l'échelle mésoscopique (échelle de l'affleurement, autrement dit, de la continuité) les structures anticlinales sont parfaitement concentriques et sans grande pertes par dissolution, comme on peut le constater dans le coin inférieur droit de cette figure. Dans certains cas, la dissolution peut atteindre plus de 30% du volume total de la roche, ce qui signifie que la loi Goguel qui dit que pendant la déformation, le volume des roches est, plus ou moins, constant (en tenant compte de la diminution de volume induite par la compaction) doit être utilisé très prudemment. D'autre part, la quantité de matériel carbonaté perdue par dissolution durant la stylolithisation (formation stylolithes) peut, aussi, être important. En fait, tout mouvement différentiel, sous pression, est accompagné, presque toujours, par la dissolution et la formation (diagénétique) de stylolithes. Dans les formations carbonatées, mais aussi, quoique plus rarement, dans les formations gréseuses et quartzitiques, les géoscientistes estiment, plus ou moins, le volume de roche perdue par stylolithisation (parfois à partir de la déformation des fossiles) qui apparaît comme un événement de la stade initiale de la déformation. Comme la direction des stylolithes est parallèle à σ_1 (contrainte effective maximale) du régime tectonique qui a déformé la roche, pour calculer le volume perdu par dissolution, les coupes géologiques orthogonaux à σ_1 sont absolument nécessaires (pour transformer une loi tridimensionnel en bidimensionnel). Les phénomènes de dissolution sont, également, très fréquents et importants dans les bassins évaporitiques, où la dissolution de sel peut produire des structures très compliquées, comme celles décrites par Arbenz (1968) dans le bassin de Williston (Etats-Unis), qui ont été créées par une dissolution sélective du sel des évaporites Dévonien, qui a créé une subsidence compensatoire. Ce mécanisme, dans sa forme la plus simple, correspond à une lixiviation sélective d'une partie de l'intervalle salifère avec un effondrement du plafond ce qui crée de l'espace pour les sédiments (accommodation).

Divagation (cours d'eau)........................................................................................................................................................................................Shifting

Déplacement latéral d'un cours d'eau, soit par le mécanisme de formation de méandres abandonnées, soit par des mécanisme,s plus régionaux, qui obligent les courants à changer de bassin versant.

Voir : "Fleuve"
&
"Méandre Abandonné"
&
"Diffluence"

La rivière Kosi est une rivière transfrontalière qui s'écoule à travers le Népal et l'Inde. Certains de ses affluents comme la rivière Arun, Sun Kosi et Bhote Koshi, sont originaires de la région autonome tibétaine de la Chine. En effet, comme illustré dans cette figure, la rivière Kosi est l'un des plus grands affluents du Gange. Avec ses affluents, la rivière Kosi, draine 29400 km^2 en Chine (principalement dans le nord du bassin supérieur d'Arun et dans celui du Mont Everest), 30700 km^2 au Népal et environ 9200 km^2 en Inde. Le bassin hydrographique est entouré par des crêtes qui séparent le fleuve Yarlung Zangbo (dans le Nord), du Gandaki (à l'Ouest), de la Mahananda (à l'Est) et du Gange (au Sud). La rivière est alimentée par une série d'affluents importants des montagnes du Mahabharat, environ 48 km au Nord de la frontière entre l'Inde et le Népal. Plus bas, dans le pied des contreforts (Siwaliks) la rivière a construit un grand éventail alluvial avec plus de 15000 km^2 d’extension, et se ramifie dans une douzaine de chenaux, plus ou moins, distinctes montrant des divagations importantes induites par des inondations. En fait, au cours des 250 dernières années, comme illustré dans cette figure, la rivière Kosi a changé son cours d'environ 120 km vers l'Ouest. Le caractère instable de cette rivière est attribuée à la forte charge en limon qu'elle transporte pendant la station des moussons. En effet, les inondations en Inde ont des effets extrêmes et le pays est le deuxième au monde, après le Bangladesh, dans nombre de décès causés par les inondations, ce qui représente un cinquième des décès causés par les inondations à travers le monde. Le cône alluviale de la rivière Kosi est l'un des plus grands au monde et s'étend dès le Barahksetra, à travers tout le territoire du Népal, puis, Mithila (au Nord-Est), Bihar et Gange (Est). Elle a 180 km de long et 150 km de large et montre une évidente divagation latérale du lit qui excède 120 km au cours des 250 dernières années, à travers un douzaine de chenaux. La rivière qui coulait près de Purnea au 18ème siècle, s'écoule désormais à l'Ouest de Saharsa. (http://en.wikipedia.org/wiki/Koshi_River).

