Épaississement (avance d'un glacier)............................................................................................................................................Glacial thickening

Augmentation de la masse d'un glacier, lorsque l'accumulation dépasse l'ablation. En fait, un glacier est comme un cours d'eau, ce qui signifie qu'il existe uniquement pendant qu'il y a écoulement. Si l'accumulation est plus grande que l'ablation, le glacier s'épaissit en continuant à s'écouler le long du versant. Si l'ablation est supérieure à l'accumulation, il ne rétrécit pas, en fait, il continue à s'écouler le long du versant, mais il s'amincit.

Voir : « Glacier »
&
« Glaciation »
&
« Cycle de Milankovitch »

Traditionnellement, certains géoscientistes et, surtout, les nouveaux écologistes, qui comme chacun le sait sont, principalement, des hommes et femmes de gauche, et, souvent, des communistes déguisés (dans la plupart des pays occidentaux les "verts" sont connus comme les pastèques, autrement dit, verts à l'extérieur et rouges à l'intérieur), parlent de l'avance et recul des glaciers. Toutefois, un glacier peut avancer, mais ne reculer jamais (il ne fais pas marche arrière). Un glacier est un courant (écoulement) de glace qui, par définition s'écoule le long des versants vers le bas et jamais vers le haut. Ainsi, il est plus correct de dire qu'un glacier s’épaissit ou que son volume augmente quand l'accumulation est plus grand que l'ablation. De même, il s'amincit (diminution d'épaisseur) quand l'ablation est supérieure à l'accumulation. D'autre part, souvent l'amincissement et épaississement n'ont rien à voir avec l'étendue du glacier. Il y a des glaciers qui ont diminué de longueur, mais dont le volume a augmenté. C'est ce qui semble se passer en Antarctique (n'oublions pas que l'offshore ouest est affecté par un courant marin chaud, qui fond une partie de la glace, ce qui n'a rien à voir avec le réchauffement climatique et surtout avec un soi-disant réchauffement climatique d'origine anthropique. Comme l'illustre dans cette figure, il est probable que l'épaississement et l'amincissement des glaciers soit associée aux cycles solaires. Ainsi, dans cet exemple, au cours du cycle solaire 22, qui a été un cycle froid, la plupart des glaciers ont augmenté d'épaisseur et l'extension latérale de plusieurs d'entre eux a augmenté (ont avancé comme auteurs disent). Toutefois, dans le cycle solaire 23 (1996 - 2008), la majorité des glaciers a diminué d'épaisseur et leur extension latérale a diminué. Comme le cycle 24, qui a commencé, probablement en 2009, il est possible que l'étendue latérale et le volume de nombreux glaciers augment.

Épibenthos (organismes)..................................................................................................................................................................................Epibenthos

Organismes qui vivent sur le fond marin ou immédiatement au-dessus. Certains sont attachés au fond de la mer, mais d'autres sont mobiles. Les éponges, coraux et étoiles de mer sont des épibenthos.

Voir : « Benthos »
&
« Mésobenthos »
&
« Mérobenthos »

Les organismes benthos ou benthiques comprennent les espèces vivant au-dessus de la surface des sédiments (épibenthos) et les espèces qui vivent en dessous la surface des sédiments (endobenthos). Toutefois, cette distinction n'est pas toujours évident car certains organismes, tels que certains vers Sabelidae, qui vivent dans les deux environnements. Cependant, traditionnellement, pour la plupart des géoscientistes, les organismes épibenthos comprend la fraction des benthos qui se trouve directement sur le fond de la mer et non enterré (endofaune ou endobenthos). Dans les organismes épibenthos, se sont développé deux stratégies de vie différentes : (i) Épibenthos fixes ou sessiles, c'est-à-dire, des organismes qui ne se déplacent et qui vivent en permanence attaché au substratum (comme, les éponges, gorgones (coraux cornés), coraux, crustacés, bryozoaires, etc.) et qui sont, principalement, des filtreurs, car ils se nourrissent de seston (toutes les particules, organiques ou non, qui sont dispersés dans la colonne d'eau et, en plus, qui peuvent être une bonne nourriture pour certains organismes et ont un rôle important dans la diffusion de la lumière dans l'eau et, par conséquent, dans la production primaire) et (ii) Épibenthos mobiles (vagiles) qui ont la capacité de se déplacer activement sur le fond (comme les polychètes errants, gastéropodes, crustacés, poissons, etc.), et des ressources alimentaires différentes ; les épibenthos mobiles incluent des espèces carnivores, charognards, et certains détritivores suspensivores (qui se nourrissant de matière organique, phyto et zooplancton, qui est en suspension dans la colonne d'eau). Les suspensivores sont également connus comme filtreurs, bien que beaucoup d'entre eux, dans la réalité, ne filtrent pas l'eau, car ils ont des cils et zones muqueuses auxquelles adhèrent les particules de nourriture. Comme épibenthos on peut citer : les gastéropodes Atlanta lesueruri, Benthonella tenera, Gastropoda Prosobranches, Creseis acidula, Clio sp., Cavolinia sp., Notauchis punctatus, Roxana utricule, Gastropoda Opisthobranches, etc., et les bivalves Bathyarca Philippiana, Bathyarca grenophia, etc., et les polychètes Aphroditimorfa, Hyalinoecia sp., Peruas sp., Flabelligeridae, Terebelidae, etc.

Épicentre.................................................................................................................................................................................................................Epicenter

Point de la surface terrestre directement au-dessus de l'hypocentre (foyer), c'est-à-dire, au-dessus du point de rupture qui a déclenché le séisme.

Voir : « Subduction de type B (Benioff) »
&
« Tsunami »
&
« Onde Sismique »

Pendant un tremblement de terre, les ondes sismiques se propagent de manière sphérique à partir du foyer (hypocentre). Une ombre sismique apparaît sur le côté opposé de la Terre, à partir de l'épicentre du tremblement de terre, une fois que le noyau externe de la Terre est liquide et réfracte les ondes longitudinales de compression (ondes P). Ces ondes ont la même direction de vibration que le mouvement. Le noyau externe absorbe les ondes transversales ou de cisaillement (ondes S) qui vibrent à angle droit à la direction de propagation. Ainsi, entre 104° et 140° du foyer du séisme, peu ou pas d'ondes sismiques peuvent être détectées, puisque les ondes P sont réfractés par le noyau terrestre et les ondes S sont interrompues. En-dehors de la zone d'ombre deux types d'ondes sismiques peuvent être détectés, mais en raison de leurs chemins différents à travers la Terre, elles arrivent à des moments différents. En mesurant les différences de temps dans n'importe quel sismographe, ainsi que la distance dans un graphique distance-temps, dans lequel les ondes P et S ont la même séparation, les géoscientistes peuvent calculer la distance de l'épicentre. En sismologie, cette distance, appelée épicentrale est, généralement, mesurée en degrés et notée Δ (delta). Une fois que la distance épicentrale a été calculée, pour au moins trois stations sismographiques, la position de l'épicentre peut être calculée facilement par une simple triangulation. La distance épicentrale est utilisée dans le calcul des magnitudes sismiques développées par Gutenberg et Richter, lesquelles n'ont pas de limites, ni supérieur, ni inférieur. La magnitude maximale est limitée par la résistance de la croûte et du manteau supérieur. Depuis le début de la sismologie instrumentale on n'a jamais observé des tremblements de terre avec une amplitude d'environ 8.6. Les plus grands séismes ont été enregistrés au Chili, en 1960, avec une magnitude estimée de 8.5 et dans l'Alaska, en 1964, qui a atteint une magnitude 8.6. Certains géoscientistes pensent que les roches ne peuvent pas stocker plus d'énergie élastique que ± 6.3 10^23 ergs. Cependant, il est possible que des tremblements de terre causés par des météorites puissent avoir une amplitude plus grande.

Épicontinentale (mer)...........................................................................................................................................................................Epicontinental

Mer peu profonde qui s'étend sur une partie d'un continent.

Ver : « Mer Épicontinentale »
&
« Plate-forme »
&
« Variation Relative (du niveau de la mer) »

Une mer épicontinentale est la portion de la mer qui est sur le plateau continental et les portions qui s'étendent vers l'intérieur du continent avec des caractéristiques similaires en ce qui concerne, surtout, à la profondeur d'eau. Une mer épicontinentale est, également, connue comme mer épeirique ou intérieure. Comme indiqué dans ces diagrammes la formation et disparition des mers épicontinentales est étroitement associée aux cycles de régression - transgression. Ainsi, lors d'une chute relative du niveau de la mer significative, les biseaux d'aggradation côtiers se déplacent vers la mer et vers le bas, ainsi que la ligne de côte (limite entre onshore et offshore) et le niveau de la mer sera au-dessous de la rupture continentale (ne pas confondre la rupture ou rebord continental avec le rebord du bassin, bien que dans certaines conditions géologiques, ils puissent coïncider). Le plateau continental sera entièrement déterré et transformé en une plaine côtière bordée en aval par la ligne de côte. Bien sûr, que si cela arrive, la partie épicontinentale de la mer disparaît et les parties intérieures pourront soit disparaître complètement ou devenir, plus ou moins, isolées ou se transformer même en lacs. Au contraire, lors d'une montée relative de niveau de la mer (eustasie plus tectonique), même si les conditions géologiques au départ sont de bas niveau, autrement dit, avec le niveau de la mer plus bas que le rebord du bassin (que dans ce cas coïncide avec le rebord continental, puis que le bassin n'a pas de plate-forme), la plaine côtière, délimitée, en aval, par la ligne de côte, sera inondée par la montée relative du niveau de la mer. Cela signifie que, peu à peu, il se forme une plate-forme et que la tranche d'eau augmente, au fur et à mesure, que la ligne de côte et les dépôts côtiers (biseaux d'aggradation) se déplaçant vers le continent. Cette montée relative du niveau de la mer peut être suffisante pour qu'une mer épicontinentale s'étend vers l'intérieur. Cela arrive à chaque fois que l'empiétement continental (composante horizontale de aggradation côtière) est important, ou en d'autres termes, lorsque la topographie du continent est relativement plane. Dans ces conditions, une montée relative du niveau marin de 10 m peut, localement, déplacer la ligne de côte vers le continent des centaines de kilomètres.

Épifauna ...................................................................................................................................................................................................................Epifauna

La faune benthique vivant sur une surface, que ce soit la surface du fond de la mer ou la surface d'organes ou la surface d'un objet (roche, épave, etc.). Synonyme de Épibenthos.