Doline.............................................................................................................................................................................................................................Sinkhole

Dépression naturelle ou trou dans la surface topographique causée par rémotion, par l'eau, du sol ou de la roche sous-jacent ou des deux. Les dolines varient beaucoup en taille (de quelques centimètres à plusieurs centaines de mètres), soit en diamètre ou profondeur. La forme de dolines dépend, principalement, de la structure du sol et des roches dans lesquelles elles se forment.

Voir : "Caverne (grotte)"
&
"Grotte"
&
"Dissolution"

Plusieurs mécanismes de formation d'une doline sont possibles : (i) Enlèvement graduel des parties solubles d'une roche (généralement des calcaires) par l'infiltration d'eau ; (ii) Effondrement du plafond d'une grotte ; (iii) Abaissement du niveau phréatique (niveau au quel la pression de l'eau est égale à la pression atmosphérique), etc. Parfois, sous l'ouverture d'une doline on peut trouver une grotte, et même des rivières, comme c'est le cas dans la doline Cedar (Parc National, Etats-Unis). Les dolines sont souvent associés à les morphologies karstiques. Dans ces régions, il peut y avoir des centaines, voire des milliers de dolines, dans des secteurs relativement petits, de sorte que la surface du sol est complètement altérée et aucun cours d'eau est disponible sur la surface, puisque toute l'eau s'écoule en profondeur. Comme, au fil du temps, dans les calcaires, les grottes augmentent de volume, les plafonds s'effondrent formant des dolines. Celles-ci se forment rapidement et peuvent avoir des conséquences catastrophiques, détruisant des maisons, voitures, etc. Les dolines se trouvent, fréquemment, dans les montagnes du Jura, et en Floride (EUA) et, comme illustré dans cette photographie, également dans le nord de l'Espagne. Lorsque les aquifères sont peu profonds, parfois, les dolines sont remplis d'eau et forment des lacs dont les dimensions peuvent être importantes. Pendant des siècles, les dolines ont été utilisés pour stocker des déchets, ce qui a, évidemment, pollué les eaux souterraines avec des conséquences très graves pour la santé des populations que vivent dans les régions affectées. Les dolines peuvent être enfouis dans des systèmes aquifères et fossilisés par les sédiments, lorsque la pression des aquifères contribue à stabiliser la couverture sédimentaire. Cependant, si l'eau est pompée pour l'irrigation ou des usages urbains, ce qui arrive souvent, les dolines réapparaissent une fois que le niveau phréatique descend. Les dolines qui se forment dans les récifs et les îles de corail (trous bleus des plongeurs) ont de grandes profondeurs.

Dolomitisation.........................................................................................................................................................................................Dolomitization

Processus par lequel les calcaires sont entière ou partiellement convertis en calcaire dolomitique par remplacement du carbonate de calcium original (calcite) par du carbonate de magnésium (dolomie). Ce processus, se fait, normalement, par de l'eau chargée de magnésium. La dolomitisation peut être synchrone ou un peut postérieure à la sédimentation, ou se faire au cours lithification (diagénèse).

Voir : "Diagénèse"
&
"Calcaire"
&
"Lithification"

La dolomitisation est un processus par lequel un calcaire est altéré en dolomite (roche sédimentaire organogène composée de dolomite, calcite, avec des traces d'argile, quartz, pyrite et marcassite). En fait, quand un calcaire est mis en contact avec une eau riche en magnésium, la dolomite, minéral de carbonate de calcium et magnésium, CaMg (CO_3)_2, remplace la calcite (carbonate de calcium, CaCO_3), volume par volume. La dolomitisation implique une recristallisation à grande échelle. Les grains de dolomite, qui montrent, souvent, des faces cristallographiques très différentes ont, plus ou moins, une taille uniforme plus petite que celle des grains de calcite. Lorsque la recristallisation n'est pas complète, les cristaux de dolomie sont disséminés dans une matrice de calcite. Certaines roches calcaires présentent des taches de dolomie (couleur différente), que les géoscientistes interprètent comme le résultat d'une contamination locale par des eaux riches en magnésium. Les taches de dolomite, qui sont indépendants de la stratification peuvent, aussi, être le résultat d'une simple séparation à partir d'un mélange cristallin de carbonate de calcium et de carbonate de magnésium, c'est-à-dire, d'une précipitation locale de dolomie (CaMg(CO_3)_2. La dolomitisation est très commune dans sebkhas supratidales où les ions de magnésium, résultant de l'évaporation de l'eau, remplacent les ions de calcium dans la calcite et forment la dolomite. Comme le volume de la dolomite est inférieur à celui de la calcite, une dolomitisation implique une augmentation de la porosité d'environ 13%. Dans cette figure, on remarque la dolomitisation partielle de la calcite, dans un échantillon du Cambrien-Ordovicien de l'île aux ours (Spitzberg). Les ooïdes ont été remplacés par des euhèdres de dolomie. La rétention du caractère originel de la texture des ooïdes au sein de la dolomite est évidente. Dans cette lame mince la dolomie a été colorés avec du rouge d'alizari (nom commercial de la racine de rousse), ce qui donne des nuances plus foncées.

Dôme Abyssal.............................................................................................................................................................................................Abissal dome

Relief pointu et isolé, d'origine volcanique, avec une forme de dôme et qui se trouve, très souvent, dans la plaine abyssale du plancher océanique.

Voir : "Fond du Bassin Océanique"
&
"Colline Abyssale"
&
"Chronologie Utilisant les Tefras"

Dans cette carte du point triple des Azores, construite à partir des données de Sandwell DT, il est facile de reconnaître les principales morphologies qui existent dans la plaine abyssale, en particulier, les dômes abyssales. D'autre part, cette figure montre l'influence que peut avoir la morphologie de la plaine abyssale dans les variations (eustatiques) du niveau des mers. En fait, la majorité des géoscientistes admet l'hypothèse que la quantité d'eau (sous toutes ses formes) est constante depuis la formation de la Terre, qui est d'environ 4.5 Ga (4.5 10^9 ans). Ainsi, lorsque le volume des bassins océaniques diminue, ce qui est le cas lors de la dispersion des continents, individualisés par la rupture des supercontinents (Proto-Pangée ou Pangée), le niveau des mer monte et va, partiellement, inonder et les bordures des continents. Au contraire, dès que les continents ont commencé à s'approcher les uns des autres (comme la Terre est finie et, plus ou moins, ronde, l'océanisation a une contrepartie, qui est la subduction), le niveau de la mer va commencer à descendre, puisque le volume des bassins océaniques augmente. Le volume maximal des bassins océaniques est atteint lorsque toute la croûte continentale a été assemblée dans un petit nombre de plaques lithosphériques pour former un supercontinent, comme la Pangée. La relation entre le volume des bassins océaniques et l'océanisation, c'est-à-dire, la formation de nouvelle croûte océanique est facile à comprendre, puisque plus grand sont les montagnes océaniques (nouvelle croûte océanique) plus petit est le volume des bassins océaniques. Imaginons un aquarium en plastique déformable et transparent dans lequel se trouve une certaine quantité d'eau. Dès que la base de l'aquarium se déforme par l'action, par exemple, d'un piston, le niveau d'eau monte, car le volume de l'aquarium a diminué en raison de la déformation imposée par le piston. Ainsi, lorsque d'une expansion océanique très rapide, la nouvelle croûte océanique qui forme les dorsales mid-océaniques, n'a pas assez de temps pour refroidir (devenir plus dense) et leur morphologie devient très marquée. En revanche, lorsque l'expansion océanique est lente, la croûte se refroidit, augmentation de densité et la morphologie est moins prononcée, de sorte que le niveau eustatique sera plus bas.

Dorsale Mid-Océanique......................................................................................................................................................Mid-oceanic ridge

Complexe de monts sous-marins adjacents à la ligne médiane du plancher océanique. Le système d'une dorsale médio-océanique est essentiellement un volcan linéaires segmentées. Il y a un grand nombre de dorsales médio-océaniques : (i) Dorsale Atlantique, qui fonctionne comme le centre de l'Atlantique ; (ii) Dorsale du Pacifique Est ; (iii) Dorsale du sud-est de l'océan Indien, etc. Les dorsale sont centres d'océanisation sont où les plaques lithosphériques s'éloignent les unes des autres. Elles s'élèvent de milliers de mètres au-dessus du fond océanique et peuvent avoir une extension de plus de 60000 km.