Voir : « Benthos »
&
« Endofaune »
&
« Exogène »

La faune, autrement dit, la vie animale d'une déterminée région ou dans un moment géologique particulier, peut être divisé en: (i) Endofaune (ou infaune), c'est-à-dire, tous les animaux qui vivent enfouis dans les sédiments marins ou d'eau douce ; (ii) Épifaune ou Épibenthos, qui englobe les animaux aquatiques qui vivent sur substratum du fond de la mer et non à l'intérieur (endofaune), c'est-à-dire, la faune benthique vivant au-dessus de la surface des sédiments du fond marin : (iii) Macrofaune, les benthiques (vivant sur ou dans les sédiments du fond d'une étendue d'eau) ou les organismes terrestres qui sont retenus dans un tamis de 0.5 mm de maille ; (iv) Mégafaune, les gros animaux d'une région donnée ou d'une époque géologique donnée ; (v) Méiofaune, les petits invertébrés benthiques qui vivent dans les zones marines et d'eau douce ; le terme méiofaune définit, vaguement, un groupe d'organismes par leur taille, plus grande que la microfaune, mais plus petite que la macrofaune, plutôt que d'un groupe taxonomique ; (vi) Mésofaune, englobe les invertébrés macroscopiques terrestres tels que les arthropodes, vers de terre, nématodes ou vers ronds, etc. ; (vii) Microfaune, les organismes microscopiques ou de très petits animaux (incluant généralement les protozoaires et les rotifères, qui sont de minuscules animaux dans le plancton). Pour terminer, nous pouvons dire que les benthos ou les animaux benthiques se trouvent à toutes les profondeurs et sont associés à tous les types de substratums. Environ 80 % des animaux appartiennent à l'épifaune benthique. Ce sont des animaux qui vivent dans ou qui sont lié à la surface des régions rocheuses ou dans les sédiments cohérents. Les benthiques qui vivent enfouis dans le substratum appartiennent à l'endofaune et sont, généralement, associés à des sédiments mous tels que le sable ou la boue. Certains animaux de mer profonde sont sessiles comme des adultes (Cirripèdes, Anthozoaires, Bivalvia), tandis que d'autres sont mobiles en permanence (crustacés, mollusques et échinodermes). La plupart des formes benthiques produit des larves qui passent des semaines de leur cycle à vivre comme méroplancton (cycle de vie biphasique), permettant que les espèces évitent une surpopulation et colonisent des nouvelles régions.

Épipélagique (organisme)...............................................................................................................................................................................Epipelagic

Organisme vivant dans la région épipélagique, autrement dit, dans l'horizon supérieur de l'océan, qui se trouve, plus ou moins, entre le niveau de la mer et la profondeur de 200 mètres. C'est dans cette zone, qui ne représente que 2 - 3 % de tout l'océan, que la photosynthèse est possible.

Voir : « Épipélagique (zone) »
&
« Endofaune »
&
« Bathypélagique (organisme) »

Il y a plusieurs intervalles d'eau depuis la surface vers le fond de l'océan, mais celui où 90% de toutes les formes de vie de l'océan vit est la zone ou intervalle épipélagique ou zone euphotique. Cette zone est celle qui est plus proche du Soleil et où se trouvent les plantes. Cette zone est la seule qui a la lumière nécessaire à la photosynthèse. Dès que la lumière du soleil est abondant, cette région a beaucoup de vie et, en particulier, une grande variété d'algues. C'est là que se trouvent les plantes à fleurs et une grande variété d'algues. Une autre qualité unique de la zone épipélagique est l'absence de sédiments, puisque, au-delà de la plate-forme continentale, cette zone n'a pas de fond. Sans sédiments, il n'y a pas lithophages, mais un excès de suspensivores, c'est-à-dire, des organismes qui se nourrissent de la nourriture qui flotte dans l'eau. C'est dans cette zone qui se trouvent certains des animaux les plus familiers de l'océan, comme le requin, thon, méduses, tortues de mer, mais aussi les baleines bleues, orques et dauphins. La plupart des poissons communs que les humains consomment se trouvent dans cette zone. Comme organismes épipélagiques on peut citer avant (A) Le plancton (organismes qui ne savent pas nager à contre-courant), dans lequel on peut considérer : (i) Picoplancton (0,2 à 2 mm) et nanoplancton (20-20 m), la plupart des bactéries et des petites algues unicellulaires ; (ii) Netplancton (> 20 m), qui comprend le phytoplancton grand et tout le zooplancton ; (B) Le phytoplancton, qui est responsable de plus de 95 % de la photosynthèse dans les océans et plus la moitié de la production primaire sur la Terre ; les principaux organismes sont les diatomées, dinoflagellés et les cyanobactéries qui sont capables de fixer l'azote, c'est-à-dire, de transformer l'azote organique en azote minéral qui peut être utilisé par le phytoplancton; (C) Protistes ; (D) Zooplancton et (E) Necton, c'est-à-dire, des organismes qui peuvent nager à contre-courant, comme les poissons, calmars, mammifères marins, tortues, oiseaux marins, etc., qui sont, surtout, des prédateurs carnivores, bien que certains mangent du plancton (baleines) ou du petit necton.

Épipélagique (zone).........................................................................................................................................................................................Epipelagic

Couche supérieure des zones océaniques, qui va jusqu'à une profondeur d'environ 200 mètres, et dans laquelle est située, à peu près, 90 % de la vie marine, dû à la température relativement chaude et l'abondance de lumière du soleil, qui permet la photosynthèse.

Voir : « Photosynthèse »
&
« Zone Photique »
&
« Phytoplancton »

Comme illustré dans cette figure, lorsque le bassin océanique a une plate-forme continentale, celle-ci représente le domaine épipélagique adjacent aux continents qui est, probablement, le domaine le plus riche en vie marine, puisque la quantité de nutriments qu'on y trouve est important. Ceci est particulièrement vrai quand un courant marin ascendant (riche en oxygène et autres nutriments) est situé à proximité du rebord continental. Dans ces conditions, c'est-à-dire, dans les conditions géologiques de haut niveau de la mer, la ligne de la côte ne correspond pas au rebord continental. Celui-ci coïncide avec le rebord du bassin, puisque le bassin a une plate-forme continentale. Toutefois, lorsque le niveau de la mer est plus bas que le bord du bassin, ce qui signifie, dans des conditions géologiques de bas niveau de la mer, le bassin n'a pas de plate-forme continentale et ainsi, la zone épipélagique adjacente aux continents n'existe pas. Elle est limitée à la partie supérieure de la tranche d'eau de la mer ouverte. C'est dans la zone épipélagique, qui s'étend du niveau de la mer jusqu'à une profondeur d'environ 200 mètres (zone euphotique), que le phytoplancton (algues et plantes microscopiques) vit. Il est le producteur primaire des océans, autrement dit, il forment le plus bas niveau de la chaîne alimentaire océanique. En utilisant le processus de la photosynthèse, le phytoplancton transforme le CO_2, OH_2 et d'autres nutriments en carbonohydrates simples (sucres), fournissant ainsi la nourriture pour les organismes du phytoplancton et organismes supérieurs. Au niveau supérieur de la chaîne alimentaire pélagique ont trouve les consommateurs primaires : le zooplancton (animaux microscopiques). Ils se nourrissent de phytoplancton, mais à son tour, ils sont la nourriture des grands animaux (consommateurs secondaires), comme la sardine, hareng, thon, et d'autres types de poissons et de mammifères aquatiques. Au sommet de la chaîne alimentaire ont trouve les consommateurs finaux, comme les baleines à dents (la baleine se nourrit principalement de plancton), etc.

Épirogénèse ...................................................................................................................................................................................................Epirogenesis

Forme de diastrophisme qui, selon certains géoscientistes, a produit les grands composants des continents et océans, ce qui contraste avec les orogenèses (processus plus localisés), qui ont produit les montagnes. Les mouvements épirogéniques sont, principalement, verticaux et affectent des vastes régions des continents, non seulement des cratons, mais aussi, des chaînes de montagnes stabilisées. Ils ont produit la topographie montagneuse actuelle. Les structures épirogéniques peuvent devenir orogéniques mais la plupart contraste fortement. Synonyme Épeirogénèse et Épeirogénie.

Voir : « Temps Géologique »
&
« Échelle du Temps (géologique) »
&
« Orogénie »

Cette hypothèse et les termes associés étaient fréquents avant l'avènement de la tectonique des plaques qui explique mieux ce que l'épirogénèse a essayé d'expliquer. L'hypothèse que Carey a avancé pour expliquer le diapirisme observé sur les marges du Pacifique, était basée sur le fait que le matériel volcanique chaude et peu dense, qui forme les diapirs, se déforme de manière plastique, non seulement parce qu'il est plus chaud que le matériel environnant qui les confine, mais aussi parce qu'il est soulevé par le matériel sous-jacent ascendant très chaud. Cela signifie que l'ascension des diapirs n'est pas uniquement induite par la viscosité et densité du matériel qui les constitue. Dans les zones orogéniques, les isothermes sont toujours plusieurs kilomètres plus hautes que dans les zones stables, en raison du mouvement ascendant du matériel sous-jacent plus chaud. Pour Carey, tout se déplace verticalement et vers le haut. Pour lui, une fois que le matériel volcanique atteint la surface, il s'écoule latéralement, par gravité, laquelle contrôle les déformations (raccourcissement par des failles inverses) induites par le mouvement vertical et continu du matériau sous-jacent. Dès que les ceintures orogénique diapiriques se forment, la croûte devient plus fine et chaude, au fur et à mesure que les déformations se produisent. Les déformations en extension (allongement, failles normales), suggèrent que l'épirogénie se développe dans les zones fragiles de la croûte et que les anciennes épirogénies peuvent être réactivés. Pour Carey, ce serait ce processus qui contrôle la réactivation des anciennes orogenèses et non les cycles de Wilson, c'est-à-dire, les périodiques collisions entre les continents résultants de la fracturation des supercontinents, comme suggéré par la théorie de la tectonique des plaques.

Épirogénie.............................................................................................................................................................................................................Epirogeny

Forme de diastrophisme qui, selon certains géoscientistes, a produit les grands composants des continents et océans, ce qui contraste avec les orogenèses (processus plus localisés) qui ont produit les montagnes. Les mouvements épirogéniques sont, principalement, verticaux et affectent des vastes régions des continents, non seulement des cratons, mais aussi, des chaînes de montagnes stabilisées. Ils ont produit la topographie montagneuse actuelle. Les structures épirogéniques peuvent devenir orogéniques mais la plupart contraste fortement. Synonyme de Épirogénèse ou Épeirogénèse.

Voir : « Temps Géologique »
&
« Échelle du Temps (géologique) »
&
« Orogénie »

Avant l'avènement de la théorie de la Tectonique des Plaques, autrement dit quand nous étions à l'Université, la théorie avancée par la plupart des géoscientistes, pour expliquer certaines observations géologiques, était l'épirogénie qui, désormais est, pratiquement, abandonnée. Cette hypothèse suggère, que les cratons s'auraient formés à partir de complexes volcaniques par le mouvement vertical des points chauds. Comme illustré dans cette figure, les premiers magmas auraient remonté du manteau et étaient, probablement, basaltiques (il y a trois types principaux de magmas : basaltique, andésitique et rhyolitique). Cependant, au fur et à mesure que la croûte augmentait d'épaisseur, en raison de la superposition des laves et dépôts sédimentaires, une fusion partielle aurait produit des magmas andésitiques (fréquentes, en particulier, dans les zones de subduction de type B). Ainsi, avec le temps, les îles continentales, ainsi formées, sont devenues, peu à peu, granitiques. Cette hypothèse qui ne comporte aucun mouvement des plaques tectoniques dans la croissance des cratons, ne peut, évidemment, pas être considérée comme exclusive et elle est même contestée par la plupart des géoscientistes. Les géoscientistes modernes qui ont adopté cette théorie, admettent que le volume de la Terre n'a jamais été constant, mais qui au contraire, il a augmenté avec le temps. Ainsi, pour eux, en raison de l'augmentation initiale du volume de la Terre, la croûte primitive aurait éclatée et permis l'ascension et extrusion, le long des fractures, de matériel volcanique profond. En même temps, l'eau serait libérée, peu à peu, du manteau pour maintenir le niveau de la mer constant. Cette hypothèse qui implique que la force de gravité a variée le long de l'histoire de la Terre, a été réfutée par plusieurs observations.

Épirogénique...................................................................................................................................................................................................Epirogenic

Adjectif d'épicraton (craton d'un bloc continental). Un mouvement épirogénique est un mouvement vertical de la surface de la Terre qui n'est pas accompagné d'une déformation significative des plans de stratification. Peut s'écrire, également, épeirogénique (du grec epeiros que signifie continent).

Voir : « Volcanisme »
&
« Orogénie »
&
« Subduction de Type A (Ampferer) »

Sur la surface de la Terre, il y a certains domaines, comme illustré sur cette figure qui peuvent être expliqués comme le résultat d'un soulèvement épirogénique, une fois que les sédiments ne sont pas raccourcis, ce qui signifie que les sédiments n'ont pas été soumis à un régime tectonique compressif. Lorsque les sédiments sont soumis à un régime tectonique compressif, ils sont raccourcis et comme la contrainte effective (pression hydrostatique + pression géostatique + vecteur tectonique) minimal (σ_3) est vertical, naturellement, il se produit un soulèvement, ce qui, en termes de stratigraphie séquentielle signifie une chute relative du niveau de la mer. En général, ce type de soulèvement est associée à des zones de fracture majeures dans la croûte océanique. Cependant, avant et même, après de l'avènement de la théorie de la Tectonique des Plaques, certains géoscientistes admettent que le volume de la Terre depuis sa formation, a augmenté et que le mécanisme principal a été l'épirogénie. En fait, dans les reconstructions de la Pangée (supercontinent du Permien - Trias), presque tous les géoscientistes admettent que le volume de la Terre est le même depuis sa formation, autrement dit, ils admettent que la force de gravité n'a pas varié depuis environ 4.5 Gy. Ainsi, quand ils ajustent les continents les uns contre les autres, en utilisant les limites des plate - formes continentales comme référence, ils mettent en évidence un grand golfe (mer de Téthys) dans la masse continentale agglutinée. Cependant, certains géoscientistes. comme G. Owen, (1992), pensent que le volume de la Terre, entre 200 et 120 millions d'années était plus petit et que le rayon de la Terre était 80 % du rayon actuel. Dans ces conditions, dans la reconstitution de la Pangée, les continents s'assemblent parfaitement les uns contre les autres sans aucune anomalie, c'est-à-dire, sans la mer de Téthys et la mer Paléo-Arctique. En fait, Owen pense que les dimensions de la Terre n'ont pas été constante au cours des éons. D'autre part, il admet, également, que dans les marges actives de l'océan Pacifique, le taux de la subduction de la croûte océanique est insuffisant pour satisfaire la loi de conservation de la surface d'une sphère de dimensions constantes.

Époque.............................................................................................................................................................................................................................Epoch

Division du temps géologique plus courte qu’une Période et plus longue qu'un Âge. Ex : L'Époque néocomienne fait partie de la Période Crétacée.

Voir : « Échelle du Temps (géologique) »
&
« Éon »
&
« Temps Géologique »

Dans cette échelle géologique, la dernière colonne (Temps %) représente le pourcentage de temps de chaque période jusqu'à ce jour. Ainsi, le Crétacé représente environ 1.6% (5.3 à 3.7 Ma) de la durée totale de l'histoire de la Terre, c'est-à-dire, depuis le début de l'Archéozoïque (qui peut être divisé en Hadéen et Archéen). Les roches du Crétacé forment trois séries : (i) Néocomien ; (ii) Galique et (iii) Sénonien. La série Néocomien a été introduite par Jules Thurman (1835) à partir des affleurements de Neuchâtel (Neocomum), en Suisse. Dans la région type (Neuchâtel), les roches ont été divisés en deux sous - étages : (a) Valanginien, formé par les roches qui affleurent le long des gorges de la rivière Seyon, près du village de Valangin, et (b) Hauterivien, formé par les rochers qui affleurent entre les villages de Saint - Blaise et Hauterive. Certains géoscientistes, comme Coquand (1876), considèrent, également un sous - étage local, appelé Infra-Valanginien ou Berrisien. C'est durant le Néocomien, que le supercontinent Pangée s'est allongé par la formation de bassins de type-rift, et plus tard, s'est fracturé en plusieurs continents, qui occupent, actuellement, des positions très différentes. Toutefois, la fracturation et l'individualisation des continents n'a pas été synchrone. Dans le Gondwana (continent sud de la Pangée), par exemple, l'océanisation s'est faite du sud vers le nord, ce qui signifie que lorsque l'Océan Atlantique Sud, au large des côtes angolaises, était déjà assez large, au Nord, le long du golfe du Niger, la rupture de la lithosphère n'avait pas encore eu lieu. C'est, également, dans le Néocomien, que les premières angiospermes ont apparu. Probablement, elles ont commencé à faire partie de la flore depuis le Néocomien pour devenir dominantes vers la fin du Crétacé. Naturellement, le développement des fleurs a conduit, immédiatement, à leur coévolution avec les insectes. Ainsi, au début du Crétacé, on commence à voir se développer des pollinisateurs spécialisés des différents clades (groupes d'organismes provenant d'un seul ancêtre commun) d'insectes. C'est, également, dans le Néocomien, que les mammifères ont évolué en clades placentaires et marsupiaux.

Époque Glaciaire (origine)............................................................................................................................................................................Ice age

Période de temps caractérisée par d'importantes glaciations dans plusieurs parties du monde. Le rayonnement du Soleil est le paramètre principal qui contrôle le climat de la Terre. Tout changement dans le rayonnement a une grande influence sur la température et sur les époques glaciaires. Toutefois, selon G. Gamow (1950), d'autres hypothèses peuvent être avancées pour expliquer les époques glaciaires : (i) Tempêtes solaires ; (ii) Quantité de gaz atmosphériques ; (iii) Activité volcanique ; (iv) Quantité de croûte continentale ; (vi) Révolutions de Galaxies ; (vii) Cycles de Milankovitch, etc.

Voir : « Glacier »
&
« Cycle de Milankovitch »
&
« Glaciation »

L'état d'équilibre de tout système dépend des facteurs présents dans le système, telles que température, pression et de concentration des différentes espèces. Ces facteurs sont appelés variables ou paramètres de réaction. Un changement dans l'un des paramètres peut influencer l'état d'équilibre. La règle générale, qui peut expliquer à l'effet des variations de ces paramètres sur l'état d'équilibre, a été formulée par H. Le Chatelier (1885) et F. Braun (1886) et est appelé principe de Le Chatelier, lequel peut être appliqué dans presque toutes les branches de la science. L'exemple illustré dans ces diagrammes montre la formation de failles normales listriques qui se développent, souvent, le long du rebord continental (qu'il corresponde ou non au rebord du bassin), afin d'équilibrer le système dès qu'un ou plusieurs des facteurs du système a varié. En effet, si, par exemple, on considère la progradation (déplacement vers la mer) de la rupture d'inclinaison de la surface de dépôt côtière (plus au moins le front du delta), au fur et à mesure que le niveau relatif de la mer monte en décélération (régression), tout se passe, normalement, jusqu'à l'angle critique de stabilité du prodelta (talus du delta) n'ait pas été atteint. Cela signifie que le delta prograde, tranquillement, vers le bassin. Toutefois, dès que l'angle critique du prodelta est atteint, ou si pour n'importe quelle autre raison, l'équilibre de la rupture côtière de l'inclinaison de la surface de déposition est rompu, localement, se développe un régime tectonique extensif. Ce régime tectonique, caractérisé par un ellipsoïde des contraintes effectives avec σ_1 vertical, σ_2 parallèle à la direction du prodelta et σ_3, plus ou moins perpendiculaire, il crée un certain nombre de failles normales qui s'aplatissent en profondeur et vers le bassin. L'extension (allongement) sédimentaire créée par ce régime extensif est équilibrée par le développement d'un régime tectonique compressif, plus distale, mais pratiquement synchrone (en termes géologiques) du premier, caractérisée par un ellipsoïde des contraintes effectives σ_1 horizontal et perpendiculaire à la ligne la côte, σ_2 parallèle à la direction du prodelta et σ_3 verticale. Ce régime raccourcis les sédiments qui ont glissé de l'amont, ce qui permet d'équilibrer, à un nouveau, le système de déposition.

Équilibre (état).....................................................................................................................................................................................................Equilibrium

Condition d'un système dans lequel les influences concurrentes sont équilibrées.

Voir : « Théorie des Systèmes »
&
« Point d'Équilibre »
&
« Profil d'Équilibre (fleuve) »

L'état d'équilibre de tout système dépend des facteurs présents dans le système, telles que température, pression et de concentration des différentes espèces. Ces facteurs sont appelés variables ou paramètres de réaction. Un changement dans l'un des paramètres peut influencer l'état d'équilibre. La règle générale, qui peut expliquer à l'effet des variations de ces paramètres sur l'état d'équilibre, a été formulée par H. Le Chatelier (1885) et F. Braun (1886) et est appelé principe de Le Chatelier, lequel peut être appliqué dans presque toutes les branches de la science. L'exemple illustré dans ces diagrammes montre la formation de failles normales listriques, qui se développent, souvent, le long du rebord continental (qu'il corresponde ou non au rebord du bassin), afin d'équilibrer le système dès qu'un ou plusieurs des facteurs du système a varié. En effet, si, par exemple, on considère la progradation (déplacement vers la mer) de la rupture côtière de l'inclinaison de la surface de dépôt (plus au moins le front du delta), au fur et à mesure que le niveau relatif de la mer monte en décélération (régression), tout se passe, normalement, jusqu'à l'angle critique de stabilité du prodelta (talus du delta) n'ait pas été atteint. Cela signifie que le delta prograde, tranquillement, vers le bassin. Toutefois, dès que l'angle critique du prodelta est atteint, ou si pour n'importe quelle autre raison, l'équilibre de la rupture côtière de l'inclinaison de la surface de déposition est rompu, localement, se développe un régime tectonique extensif. Ce régime tectonique, caractérisé par un ellipsoïde des contraintes effectives avec σ_1 vertical, σ_2 parallèle à la direction du prodelta et σ_3, plus ou moins perpendiculaire, il crée un certain nombre de failles normales qui s'aplatissent en profondeur et vers le bassin. L'extension (allongement) sédimentaire créée par ce régime extensif est équilibré par le développement d'un régime tectonique compressif, plus distale, mais pratiquement synchrone (en termes géologiques) du premier, caractérisée par un ellipsoïde des contraintes effectives σ_1 horizontal et perpendiculaire à la ligne la côte, σ_2 parallèle à la direction du prodelta et σ_3 verticale. Ce régime raccourcis les sédiments qui ont glissé de l'amont, ce qui permet d'équilibrer, à un nouveau, le système de déposition.

Équilibre Eustatique.................................................................................................................................................................Eustatic stillstand

Relation constante entre le niveau de la mer et la surface de dépôt, autrement dit, quand le niveau relatif de la mer ne varie pas au cours du dépôt. Une telle situation est facilement reconnue sur le terrain et lignes sismiques, par les biseaux sommitaux de non dépôt, ce qui signifie que l'accrétion verticale est nulle ou négligeable (inférieur à la résolution sismique) par rapport à d'accrétion latérale.