Voir : "Ride Mid-Océanique (dorsale)"
&
"Expansion Océanique"
&
"Chronologie Utilisant des Tefras"

La partie centrale de la dorsale mid-océanique Atlantique peut être observée en Islande (Thingvellier), comme illustré dans la petite photo en haut à gauche de cette figure. En fait, au fur et à mesure que les plaques lithosphériques (Europe et Amérique du Nord) s'éloignent, il se forment des vallées de type rift, qui forment la dorsale mid-océanique. Il est intéressant de noter le déplacement des dorsales mid-océaniques par des failles transformantes. Ces failles n'ont rien à voir avec les failles de cisaillement, comme certains le pensent, car elles ne sont actifs qu'entre la dorsale mid-océanique qui individualise les plaques lithosphériques. D'autre part, le déplacement, qu'il soit dextre ou senestre, est apparent. De même, et contrairement d'une idée très répandue parmi certains géoscientistes, les failles transformantes ne se prolongent vers le continent. Elles sont des lignes de fracture continentales qui conditionnent l'emplacement des failles transformantes. Ceci veut dire que les secteurs de la dorsale mid-océanique, au nord et sud d'une faille transformante, sont totalement indépendants les uns des autres. En d'autres termes, on ne peut pas dire, qu'au départ il y avait qu'un seul dorsale qui a été, par la suite, faillé et déplacée latéralement par des failles de cisaillement. En fait, le long des marges Atlantiques, les directions des failles transformantes (récentes) correspondent, exactement, aux directions des lignes de fracture de la Pangée, c'est-à-dire, du supercontinent (avant l'allongement). Ce sont les lignes de fracture qui ont conditionnée, non seulement. la localisation des bassin de type rift, formés lors de l'allongement de la lithosphère, mais aussi l'emplacement des fractures de la lithosphère, des directions de l'expansion océanique et des points chauds.

Drapé Sédimentaire ......................................................................................................................................................................................Drape

Enveloppe sédimentaire relativement peu épais composée d'argiles pélagiques déposées entre les cortèges sédimentaires, chaque fois que les centres de dépôt se déplacent vers le continent, ce qui créé, dans les parties distales de la plate-forme et dans l'eau profonde, les conditions géologiques caractérisées par un taux de sédimentation très faible. Dans les cônes sous-marins de talus, au-dessus des remplissages des dépressions et des dépôts de débordement, le drapé sédimentaire est particulièrement épais, bien que, très souvent, inférieur à la résolution sismique.

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

En eau profonde, le drapé pélagique, entre le cortège de transgressif (CT) et le cortège de bas niveau (CBN) qui est soulignée dans cette figure, est, très souvent, inférieure à la résolution de lignes sismiques, ce qui signifie que son épaisseur atteint rarement 20-30 mètres. Il est important de noter que les drapés et les couches pélagiques existent, presque toujours, entre les trois membres qui formant le cortège de bas niveau (CBN), autrement dit entre : (i) Cônes Sous-marins de bassin ; (ii) Les cônes sous-marins de talus (CST) et (iii) Prisme de bas niveau (PNB) et, même entre, chaque lobe turbiditique. Le temps de déposition d'un drapé pélagiques est, dans la plupart des cas, très supérieur au temps de dépôt total des roche entre eux. Par exemple, un lobe turbiditique d'un cône sous-marins de bassin est déposé dans quelques heures, c'est-à-dire, instantanément (en termes géologiques), tandis que le drapé pélagique qui le couvre et, qui dépasse rarement 50 à 10 cm d'épaisseur, est déposé en plusieurs milliers d'années. En d'autres termes, les drapés et les couches pélagiques ont un taux de sédimentation très faible, tandis que les roches qui forment les systèmes de dépôt des cortèges sédimentaires des taux de déposition beaucoup plus élevés. Dans cette figure, sont illustrés deux cycles-séquences, qui sont clairement séparés par un discordance induite par un e chute relative du niveau de la mer. Dans le cycle inférieur, uniquement le cortège transgressif (CT) et le prisme de haute niveau (PHN) sont représentés. Le premier a une géométrie rétrogradante tandis que le second a une géométrie progradante. Le cycle-séquence supérieure est représentée par le cortège transgressif (CT) et par le cortège de bas niveau (CNB) dans lequel se sont déposé les trois membres (CSB, CST et PBN).