Voir : « Variation Relative (du niveau de la mer) »
&
« Courbe des Biseaux d'Aggradation Côtière »
&
« Biseau d'Aggradation »

Dans cette tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique du Caucase, deux intervalles sédimentaires progradants (2 et 5) sont caractérisés par une configuration interne avec des biseaux sommitaux (supérieurs) par non-dépôt. Ce type de terminaison des réflecteurs qui est, souvent, difficile à différencier de biseaux sommitaux par érosion, suggère une stabilité du niveau relatif de la mer pendant le dépôt. Comme il n'y a pas aggradation, autrement dit, de création d'espace disponible pour les sédiments (causée par une montée relative du niveau de la mer), les sédiments transportés vers la ligne de côte sont obligés a se déposer par simple accrétion latérale. Cette accrétion déplace la ligne de côte vers la mer sans déplacement vertical. La géométrie des réflecteurs, dans ces intervalles, est caractéristique des progradations obliques sans dépôt vertical, c'est-à-dire, qu'il n'y a pas d'érosion ou qu'elle est minimum (inférieure à la résolution sismique). Sur les lignes sismiques, ainsi que sur le terrain, la distinction entre progradations obliques et sigmoïdes est facile. Les premières n'ont pas d'aggradation (accrétion verticale), tandis que le secondes ont une aggradation verticale, bien qu'elle soit beaucoup moins important que la progradation (accrétion latérale). La différenciation entre les biseaux sommitaux par non dépôt et par troncature (érosion) peut, en certains cas, ne pas être évident. Lorsque l'érosion est évidente, les géoscientistes parlent de biseaux sommitaux par troncature ou érosion. Quand il n'y a pas d'érosion, c'est-à-dire, quand les zones de transit sédimentaire et les périodes de stabilité eustatique sont prépondérantes, comme c'est le cas dans cette tentative pendant les intervalles sédimentaires 2 et 5, les biseaux sommitaux sont par non-dépôt. Bien que dans cette région, les régimes tectoniques compressifs aient été, globalement, prépondérants, le comportement sub-horizontal des paquets sédimentaires et les progradations obliques suggèrent que l'eustasie a été le facteur principal de l'accommodation.

Équilibre Géostrophique.........................................................................................................................................Geostrophic equilibrium

État de mouvement d'un fluide idéal (fluide non visqueux, caractérisé par des forces de surface perpendiculaire aux limites de chaque élément), dans lequel la force de Coriolis équilibre, exactement, la pression horizontale en tous les points. Lors d'un cyclone, par exemple, aux latitudes extra-tropicales, l'atmosphère, fréquemment, s'approche d'un état d'équilibre géostrophique.

Voir : « Effet de Coriolis »
&
« Géostrophique (courant) »
&
« Géostrophique (vent) »

Dans l'atmosphère et l'océan, à grande échelle et en dehors des limites (surface, ligne de côte) et de l'équateur, les termes dominants dans l'équation du mouvement horizontal sont la force de Coriolis et la force causée par le gradient de pression horizontale. Le balance géostrophique, qui suppose un équilibre entre ces deux forces, est une approximation raisonnable : f ug =1ρ ∂p∂ x - f ug=1 ρ∂p ∂y. Dans cette équation p est la pression, ρ la densité, f le paramètre de Coriolis et ug, vg les composants (géostrophique) de la vitesse dans deux directions horizontales. f est égal à 2 φ Ωsin, où Ω est la vitesse angulaire de la Terre et φ la latitude. f est positif dans l'hémisphère Nord et négatif dans l'hémisphère Sud. Quand cet équilibre est atteint, le fluide est en équilibre géostrophique, et connaissant la distribution de la pression horizontale, la vitesse horizontale peut être calculée. L'équilibre géostrophique explique pourquoi le flux est le sens du mouvement des aiguilles d’une montre autour d'une haute pression dans l'hémisphère Nord et le sens contraire autour d'une basse pression. Ainsi, les vents, qui se déplacent d'une haute vers une basse pression afin d'annuler la différence de pression, due à l'effet de Coriolis, le vent, dans l'hémisphère Nord, est déviée vers la droite au fur et à mesure qu’il vient de la haute pression. Lorsque le vent s’approche de la basse pression est déviée vers la gauche produisant un mouvement dans le sens inverse des aiguilles d'une montre autour du centre de basse pression. Les vents qui se déplacent des hautes vers les bases pressions sous l'influence de la force de Coriolis sont les vents géostrophiques. Les basses pressions atmosphériques et les courants océaniques convergents tendent à soulever de ± 1 m la surface du niveau des mers. Au contraire, les hautes pressions atmosphériques et des courants océaniques divergents ont tendance à abaisser le niveau de la mer de ± 1 m. En raison de l'effet de Coriolis, l'eau, qui s’écoule des hauts vers les bas ne coule pas le long de la pente maximale, mais le long des lignes de contour. Ce sont ces courants que les géoscientistes appellent courants géostrophiques.

Équinoxe....................................................................................................................................................................................................................Equinox

Position de la Terre, lorsque l'inclinaison de l'axe de rotation (de la Terre) est telle sorte que les rayons du Soleil sont à l'équateur (point de l'orbite qui est atteint lorsque le Soleil est au zénith sur l'équateur terrestre).

Voir : « Cycle de Milankovitch »
&
« Théorie Astronomique des Paléoclimats »
&
« Précession des Équinoxes »

Du point de vue astronomique, un équinoxe est le moment en que la Terre se trouve dans l'un des nœuds de son orbite (l'une des deux intersections entre l'orbite et le plan de l'écliptique). L'axe de la Terre est incliné d'environ 23.44° par rapport du plan de son orbite. Par conséquent, pendant moitié de l'année, l'hémisphère nord de la Terre est incliné vers le Soleil, tandis que pendant l'autre moitié c’est hémisphère Sud. Au cours de l'équinoxe, les deux hémisphères sont également opposés au Soleil, qui est situe, directement, au-dessus de l'équateur. À ce moment, les pôles Nord et Sud sont situés sur terminateur (cercle dont le plan est perpendiculaire sur le plan de l'écliptique et dont la circonférence est à peu près celle de la Terre lorsque celle-ci est éclairée par le soleil) et le jour et la nuit divisent exactement les deux hémisphères. Du point de vue géocentrique, un équinoxe se produit lorsque le Soleil atteint l'une des deux intersections entre l'écliptique et l'équateur céleste. Sa déclinaison est nulle à ce stade. Le Soleil n'est pas un seul point de lumière vue de la Terre, le temps total pour qu'il reste au-dessus de l'équateur est atteint dans 33 h. La date de l'équinoxe peut être déterminée en observant le lever du soleil, par rapport au point situé à l'Est (ou à celui de l’Ouest du coucher du soleil). L'équinoxe de printemps se produit dans le jour où le soleil cesse de se lever au sud de ce point, pour se lever au nord (mutatis mutandis, pour le coucher du soleil, et / ou l'équinoxe d'automne). Le moment exact peut être déterminé à partir de l'azimut solaire entre deux levers de soleil consécutifs, interpolant le moment où le soleil passe à l’azimut de 90° (270° pour le coucher du soleil). On dit que dans l'équinoxe, le Soleil se lève à l'Est et se couche à l'Ouest, mais ceci n'est pas tout à fait correcte, car il faut prendre en compte le mouvement du Soleil pendant la journée. Le soleil ne peut pas s'élever exactement à l'Est, que s’il se lève à l'instant précis de l'équinoxe, ce qui est le cas le long d'un méridien, mais au moment où il se couche, 12 heures plus tard, sa déclinaison aura varié légèrement (1/5 de degré). Ainsi, il ne se couche pas exactement à l'Ouest. Toutefois, la différence n'est pas très sensible à une observation courante (± 1/3 de degré d’azimut, pour les latitudes de l’ordre de 45°).

Équivalence Temps (par continuité).........................................................................................................................................Time equivalence

Processus de corrélation dans le temps par la continuité et synchronisme des couches de référence déposées en petits intervalles de temps. Cette méthode est utilisée quand il n'y a pas d’intervalles intermédiaires (changements latéraux de faciès) entre deux formations géologiques par l'absence d'affleurements ou par l'existence d'une coupure topographique.

Voir : « Coupe Géologique »
&
« Couche Repère »
&
« Coupe Palinspatique »

Dans ce schéma, sont représentés deux corrélations en temps. Dans le schéma de gauche, les couches supérieures (C et C’) sont les mêmes, ainsi que les couches inférieures (A et A’). Les couches intermédiaires B et B’ ont un faciès différent, c’est-à-dire, une lithologie différente. Comme les couches B et B’ sont encadrées par deux intervalles sédimentaires chronostratigraphiques, le plus probable c’est qu'elles soient équivalentes (du même âge), une fois que le changement de lithologie est continu et progressif (équivalence - temps par changement de faciès). Dans le schéma de droite, où l'équivalence - temps est par double hiatus, le changement de faciès se fait de manière totalement différente. L'intervalle B disparaît latéralement par biseautage, en même temps qu’un nouvel intervalle (intervalle C - C’) se dépose, en aggradation, sur le premier. En termes de stratigraphie séquentielle, ces deux équivalences - temps représentent des histoires géologiques complètement différentes. La première équivalence est typique : les changements de faciès des sédiments à l’intérieur d’un cortège sédimentaire, le long duquel, les différents systèmes de dépôt (lithologie et faune associée) sont synchrones, génétiquement liés et associés latéralement. La seconde équivalence - temps implique une discordance, c'est-à-dire, une surface d'érosion induite par une chute relative du niveau de la mer, entre les intervalles B - B’ et C - C’. Cela signifie que ces intervalles « B - B’ et C - C’» appartiennent à deux cycles stratigraphiques différents intercalés entre les intervalles A - A’ et D - D’. Probablement, dans le schéma de gauche (équivalence - temps pour changement de faciès), il y a trois cycles stratigraphiques, probablement, des cycles séquences, tandis que dans le schéma de droite, il y a, au moins, quatre. Tout cycle stratigraphique, quel soit sa hiérarchie est toujours limité entre les deux discordances, le long des quelles les roches-réservoirs potentielles se biseautent qu'elles soient de bas ou de haut niveau marin.

Équivalence Temps (par interdigitation).......................................................................................................................................Coriolis effect

Processus d'établir des corrélations en temps entre des strates utilisant leurs interdigitations.

Voir : « Coupe Géologique »
&
« Couche Repère »
&
« Coupe Restaurée »

Dans cette tentative d'interprétation géologique d’une ligne sismique régionale de l'offshore de l’Indonésie (offshore Este de l'île de Bornéo), dans des cycles stratigraphiques, les corrélations entre les différents faciès (lithologies) sont équivalences - temps par interdigitation. Les intervalles sismiques sont limités par des dislocations induites par des chutes relatives du niveau de la mer. La différence d'âge entre deux discordances consécutives est presque toujours inférieur à 3 - 5 My (millions d'années), ce qui signifie que les intervalles sismiques ont été déposés au cours des cycles eustatiques de 3e ordre (durée entre 3 - 5 My). Ainsi, il est plus que probable que la plupart de ces intervalles correspondent à des cycles stratigraphiques dit : cycles-séquence. Dans une première phase de l’interprétation on a différencié les cortèges sédimentaires de haut niveau (CHN) et bas niveau (CBN), ce qui a permis de distinguer les différents rebords du bassin, qui, pratiquement, coïncident avec la limite supérieure du talus continental. À cette échelle (tenant compte de l'échelle horizontale), il est, pratiquement, impossible de cartographier les interdigitation entre les cortèges de haut et bas niveau de la mer ou, en d'autres termes, il est difficile de distinguer les périodes pendant lesquelles le bassin avait une plate-forme (cortège transgressif). En fait, lorsque la rupture côtière de l’inclinaison de la surface de déposition (plus ou moins la ligne de côte) ne correspond pas au rebord continental, il y a une plate-forme et les conditions géologiques sont de haut niveau. Il est facile de vérifier qu'en fonction de la vitesse de montée relative du niveau de la mer, à certains moments, l’aggradation (accrétion verticale) a été importante et qu’en d'autres, la progradation (accrétion latérale) a été largement prédominante. Pendant les périodes de forte aggradation (lorsque le bassin a une plate-forme), le rebord continental est souligné par biohermes (constructions carbonatées). Dans les cortèges de haut niveau, l'individualisation du cortège transgressif (CT) et du prisme de la haute (PHN), permettent de cartographier les interdigitations entre les sables du front de delta et les argiles, ainsi que celles entre les siltes de la plaine deltaïque et les sables de front de delta. Théoriquement, ces interdigitations sont faciles à pronostiquer, car un cortège sédimentaire se compose d'une combinaison latérale de systèmes de dépôt, autrement dit, des différents lithologies et faunes.

Équivalence Temps (par stratotype).........................................................................................................................................Time equivalence

Méthode de détermination l'âge des strates, par continuité latérale ou son équivalence temps avec un stratotype.

Voir : « Coupe Géologique »
&
« Stratotype »
&
« Coupe Restaurée »

Dans cette tentative d'interprétation d’une ligne sismique de l'offshore de l’Indonésie, la calibration (âge) des principales discordances a été faite par rapport à l'âge des stratotypes et de la signature stratigraphique du Néogène, proposée par P. Vail et ses étudiants (Rice University, Houston, États-Unis). La carte de localisation (en bas à droite de la figure), montre que cette ligne sismique illustre la collision de la marge divergente (type Atlantique) de l'Australie avec un arc volcanique. La géométrie et configuration interne des intervalles sismique considérées dans cette tentative d'interprétation, doivent être en corrélation avec ce qu’on observe au large de l'Australie. Ainsi, la discordance SB. 129 Ma (± Valanginien) correspond, probablement, à la rupture de la Pangée. Elle sépare les bassins de type-rift qui se sont développés au cours de l’allongement de la lithosphère (avant rupture) de la marge divergente sous-jacente. Dans cette marge divergente, la calibration est très facile, car la signature stratigraphique est parfaitement connue. Elle correspond au cycle d'empiétement continental post - Pangée, lequel est composé de deux grandes phases sédimentaires. La phase inférieure est la phase transgressive, qui est séparée de la phase régressive (supérieure) par une surface de base des progradations (SPB. 91.5 Ma), autrement dit, par la surface d'inondation maximale dont l'âge est 91.5 millions d'années. La phase transgressive a une géométrie rétrogradante, ce qui implique que son épaisseur augmente vers le continent, tandis que la phase régressive a une géométrie progradante, autrement dit, son épaisseur augmente vers le bassin avant de disparaître, dans les parties distales de la marge, sur la croûte océanique par biseautage. Tous les géoscientistes savent que l'intervalle du Crétacé postérieure au Cénomanien-Turonien est régressif et que la grande discordance entre le Mésozoïque et Cénozoïque est la SB. 68 Ma) qui sont d’ailleurs très faciles à reconnaître sur cette ligne. La discordance SB. 116.5 Ma (Barrémien) est également évidente. La calibration des discordances du Cénozoïque (dont la plupart sont dans de la phase régressive), a été basée sur la signature stratigraphique du Cénozoïque de P. Vail.

Ère...............................................................................................................................................................................................................................................Era

Division du temps géologique plus courte qu'Éon et plus longue que Période. Exemple : L'ère Paléozoïque est dans le Phanérozoïque et comprend, entre autres, la période dévonienne.

Voir : « Temps Géologique »
&
« Échelle du Temps (géologique) »
&
« Éon »

L’ère Paléozoïque correspond à environ 7.4% de l'âge de la Terre (4.5 Ga), autrement dit, environ 346 My. Le Paléozoïque est composé de six périodes (unités géochronologiques ou unités temps) : (i) Cambrien ; (ii) Ordovicien ; (iii) Silurien ; (iv) Dévonien ; (v) Carbonifère et (vii) Permien. Les roches qui forment ces systèmes (unités stratigraphiques) ont été déposés pendant le premier du cycle eustatique de 1ère ordre (durée de plus de 50 My) du Phanérozoïque, et forment le cycle d’empiétement continental ultérieur à la Proto-Pangée (Pré - Cambrien) ou Rodinia. Dans les cycles d’empiétement continental, on peut mettre en évidence deux grandes phases sédimentaires : (a) Phase transgressive, à la base et (b) Phase régressive. La phase transgressive est créée par la montée eustatique induite par la dispersion des continents formés par la rupture du supercontinent, une fois que la formation de chaînes océaniques (dorsales) diminue le volume des bassins océaniques (le volume d'eau est supposé être constant depuis la formation du Terre). La phase régressive, au contraire, est créée par la chute eustatique (ne pas confondre avec chute relative du niveau de la mer) induite par l'agrégation des continents pour former un nouveau supercontinent (diminution du volume des bassins océaniques par la subduction de la croûte océanique et par les collisions entre les continents). Globalement, la phase régressive a une géométrie rétrogradante (augmentation de la profondeur d'eau de dépôt), tandis que la phase régressive a une géométrie progradante (diminution de la profondeur d'eau de dépôt). La limite entre les deux phases correspond au pic eustatique pendant lequel, en général, les conditions géologiques sont favorables au dépôt d’argiles marines riches en matière organique (roches-mères potentielles). Ainsi, aucun géoscientiste est surpris de trouver des roches-mères marines dans le Silurien (en association avec la surface de base des progradations majeures), ni de trouver, dans les systèmes de la base du Paléozoïque, une prédominance des roches marines. À partir du Dévonien, comme la profondeur d'eau de déposition diminue, les roches paraliques (déposé en amont de la côte) et non marines sont prépondérantes.

Érathème...................................................................................................................................................................................................................Erathem

Équivalent chronostratigraphique d'une ère. Un érathème est composé d'un groupe de systèmes. Les noms des érathèmes ont été choisis pour mettre en évidence les changements majeurs dans le développement de la vie sur Terre : (i) Paléozoïque (vie ancienne) ; (ii) Mésozoïque (vie moyenne) et (iii) Cénozoïque (vie récente).

Voir : « Temps Géologique »
&
« Ère »
&
«Énothème »

Dans cette figure sont représentés les unités chronostratigraphiques, c'est-à-dire, les ensembles de roches qui se sont déposés au cours des unités géochronologiques (temps géologique). Dans l'histoire géologique du Phanérozoïque on considère trois ères principales : (i) Paléozoïque ; (ii) Mésozoïque et (iii) Cénozoïque qui sont représentées par des unités stratigraphiques (ensembles de roches) qui forment trois érathèmes (Paléozoïque, Mésozoïque et Cénozoïque). Cependant, comme pendant le Phanérozoïque il y a eu uniquement deux cycles eustatiques de 1re ordre et pas trois (il y a eu uniquement deux supercontinents : (a) Proto-Pangée, vers la fin du Précambrien et (b) Pangée dans la fin du Paléozoïque). Dans la stratigraphie séquentielle, de nombreux géoscientistes préfèrent considérer deux érathèmes : (a) Paléozoïque et (b) la Méso-Cénozoïque. Ainsi, l’érathème Méso-Cénozoïque correspond au cycle d’empiétement continental post - Pangée qui a été induit par un cycle eustatique de 1re ordre (durée de plus de 50 My), créé par la dispersion et l'agrégation des continents résultant de la fracturation de la Pangée. En fait, en supposant que la quantité d'eau sous toutes ses formes (liquide, solide et gazeux) est constante depuis la formation de la Terre, autrement dit, depuis environ 4.5 Gy, le volume des bassins océaniques augmente lors de la dispersion des continents (formation de rides médio-océaniques) et par conséquent le niveau de la mer monte (niveau eustatique). Au contraire, le niveau eustatique diminue une fois que les collisions entre les plaques tectoniques et la subduction de la croûte océanique sont augmenter le volume des bassins océaniques. Cela signifie que pendant la phase transgressive du Méso - Cénozoïque, les roches sont principalement marins, tandis que pendant la phase régressive, c'est-à-dire, à partir de la surface maximale d’inondation (Cénomanien-Turonien), avec laquelle sont associés les roches-mères marines potentielles, les roches prédominantes sont paraliques (déposé en amont de la ligne côte) et non-marines. La première phase a une géométrie rétrogradante et la deuxième progradante.

Erg .............................................................................................................................................................................................................................................Erg

Grande région, connue sous le nom « mer de sable » ou « mer de dunes », composée de collines de sable transporté par le vent. Strictement parlant, un erg est définit comme une zone désertique contenant plus de 125 km^2 de sable éolien et dans laquelle le sable couvre plus de 20% de la surface. Le plus grand et le plus chaud désert du monde est le Sahara (9 000 000 km^2), lequel a plusieurs ergs, comme, par exemple, Erg Chech en Algérie. La plupart des déserts ont des ergs, plus ou moins importants.

Voir : « Désert »
&
« Bassin par Déflation »
&
« Érosion »

Le désert du Sahara, qui est situé près de la frontière entre l’Algérie et la Libye, avec environ 9 000 000 km^2, contient plusieurs ergs, comme illustré dans cette figure. Les ergs sont, principalement, concentrées dans deux ceintures limitées entre 20° et 40° de latitude nord et entre 20° et 40° de latitude sud, qui comprennent les régions, qui sont traversés par des vents très secs. D'autre part, les ergs actifs sont limités à des régions qui reçoivent, en moyenne, moins de 150 mm de pluie par an. Les mers de sable ou champs de dunes se développent au vent (dans la direction du vent) des régions très sèches avec du sable comme les rivières temporaires sèches (qui contiennent de l'eau uniquement pendant la saison des pluies), deltas, plaines inondables, plaines fluvio-glaciaires, lacs asséchés et plages. Presque tous les ergs importants sont situés au vent de rivières temporaires dans les zones qui sont trop sèches pour soutenir une couverture végétale significative et que, par cela, sont soumises à une érosion à long et continue. Le sable provenant de ces régions migre suivant la direction du vent et construit des grandes dunes, dont le mouvement est arrêté ou retardé par des obstacles topographiques à l'écoulement du vent ou par la convergence d’écoulement. Les ergs et les champs de dunes peuvent migrer des centaines de kilomètres depuis la source du sable, ce qui nécessite une longue période de temps. Ainsi, la plupart des géoscientistes pensent qu'au moins un million d'années a été nécessaire pour construire des dunes aussi importantes que celles qu’on trouve dans la péninsule arabique, Afrique du Nord, sud de l’Afrique et Asie centrale. Notons que mers de sable (ergs) de grandes dimensions peuvent s'accumuler dans des bassins structuraux et topographiques subsidentes, comme c'est le cas avec la mer de sable de Murzuk (SO de la Libye), qui souligne l’affaissement cratonique du bassin de Murzuk (Paléozoïque).