Drumlin........................................................................................................................................................................................................................Drumlin

Colline allongée, asymétrique et, plus au moins, émoussée, largement composé de till, avec l'extrémité plus douce orientée dans la direction suivant laquelle le glacier se déplaçait. Les drumlins peuvent apparaître dans de petits amas formant des champs de drumlins.

Voir : "Milieu de Sédimentaire"
&
“Glacier”
&
"Till"

Comme illustré, un drumlin est un petit monticule formé par l'action glaciaire. Le grand axe est parallèle au mouvement de la glace et le côté plus raide du monticule est orientée contre le sens du mouvement. Ces structures peuvent avoir plus de 50 m de hauteur et plus de 1 km de longueur. D'autre part, elles sont composées de plusieurs couches qui se superposent avec un noyau essentiellement formé par un till glaciaire. Il y a plusieurs théories pour expliquer la formation des drumlins. Certaines considèrent comme les drumlins comme formé directement par la glace, tandis que d'autres considèrent que les drumlins sont le résultat d'inondations catastrophiques de l'eau hautement pressurisée qui coule sous la glace. Quoi qu'il en soit, les drumlins sont interprétées, principalement, comme une ondulation d'un cours d'eau. Cependant, on continue sans comprendre pourquoi certains glaciers ont des drumlins associés et pas d'autres. D'autre part, les drumlins sont, souvent, associés à des moraines arquées (ou moraines de Rogen, c'est-à-dire, moraines formées sous les glaciers), lesquelles ont une morphologie similaire aux ondulations de sable sur les plages. Ce type de moraines, qui comme indiqué, précédemment, apparaît en groupes ou champs, sont orientés perpendiculairement à l'écoulement initial de la glace, ce qui n'est pas le cas pour les drumlins qui sont orientés parallèlement à l'écoulement de la glace (dans le sens d'écoulement). En conclusion, on peut dire que l'asymétrie des drumlins indique la direction du mouvement de la glace. Le côté moins incliné (en aval), par opposition au talus escarpé, qui est dans le sens du mouvement. La hauteur d'un drumlin peut varier entre 8 et 60 mètres et la longueur peut dépasser le kilomètre. Dans certains cas, les drumlins sont disposés en groupes, plus ou moins, parallèles au mouvement du glacier comme c'est le cas dans le schéma illustré dans cette figure. N'oublions pas qu'aujourd'hui, il est encore difficile de comprendre si les sédiments ont été déposés directement avec la forme d'un drumlin ou si cette forme est le résultat de changements ultérieurs.

Dune ......................................................................................................................................................................................................................................Dune

Monticule de sable construit par des processus éoliens.

Voir : "Sable"
&
"Dune d'Estran (avant dune)"
&
"Désert"

L'origine des dunes de sable est très complexe. Il y a trois conditions essentielles : (1) Un apport de sable meuble abondant dans une région, plus ou moins, dépourvue de végétation ; (2) Une énergie éolienne suffisamment importante pour déplacer les grains de sable et (3) Une topographie, dans laquelle les particules de sable puissent perdre leur énergie et se déposer. Plusieurs objets, tels que des arbustes, rochers, pierres ou piquets, peuvent s'opposer à la force du vent et provoquer l'empilement du sable dans de petits monticules et enfin dans les grandes dunes. Certains géoscientistes mentionnent des nids de fourmis peuvent former un noyau sur lequel les dunes de sable se développent. La direction et vitesse du vent, au-delà, de l'apport de sable, produisent une grande variété de formes et tailles des dunes. Le vent déplace, individuellement, les grains le long de la surface au vent jusqu'à ce qu'ils atteignent la crête, pour après glisser sur le côté sous le vent (face de glissement) et s'accumuler à la base envahissant, lentement, d'autres régions. Certaines dunes avec des crêtes de 30 m de haut peuvent avancer 50 m par an, ce qui est une menace pour les maisons, fermes et routes environnantes. Si la direction du vent est suffisamment uniforme, au fil des années, les dunes, progressivement, changent dans la direction du vent dominant. La végétation peut stabiliser une dune, empêchant son mouvement avec le vent dominant. Le long de la côte de certaines régions des États-Unis d'Amérique du Nord, des forêts entières peuvent se développer dans les zones dunaires. Parfois, des grandes tempêtes ou d'autres perturbations peuvent détruire le couvert forestier permettant que le sable des dunes adjacentes entre dans la zone perturbée. La structure et composition minérale des grains de sable qui forment une dune dépend de la géologie des montagnes qui ont été érodées par le vent et l'eau. Bien que la plupart des dunes soit composée de quartz et feldspath, les dunes blanches (White Sands) du Nouveau-Mexique sont composés de grains de gypse. Les fameuses dunes de sable noir des forêts tropicales des îles du Pacifique Sud sont faites de petites particules volcaniques. Les dunes de sable blanc des plages tropicales (récifs coralliens et atolls) sont composées d'une variété très brillant d'animaux microscopiques, algues, fragments de coraux, foraminifères, etc. (http://waynesword.palomar.edu/ww0704.htm#Introduction).