Érosion...........................................................................................................................................................................................................................Erosion

Processus par lequel des petites particules de roche et du sol se séparent de leur emplacement originel et sont transportées par l'action des agents érosifs géologiques (eau, vent et glace), en réponse à l'action de la gravité ou organismes vivants (bioérosion).

Voir : « Chute Relative (du niveau de la mer) »
&
« Cycle d’Davis »
&
« Discordance »

L'érosion diffère de météorisation (processus de transformation chimique ou physique des minéraux et roches), bien que ces deux processus puissent être simultanés. Pour qu’il y ait érosion, il est nécessaire que les roches soient exposées aux agents érosifs. En fait, dès qu’un intervalle sédimentaire est fossilisé ou couvert par un plus récent, le premier, ayant été enfouit, est protégé de l'érosion. En d'autres termes, pour qu’il y ait érosion (totale ou partielle) d'un intervalle sédimentaire, il est nécessaire, qu’il affleure, soit en surface soit au fond de la mer. Cela signifie que, en général, il doit avoir une chute relative du niveau de la mer, autrement dit, une diminution significative de l'espace disponible pour les sédiments (accommodation). Une baisse relative du niveau de la mer est le résultat d'une action combinée de la tectonique (subsidence ou soulèvement) et de l’eustasie. Certains géoscientistes considèrent qu’un soulèvement correspond à une subsidence négative. Pour eux, la subsidence peut être positive (allongement ou extension) ou négative (raccourcissement, compression). Ainsi, elle peut agir dans le même sens ou en sens inverse de l’eustasie. Dès qu’il y a une chute relative du niveau de la mer il se forme une surface d'érosion (discordance), qui est fossilisé dès que le niveau relatif de la mer commence à monter, ce qui implique presque toujours de la déposition. Dans cette tentative d'interprétation d’une ligne sismique de l’offshore de la Chine, il est clair qu'il y a trois grandes surfaces d'érosion. Elles correspondent à trois discordances, qui limitent des cycles stratigraphiques et qui ont été renforcées par la tectonique (les géoscientistes les appellent discordances angulaires). Les discordances qui ne sont pas renforcées par la tectonique, sont plus difficiles à identifier. En fait, dans cette tentative, toutes les limites entre les intervalles sismiques correspondent à des surfaces d'érosion (discordances). Toutefois, l'érosion est évidente uniquement dans certaines zones du bassin, soit près du rebord du bassin ou soit dans la plaine côtière si la ligne sismique intersecté des remplissages de vallées incisées.

Érosion du Calcaire (karst)..........................................................................................................................................................................Karst

Processus morphologique qui affecte les régions de roches calcaires caractérisées par la dissolution du carbonate de calcium et par son transport sous la forme de bicarbonate, ce qui crée une topographie de surface, plus ou moins, chaotique. Synonyme de Karst.

Voir : « Calcaire »
&
« Karst »
&
« Lapiaz »

Le karst, qui est également connu comme relief karstique ou système karstique est un type de relief géologique caractérisé par la dissolution chimique (corrosion) des roches, ce qui conduit à l'apparition d'une série de caractéristiques physiques, tels que des grottes, dolines, vallées sèches, vallées aveugles, cônes karstiques, rivières souterraines, canyons fluvio-karstiques, falaises rocheuses et lapiaz. Le relief karstique se développe, surtout, en terrains calcaires, mais il peut, aussi, survenir dans d'autres types de roches carbonatées telles que les marbres et dolomitiques. Le processus de karstification, ou dissolution chimique est initiée par la combinaison de l'eau de pluie ou des cours d’eau superficiels avec du dioxyde de carbone (CO_2) de l'atmosphère ou le sol (provenant des racines de la végétation et de la matière organique en décomposition). Le résultat est une solution d'acide carbonique (H_2CO_3), ou l'eau acide : CO_2 + H_2O → H_2CO_3. Ce type de paysage se fait, principalement, dans les régions à fortes précipitations, ce qui assure un écoulement d'eau nécessaire pour dissoudre de gros morceaux de roche. Aussi, il est important est la présence de la végétation afin de garantir que l'eau pénètre dans le sol et non perdu dans l'atmosphère. Les régions karstiques ont très peu d’eaux de surface, une fois que l'eau de la pluie est rapidement absorbée par le sol et s'accumule dans la zone phréatique. En passant par les fissures l'eau corrode le CaCO_3 ou les sels d'autres constituants de la roche comme le sulfate de calcium ou de carbonate de magnésium. Dans le cas de la calcite, composée principalement de carbonate de calcium, le résultat de cette réaction est une solution de bicarbonate de calcium : CaCO_3 + H_2CO_3 → Ca (HCO_3)_2. Les sels enlevés des roches sont chargés par l'eau vers les couches géologiques inférieures. En atteignant la zone phréatique, l'eau peut s’écouler en rivières souterraines ouvrant des cavités dans les roches, principalement par l'érosion chimique, mais aussi par érosion mécanique en zones vaseuses (au-dessus de la nappe phréatique). Les sels peuvent se sédimentaire en couches géologiques inférieures ou être traîné par des fontaines ou des résurgences. (http: //pt.wikipedia.org/wiki/carste).

Érosion Sous-Marine .............................................................................................................................................................Submarine erosion

Érosion sous l'eau, par exemple, en eau peu profonde due à l'action des vagues. Dans des conditions de tempête, la base des vagues ne dépasse pas 10-20 mètres de profondeur. Sous une grande profondeur, les courants turbiditiques et courants de fond (contraste de densité) sont la cause, la plus fréquente, de l'érosion sous-marine, qui peut réactiver, totalement, les systèmes de déposition profonde.

Voir : « Chute Relative (du niveau de la mer) »
&
« Courant de Turbidité »
&
« Canyon Sous-marin »

Dans cette tentative d'interprétation géologique d'un détail d'une ligne sismique de la Mer du Nord, est illustré par une érosion sous-marine dans un environnement profond. Ceci est relativement rare, puisque théoriquement, dans des environnements profonds, où les dépôts turbiditiques sont largement prépondérants, les cycles stratigraphiques ne sont pas limités par des discordances (surfaces d'érosion), mais par des conformités corrélatives, c'est-à-dire, par des surfaces, qui corrèlent, en amont, avec les discordances. Une chute relative du niveau de la mer significative exhume tous les environnements situés en amont de la limite supérieure du talus continental (qui peut coïncider avec le rebord du bassin), où les agents érosifs agissent. Toutefois, dans les parties les plus profondes du talus et glacis continental, il n'y a pas d'érosion liés à la chute relative du niveau de la mer. Si par hasard, les relations géométriques et terminaisons des réflecteurs suggèrent une érosion sous-marine elle est, certainement induite par autre chose qu'une chute relative du niveau de la mer. Dans cette tentative d'interprétation, l'érosion des cônes sous-marins du bassin, probablement, a été causée par l'action de courants de contour, qui s'écoulent parallèlement au talus du glacis en résultat de l’équilibre entre la force gravitationnelle et la force de Coriolis. Ces courants ont érodé, en partie, les cônes sous-marins. Le sable érodé a été déposé, pas très loin de la source, sous la forme de contourites. La configuration interne des cônes sous-marins de bassin est, pratiquement, parallèle et plus ou moins subhorizontaux ou légèrement ondulé, tandis que la configuration interne des contourites est parallèle, mais les réflecteurs internes inclinent fortement vers l’Est (environ 15°). Un critère qui permet de tester cette interprétation (contourites) est l'étude minéralogique des carottes de forage. Les contourites n’ont pas de matrice argileuse, ce qui n'est pas le cas des cônes sous-marins de bassin. D'autre part, les contourites sont très riches en minéraux lourds.

Escarpé de Plage......................................................................................................................................................................................Beach-steep

Marche formée par l'action des vagues sur une plage qui est composée d'une plate-forme (du côté de la plage) et un talus. La ligne d'inflexion entre la plate-forme et le bord supérieur du talus est la crête de l'escarpé. Synonyme de Gradin de Plage.

Voir : « Berme (de plage) »
&
« Limite moyenne d'action des vagues de tempête »
&
« Bas de Plage »

Dans ce schéma sont illustrées les principaux éléments qui déterminent la morphologie de la côte et des plages. Sur ce sujet, Moreira (1984) dit : (i) La surface atteinte par les vagues est modelée en marches - gradins de plage ; (ii) Ceux-ci sont formés par une plate-forme ou berme et un abrupt (talus) ; (iii) La ligne d'inflexion entre la berme et l’abrupt de chaque gradin est la crête de berme ; (iv) La plus haute crête de berme est la crête de la plage ; (v) Ces formes se modifient en fonction de la situation de la marée et de la hauteur des ondes ; (vi) Le gradin le plus bas marque la limite entre la moyenne - plage et haute-plage ; (vii) Le gradin plus bas, par fois, apparaît recoupé en croissants successifs appelés croissants de plage, qui sont, plus au moins, semi-circulaires (avec la concavité face à la mer) et séparés par des extrémités effilées, plus au moins, cordiformes appelées ailes ou pointes de croissant ; (viii) La partie plus concave et abrupte d'un croissant de plage est la tête du croissant, laquelle a, généralement, un creusement à la base, appelé alvéole de croissant ; (ix) Les croissants se forment pendant la marée haute, en raison des mouvements d’inversion et interférence des courants de ressac (courant afflux et de retrait). Bien que les gradins de plage soient, surtout, bien visibles dans la moyenne - plage (partie de la plage qui s'étend dans l'espace atteint par les courants de ressac, entre les niveaux de marée haute et marée basse en mortes eaux). Ils existent, également, dans la haute - plage. Dans le bas de plage les gradins sont, rapidement, érodés par l’action des vagues, une fois que le bas de plage correspond à la partie inférieure de l’estran (espace qui s'étend entre les limites affectées par la marée basse en mortes et vives eaux). L’écoulement, plus au moins, turbulent des courants de ressac (le courant d’afflux s’écoule suivant la direction perpendiculaire à la ligne de déferlement et le courant de retrait, qui s’écoule vers la mer, coule suivant la pente du bas de plage) empêchent la formation ou à la préservation des gradins.

Escarpement.............................................................................................................................................................................................................Cliff

Forme particulière de la pente côtière, raide ou avec une inclinaison importante (15° à 90°), généralement sculpté dans des roches cohérentes par l'action des agents marins (vagues, courants) ou par l'action conjointe d'agents morphogéniques marins, continentaux et biologiques.