Dune d'Estran (avant dune)..........................................................................................................................................................................Foredune

Dune appuyée contre le cordon littoral où la falaise et formée par l'accumulation de sable transporté par le vent contre un obstacle, généralement, contre une touffe de végétation halopsamophyte (que vit dans des plages de sable salé). Ces dunes commencent pour avoir la forme d'une queue, mais, rapidement, d'acquièrent la forme caractéristique d'un dôme (presque toujours inférieure à un mètre de haut). Quand, les dunes d'estran ont plus de un mètre de haut, certains géoscientistes les appellent, les dunes "rebdu», qui peuvent être isolées ou associées.

Voir : "Berme (de plage)"
&
“Falaise”
&
"Bas de Plage"

Les dunes de haute plage se forment en arrière de la moyenne plage dans la crête des bermes, où la végétation ou autres obstacles permettent de retenir les grains de sable transportés par le vent. Les dune de haute plage sont plus en plus importantes, plus l'accrétion de sable est continue. Le vent, avec une vitesse suffisante, érode les grains de sable de la moyenne et basse plage et les transporte vers l'amont. La saltation est le principal moyen de transport par laquelle le sable se déplace. C'est un processus où chaque grain de sable est transporté par le vent, près de la surface, par une série de petits sauts. Ainsi, par action du vent, les grains de sable sont calibrés. La végétation a un rôle majeure dans la taille, forme et stabilité des dune de haute plage. En général, les premières plantes à coloniser les dunes de haute plage sont herbes résistantes à la sécheresse et capables de résister à l'enterrement causé par le mouvement latéral des dunes. Au fur et à mesure que ces plantes poussent dans le sable, elles contribuent à l'emprisonnement de plus de sable, et ainsi, les dunes augmentent de taille. Bien que ces dunes puissent atteindre plus de 5 mètres de hauteur, en général, elles, rarement, dépassent un mètre. De toute façon, ces dunes agissent comme des barrières contre l'action destructrice des vagues et marées, et sont des sources de sable pour les plages lors des périodes de l'érosion. D'autre part, elles protègent, également, les régions en amont, de l'action des vagues et de l'eau salée pendant les tempêtes. Comme ces dunes ont une forte proportion de sable visibles (20%) elles sont des dunes jaunes. Signalons que plusieurs objets, tels que des arbustes, rochers, pierres etc., peuvent s'opposer à la force du vent et provoquer l'empilement du sable dans de petits monticules et enfin en dunes.

Durée d'un Cycle Séquence...........................................................................................................................................................Sechron

Intervalle de temps maximal occupé par une cycle-séquence. Cet intervalle est mesuré entre les points où les discordances passent, latéralement (vers l'aval), à des conformités, c'est-à-dire, les points où l'hiatus l'érosion est négligeable.