Voir : « Arrière Plage »
&
« Falaise »
&
« Littoral »

Sur le terrain, et surtout le long du littoral, on peut mettre en évidence différents types de falaises (Moreira, 1984) : (i) Fausse ; (ii) Fossile ; (iii) Morte ou inactive ; (iv) Vive ou active et (v) Falaise avec viseur. À la base des falaises, la bande d’attaque des vagues est marquée par la présence d'entailles en forme de sape (encoches) qui tend à s’approfondir vers l’intérieur de la roche en grottes et tunnels. Lorsque la partie supérieure d’une falaise perd le soutient de sa base elle s'effondre sur la plate-forme d'abrasion. Le profil d’une falaise (forme et pente) et de la plate-forme d'abrasion dépend, évidement, de la nature lithologique des roches qui les constituent (résistance à l'érosion mécanique et altération), de l'architecture géologique (horizontale, inclinée concordante ou discordance) et de l'intensité et fréquence avec laquelle les agents d’érosion marine agissent. Sur les lignes sismiques, les falaises se reconnaissent facilement, surtout, quand elles sont fossilisées par des sédiments transgressifs déposés au cours d’une montée relative du niveau de la mer en accélération (créée, en général, par une subsidence significative du continent, plutôt que par une montée eustatique majeure), qui peut déplacer la ligne de côte vers l’amont (kilomètres) et ainsi, non seulement, augmenter l'extension de la plate-forme mais, aussi, mettre la falaise sous une tranche d'eau supérieure à celle de l'action érosive des vagues. Dès que le niveau relatif de la mer se stabilise, les sédiments transportés du continent se déposent, peu à peu, formant un intervalle régressif, qui peut fossiliser la plate-forme d'abrasion. Ceci se produit lorsque l’apport terrigène est suffisant pour que la nouvelle ligne de la côte se localise en aval de la falaise, sans, pour autant, dépasser le rebord du bassin. Notons qu'un intervalle transgressif est une succession de régressions de plus en plus petites, séparées par des surfaces transgressives. En fait, la plupart ses sédiments vient du continent et pour avoir dépôt il faut toujours une montée relative du niveau de la mer, laquelle peut être en accélération ou en décélération.

Escarpement (falaise)................................................................................................................................................................................................Cliff

Forme particulière de la pente côtière, raide ou avec une inclinaison importante (15° à 90°), généralement sculpté dans des roches cohérentes par l'action des agents marins (vagues, courants) ou par l'action conjointe d'agents morphogéniques marins, continentaux et biologiques.

Voir : « Falaise »
&
« Bas de Plage »
&
« Limite d'action des vagues de beau temps »

Les falaises sont la limite amont de l’arrière plage que pour certains géoscientistes englobe la haute - plage. Elles sont les éléments les plus caractéristiques des zones côtières. Elles sont formées par l'action combinée de l'érosion et des intempéries. La météorisation se fait, de préférence au sommet des falaises et l’érosion dégrade, surtout, la base (encoches). Les falaises abruptes sont formées lorsque des roches sont dures. Sa hauteur est déterminée par la différence entre le niveau de la mer et le niveau du sol. Les roches plus dures sont érodées et changent lentement ; moins elles sont fracturées plus elles résistent aux agents érosifs. Les roches éruptives, telles que, le granit et basalte forment des falaises abruptes et rugueuses comme dans les côtes de l'Atlantique Nord. Les roches moins résistantes, comme, les grès et argiles sont érodées plus facilement et forment des falaises moins inclinées, même si ceci n'est pas une règle générale. Dans les roches sédimentaires, l'importance et géométrie des falaises dépend de l'inclinaison des strates (s'ils inclinent vers la mer ou vers le continent). Dans ce schéma, sont illustrés les principaux éléments morphologiques d'une côte, où  on  peut reconnaître : (i) Falaise, Escarpement ou Abrupt, qui marque la pente côtière ; (ii) Encoche, formé par l'action érosive des vagues et située à la base la falaise, en amont de l’arrière - plage ; (iii) Arrière - plage, qui est la zone délimitée, en amont, par la falaise et, en aval, par le niveau de la marée haute, (iv) Bermes d’arrière - plage qui sont les plate - formes des gradins formées par l'action des vagues ; (v) Bas de plage qui est la zone du fond marin entre le niveau de marée haute et les barres et haut - fonds, qui limitent, en amont, la rampe ; (vi) Plage intertidale, partie amont du bas de plage qui, comme son nom indique, correspond à la zone limitée par les niveaux des marées ; (vii) Barres et haut - fonds qui séparent le bas de plage de la rampe et (viii) Rampe qui est la zone du fond marin, en aval des barres et haut - fonds, caractérise par une augmentation substantielle de la pente du fonds de la mer.

Escarpement de Plage......................................................................................................................................................................Beach scarp

Talus de la marche qui sépare la moyenne plage du bas de plage. Escarpement formé le long de la plage due à l'érosion. Pendant les périodes d'érosion, la crête de la marche est remplacée par la migration de l'escarpement de plage (vers la terre). La berme est, progressivement, plus étroite au fur et é mesure que la surface de la marche augmente. Synonyme d'Escarpement (falaise).

Voir : « Escarpement (falaise) »
&
« Bas de Plage »
&
« Plage »

L’escarpement de plage, c'est abrupt du gradin, qui sépare le bas de plage de la moyenne-plage, est visible sur cette photo (Marblehead, EUA). La moyenne-plage a plusieurs bermes qui se forment par coalescence des cordons de gravier créés, tous les mois, par la marée haute. La moyenne-plage ou plage, proprement dite, correspond à l’espace affecté par les courant de ressac, entre les niveaux des marées en mortes eaux. Elle est séparée de la haute-plage par le gradin plus bas de plage (avec ou sans croissants) et du bas de plage, par un autre gradin que certains géoscientistes appellent ligne d'inflexion. L’abrupt de ce gradin est appelé escarpement de plage. La moyenne-plage a une pente plus douce. Sur la surface des plages de sable, apparaît un façonnement détaillé de l'ondulation fait par les courants de ressac, qu’on appelle marques de drainage ou d’ondulation qui peuvent être : (i) Marques d’écoulement ou de flot, alignements du matériel transporté par le courant d’afflux (s’écoule vers la côte après le déferlement) pendant la marée montante et abandonné lors du courant de retrait : souligne la limite supérieure atteinte par le courant d’afflux ; (ii) Marques de retrait, des sillons ou traces de sable sombre (minéraux lourds), avec une configuration divergente depuis des petits obstacles (galets, coquilles, etc.) qui provoquent la bifurcation de l'écoulement ; (iii) Dômes de sable, petites protubérances de sable de 1 à 2 mm créés par la fuite de bulles d'air, lors du courant de retrait (leur éclatement déchire la pellicule de sable qui les recouvre et crée des petites alvéoles) ; (iv) Ondulations rhomboédriques, formées lors du courant de retrait, quand la tranche de l'eau est inférieure à 2 cm, la pente faible et le sable fin (le grand axe du rhomboèdre indique la direction de l'écoulement). Notons que pour A. Guilcher, 1954, la morphologie de la plage est subdivisée en : (1) Arrière plage (arrière plage et haute-plage) ; (2) Bas de plage (moyenne-plage plus basse-plage) et (3) Avant-côte (avant-plage ou pré-plage).

Esker ....................................................................................................................................................................................................................................Esker

Longue et étroite crête de sable et gravier, plus ou moins, stratifié. Un esker est déposé par un courant sous-glaciaire qui coule entre les parois ou tunnels d'un glacier stagnant ou en phase d'amincissement et qui est abandonnée lorsque la glace fond. Un esker peut être, plus ou moins, discontinu. Sa direction est, généralement, perpendiculaire au front du glacier et sa longueur varie entre 100 m et 500 km (y compris les discontinuités), tandis que sa largeur varie entre 3 et 200 m.

Voir : « Glacier »
&
« Dépôt fluvio-glaciaire (côte) »
&
« Milieu Sédimentaire »

La plupart des géoscientistes pense que les eskers sont formés dans les tunnels des glaciaires par les courants qui s’écoulent à l'intérieur et sous eux. Dès que les parois autour d'un courant de glace fondent, les dépôts associés restent, plus ou moins, stables. Les eskers peuvent se former, aussi, par dessus des glaciers par l'accumulation de sédiments dans les chenaux supra - glaciaires, crevasses zones, à peu près, linéaires entre les blocs (arrêtés), petites criques dans les bords des glaciers, etc. Ils se forment près des zones terminales des glaciers, où la glace ne se déplace pas très vite et est relativement peu épais. Le taux d'écoulement plastique et la fonte de la glace à la base du glacier détermine la taille et forme du tunnel sous-glaciaire, qui, à son tour détermine la forme, composition et structure de l’esker. Un esker peut exister en tant que simple chenal ou peut être partie d'un système de ramifications avec des eskers tributaires. Les eskers, rarement, forment des crêtes continues. Ils sont interrompus par des ouvertures, plus ou moins, larges. Les crêtes des eskers sont, généralement, arrondies avec des flancs abrupts. La longueur d'un esker peut varier d’un mètre à plusieurs centaines de kilomètres. Dans ces photos, deux eskers sont facilement reconnaissables. Sur le terrain, l’anomalie topographique positive, qu'ils produisent, peut être de plus de 50 mètres. Elle est un bon critère pour leur identification. Dans le rallye Paris - Dakar, les concurrents, qui trouvent les ouvertures des eskers du désert du Sahara (lieux de passage), sont ceux qui ont plus de chances de gagner. Les eskers, quand enfouis, peuvent être des bonnes roches - réservoirs et former des pièges non - structuraux (morphologiques) dans les recherches d'hydrocarbures, comme c’est, souvent le cas dans l’onshore de l’Algérie (réservoirs de l’Ordovicien) ou dans le bassin de Murzuk (onshore de Libye).

Espace Disponible (pour les sédiments).......................................................................................................................................Accommodation

Espace pour les sédiments entre le fond et le niveau de la mer. L'espace disponible est fonction de l'eustasie et tectonique. Les changements de l'espace disponible sont induits par les changements relatifs du niveau de la mer (eustasie plus subsidence ou soulèvement). Synonyme d'Accommodation.

Voir : « Accommodation »
&
« Tranche d'Eau de Plate-forme »
&
« Variation Relative (du niveau de la mer) »

L’espace disponible pour les sédiments (accommodation) n'a de sens qu’en amont le rebord continental, une fois que vers l'aval, la profondeur d'eau est supérieure à 200 m, ce qui signifie qu’il y a toujours l'espace pour les dépôts d'eau profonde. Dans ce sens, l’espace disponible pour les sédiments, en amont du rebord continental (qu’il soit ou pas le rebord du bassin), correspond à la tranche d’eau. Les changements relatifs du niveau de la mer n'ont pas beaucoup d'effet en eau profonde, sauf quand le niveau relatif de la mer descend en dessous du rebord continental. Les cônes sous - marins de talus et bassin sont les seuls dépôts qui se forment lors d’une descente relative du niveau de la mer. En amont du rebord continental, les changements relatifs du niveau de la mer contrôlent la déposition. Une augmentation de l'espace disponible induit déposition, tandis qu’une diminution induit érosion. Toutefois, il est important de voir si le bassin a une plate-forme continentale ou non. Dans le premier cas, quand la rupture côtière de l’inclinaison de la surface de déposition (plus ou moins la ligne côte) est en amont du rebord continentale (ici, aussi, rebord du bassin), une montée relative du niveau de la mer augmente l'espace disponible et il y aura dépôt. Si l’apport sédimentaire (sédiments produits dans le bassin versant par érosion et altération et transportés par les crues et vent vers le bassin sédimentaire) est suffisant, tout l'espace disponible sera rempli et la tranche d'eau restera constante. Si l’apport sédimentaire est insuffisant pour remplir l'espace disponible, il y aura dépôt, mais la tranche d’eau augmentera. Quand le bassin n'a pas de plate - forme, la ligne de côte coïncide, plus ou moins, avec la limite supérieure du talus continental (rebord continental), qui peut ou non coïncider avec le rebord du bassin. Dans ce cas, il y a trois hypothèses : (a) Tout l'espace disponible, créé par la montée relative du niveau de la mer, est rempli et la tranche d’eau reste constante et proche de zéro ; (b) L'espace disponible n’est pas complètement rempli et il y a formation d’une plate - forme continentale ; (c) L'espace disponible est insuffisant et les sédiments se déposent dans la partie supérieure du talus continentale.