Voir : "Cycle d'Empiétement Continental"
&
“Cycle Stratigraphique”
&
"Cycle-Séquence"

Dans cette tentative d'interprétation géologique de la ligne sismique de terre des Etats-Unis, il est facile de constater qu'elle a été faite au niveau hiérarchique des cycles stratigraphiques dits, cycles-séquence, car la différence d'âge entre les discordances qui limitent chaque cycle est inférieure à 3 - 5 My (millions d'années) et supérieure à 0.5 My. En fait, dans la stratigraphie séquentielle, chaque cycle stratigraphique est induit par un cycle eustatique, dont la durée permet de classer les cycles stratigraphiques en : (i) Cycles d'empiétement continental qui sont induits par des cycles eustatiques de première ordre, autrement dit, par des cycles eustatiques qui ont une durée de plus de 50 My ; (ii) Sous-cycles d'empiétement continental qui sont induits par des cycles eustatiques d'une durée variant entre 3-5 et 50 My (cycles eustatiques (de seconde ordre) ; (iii) Cycles-séquence qui sont associés aux cycles eustatiques dont la durée est comprise entre 0.5 et 3-5 My (cycles eustatiques de troisième ordre) ; (iv) Paracycles (du cycle-séquence), que certains géoscientistes appellent les cycles paraséquence qui sont associés à des montées relatives du niveau de la mer d'une durée comprise entre 0.1 et 0.5 Ma, mais sans chute relative entre elles ; (v) Cycles de haute fréquence qui sont induits par des cycles eustatiques de courte durée, généralement, de durée inférieure 0.1 My. Notons que dans les lignes sismiques conventionnelles qui ont une résolution d'environ 30-50 mètres, une interprétation en cycles-séquence n'est que possible dans les régions avec un taux de sédimentation très forte, de sorte que le cycle-séquence ait une épaisseur supérieure à la résolution sismique, comme c'est le cas illustré sur cette figure. Ceci est particulièrement important, une fois que uniquement dans les tentatives d'interprétation faites au niveau hiérarchique des cycle-séquence, c'est-à-dire, quand les cortèges sédimentaires peuvent être mis en preuve, est qu'on peut avancer ou prédire des lithologies. Dans tous les autres cas, quand un géoscientiste prédit lithologies, il en train de faire une erreur de "jeunesse" comme disent certains.

Duripan........................................................................................................................................................................................................................Duripan

Horizon d'un sol durci par cimentation de silice illuvial.

Voir : "Sol"
&
"Iluvial"
&
"Fragipan"

Un duripan est un horizon diagnostique du sol qui est cimenté par de la silice d'illuviation dans un durcissement du sou-sol. Le duripan est similaire à un fragipan, l'horizon d'un Paléustalf (paléosol gris verdâtre a formé sous marges des cours d'eau et galeries boisées) et la pétrogypsique (horizon cimenté contenant des accumulations secondaires de gypse, CaSO_42H_2O), il est fermement collée et restreint la gestion des sols. Dans les descriptions des sols les duripans sont souvent indiquées par le symbole de Bqm. L'équivalent le plus proche dans le système de classification des sols du Canada il est appelé le horizon duric, même si cela ne signifie pas exactement la même chose qui fait une duripan dans les Etats-Unis. Les duripans se forment presque exclusivement dans les climats arides ou méditerranéens et peuvent être aussi durs que du ciment, ce qui les rend très difficile voire impossible de les préparer à l'agriculture avec une charrue. Ainsi, les sols qui contiennent des duripans sont, généralement, utilisés pour le pâturage et très rarement cultivés. Selon la taxonomie des sols des Etats-Unis d'Amérique Nord, proposé en 2006, les caractéristiques requises pour qu'un sol soit considéré comme un duripan sont : (i) Être cimenté ou durcie en plus de 50% du volume de l'horizon ; (ii) Montrer évidences d'accumulation d'opale et d'autres formes de silice, comme, revêtements, lentilles, interstices partiellement remplis et (iii) Moins de 50% des fragments (secs) sont effervescents dans l'acide chlorhydrique (HCl), mais plus 50% sont effervescents dans le hydroxyde de potassium ou d'hydroxyde de potassium (KOH) ou dans le hydroxyde de sodium ou soude caustique concentrée (NaOH) ; (iv) En raison de leur continuité latérale, les racines peuvent pénétrer dans la duripan seulement le long de fractures verticales espacées horizontalement de 10 cm ou plus. Les duripans se forment principalement dans les zones arides ou semi-arides, où le sol est, généralement, sec ou saisonnièrement sec. Les sols avec des duripans sont, souvent, géographiquement associés à des zones forte d'activité volcanique et de montrent des traces de carbonate de sodium ou le dépôt de verre volcanique. Le verre volcanique s'altère rapidement, offrant une ample provision de silice soluble pour cimenter le sol sous-jacent. Autres sources communes de silice (agent de cimentation) sont les minéraux ferromagnésiens et les feldspaths.