Espace Disponible Subaérien.........................................................................................................................Subaerial accommodation

Espace disponible pour les sédiments fluviaux, quand la ligne de baie migre vers l'aval, suite à une chute relative du niveau de la mer. L'espace disponible subaérien est définit par l'espace entre l'ancien profil d'équilibre provisoire d'un cours d'eau et le nouveau.

Voir : « Espace Disponible (pour les sédiments) »
&
« Point d'Équilibre »
&
« Profile d'Équilibre (fleuve) »

Pendant la partie terminale du prisme de haut niveau (cortège sédimentaire de haut niveau marin, au-dessus de la surface de base des progradations qui termine le cycle stratigraphique appelé cycle séquence) l’accommodation commence à diminuer, le point d’équilibre se déplace vers la mer, mais la ligne de la baie continue à se déplacer vers l'amont, au fur et à mesure que se déposent des paracycles du cycle-séquence à géométrie oblique. Lorsque le déplacement du point d'équilibre vers la mer, atteint la ligne de baie et les deux se déplacement vers la mer et l’espace disponible subaérien s’additionne à l’aggradation des biseaux côtiers. La sédimentation se poursuit jusqu'à que le niveau relatif de la mer atteigne le point d'inflexion. Par la suite, le point d'équilibre et la ligne de baie se déplacent vers la mer et une discordance de type I se forme. Certains géoscientistes s'interrogent sur la véritable signification de l’accommodation. Théoriquement, elle est un espace 3 D, associé à une certaine disponibilité de sédiments et elle n’est pas, vraiment, indépendant de la sédimentation. Cet espace tridimensionnel ne peut pas être définit correctement, dû à la difficulté de distinguer l’accommodation réelle qui, probablement, ne sera pas rempli par des sédiments. Le concept d'accommodation ne peut pas être utilisé dans des environnements subaériens, parce que les profils provisoires des cours d’eau, souvent, utilisés pour son calcul, sont difficiles à reconnaître. Une redéfinition de l'accommodation a été suggérée : « Épaisseur, mesurée dans un lieu et époque déterminée, de l'espace qui a été rempli pendant un certain intervalle de temps ». Ainsi, elle ne serait pas un espace mais une épaisseur et ne serait pas quelque chose potentielle, mais un résultat effectif. L’accommodation ne peut se déterminer à partir du profil provisoire des cours d’eaux ou niveau de base géomorphologique, mais à partir du niveau de base stratigraphique. Elle n'est pas séparée de la sédimentation, mais partiellement, dépendant d’elle. L’accommodation potentielle peut être utilisée pour décrire le maximum possible de place et temps spécifique, ce qui peut coïncider avec la tranche d'eau.

Espace-Temps.................................................................................................................................................................................................Spacetime

Expression utilisée par les physiciens pour décrire les trois dimensions espace et temps. L'acceptation des théories d'Einstein, dans lesquelles l'espace et temps interagissent de manière différente de la physique newtonienne, a rendu l'expression espace-temps très populaire. Cependant, il est parfaitement correct de parler d'espace-temps dans le contexte de la physique newtonienne.

Voir : « Temps Cosmologique »
&
« Temps Géologique »
&
« GUT (théorie) »

La notion d'espace-temps allie espace et temps dans un unique espace abstrait, pour lequel un système unifié de coordonnées est choisi. Le continuum (ensemble d'éléments tels que l'on peut passer de l'un à l'autre de façon continue) espace-temps comporte quatre dimensions : trois dimensions pour l'espace, x, y, et z (longueur, largeur et hauteur) et une dimension temporelle (t, temps) sont nécessaires. Les dimensions sont des composantes indépendantes de la maille des coordonnées nécessaires pour localiser un point dans un espace déterminé. La latitude et longitude sont des coordonnées indépendantes qui, ensemble, déterminent un endroit unique. Dans l'espace-temps, la grille de coordonnées (3 + 1 dimensions), localise des événements et pas seulement des points dans l'espace : le temps est additionné comme autre dimension dans la grille des coordonnées. Celles-ci spécifient où et quand les événements se produisent. Dans un système normal de coordonnées, il y a des restrictions sur la façon dont les mesures peuvent être faites de manière temporelle et spatiale. Ces restrictions correspondent à un modèle mathématique particulier qui diffère de l'espace euclidien dans sa symétrie. Jusqu’au début du XXe siècle, on pensait que le temps était indépendant du mouvement et qu’il progressait à un taux fixe dans tous les cadres de référence. Expériences postérieures comme : (i) Les horloges atomiques à bord d'un vaisseau spatial avancent plus rapidement que sur la Terre ; (ii) La décroissance relative de muons des rayons cosmiques, etc., ont révélé que le temps ralenti à grandes vitesses (dilatation du temps). La longueur du temps peut être différent pour des divers événements dans des cadres de référence différents. Lorsque les dimensions sont interprétées comme des composantes de la maille du système, plutôt que des attributs physiques de l'espace, il est plus facile de comprendre les dimensions alternatives comme étant simplement le résultat des transformations des coordonnées.

Estran................................................................................................................................................................................................................................Strand

L'espace littoral entre les niveaux de la marée haute et basse. L'estran est, aussi, appelé zone entre marées ou zone intertidale.

Voir : « Marée »
&
« Variation Relative (du niveau de la mer) »
&
« Marée de Vives Eaux »

Fonction de l'amplitude des marées et de l’inclinaison de la côte, l’estran (zone intertidale pour certains géoscientistes), peut être, plus ou moins, grande. Cela signifie que dans un cycle-séquence (cycle stratigraphique induit par un cycle eustatique de 3e ordre, autrement dit, de durée entre 3 et 5 My), quand l’empiétement continental côtier (composante horizontale de l’aggradation côtière) est grand, l’estran, est, également, grand, puisque la morphologie du continent (zone côtière) est plate. Comme cas extrême, nous pouvons citer la Guinée-Bissau (pays d'Afrique de l'Ouest baigné par l'océan Atlantique, limité au nord par le Sénégal, à l'est et au sud par la République de Guinée) où l’estran représente environ 20 % de la surface du pays. L’estran dans des environnements aquatiques marins est la zone au bord de la mer où le fond marin est exposé à marée basse et recouvert à marée haute, autrement dit, la zone intertidale. Dans l’estran, les organismes les plus communs sont petits et beaucoup sont des organismes relativement simples. Cela est dû à un certain nombre de raisons : (i) Approvisionnement en eau intermittent (les organismes marins ont besoin d’eau pour survivre) ; (ii) Action des vagues, qui peut déloger les organismes mal adaptés ; (iii) Forte exposition solaire et variations de température importantes, qui peuvent varier de très élevées jusqu’à proches de zéro dans les climats froids et (iv) Forte salinité (l'eau salée stagnante des étangs en s’évaporant peut former des dépôts de sel). Ces quatre facteurs font de l’estran un environnement très propice à la vie. Un littoral rocheux, peut être divisé : (a) Zone d’embrun (zone supratidale) qui est au-dessus la ligne de marée (durant les syzygies) et couverte d'eau uniquement pendant les tempêtes et (b) Zone intertidale, ce qui se situe entre les marées hautes et basses extrêmes. Le long de la plupart des côtes, la zone intertidale peut être facilement subdivisée en trois secteurs : 1) Marée haute ; 2) Marée moyenne et 3) Marée basse. En chaque cycle de marée, le secteur de marée moyenne est inondé et submergé pendant des périodes approximativement égales. Par conséquent, les températures y sont moins extrême (faible exposition au Soleil) et une salinité légèrement supérieure à celle de l'océan.

Estuaire.........................................................................................................................................................................................................................Estuary

Baie à l'embouchure d'un fleuve formée par subsidence ou par une montée relative du niveau de la mer. C'est l'endroit où l'eau douce, provenant des cours d'eau, se mélange à l'eau salée des océans.

Voir : « Baie »
&
« Fleuve »
&
« Ligne de Côte »

Comme illustré dans ce schéma, tiré du Dictionnaire Visuel de Merrain-Webster un estuaire est une embouchure (ou bouche) d'un fleuve influencée par les marées. Il forme une échancrure dans la côte et peut varier en largeur et profondeur. C'est l'endroit où l'eau douce entre en contact avec l'eau salée. Un estuaire est, parfois, défini comme une portion de l'océan ou un bras de mer qui est contaminée par l'eau douce. Localement, un estuaire peut être synonyme de ria ou fjord. Comme, en général, les estuaires correspondent à l'embouchure des fleuves influencés par l'action des marées, dans la plupart des cas, ils sont caractérisés par la sédimentation des limons transportés du continent, par les fleuves, ou de l’offshore, par les courants de marée. L'eau saumâtre (plus salée que l'eau des fleuves, mais moins que l'eau de mer) est prédominante dans la plupart des estuaires. Les estuaires, comme beaucoup d’écosystèmes, sont menacés par l’activité humaine (pollution, et en certains cas, une pêche trop intensive). Les estuaires sont des milieux marins, dont le pH, salinité et niveau d'eau dépend du fleuve qui l'alimente et de l'océan duquel il tire sa salinité. Le temps requis pour qu’un estuaire complète son cycle est le temps de nivellement. Dans sa forme plus simple, le temps de nivellement (tf) peut être défini comme le temps nécessaire pour drainer un volume V à travers une entrée A avec une vitesse du courant v ou, en d'autres termes, le temps nécessaire pour remplacer le volume d'eau Vf à la vitesse d'écoulement à travers l'estuaire, laquelle est donnée par le taux décharge fluviale R : tf = Vf / R. La circulation de l'eau dans les estuaires est fréquente et presque toujours typique. Elle se produit lorsque l'eau douce ou saumâtre s'écoule vers l’aval près de la surface, tandis que l'eau salée, plus dense, s’écoule vers l’amont le long de la base. Il y a, aussi, un mouvement anti - estuaire, qui se fait à l'inverse. Les estuaires sont fréquents dans les côtes submergées où le niveau de la mer a augmenté par rapport à la terre, ce qui provoque l’inondation des vallées créant de rias et fjords. Un fleuve peut former un estuaire, car il débouche dans la mer tandis qu’une rivière non. Cependant, dans le langage courant, un fleuve est un cours d'eau considéré comme plus important qu'une rivière, sans référence obligatoire à son débouché.

Étage (géologique)..............................................................................................................................................................................................................Stage

Intervalle chronostratigraphique intercalé entre une « série » et un « sub-étage » et caractérisé soit par une succession de zones biostratigraphiques (considérées comme dépôts chronostratigraphiques) soit par des roches déposées au cours du respectif temps géologique.

Voir : « Échelle du Temps (géologique) »
&
« Temps Géologique »
&
« Temps Relatif »

L’étage est l'équivalent chronostratigraphique (ensemble de roches) d'un âge qui est une unité géochronologique (temps). Cette distinction est très importante, mais elle est, souvent, oubliée par beaucoup de géoscientistes qui continuent à utiliser des termes complètement différents comme des synonymes. Dans certaines cartes géologiques officielles, on peut voir, par exemple, que les termes Crétacé Supérieur et Crétacé Tardif sont utilisés comme synonymes, alors qu'en réalité, ils décrivent des choses complètement différentes. Crétacé Supérieur se réfère à des roches qui ont été déposés pendant le Crétacé Tardif, qui est un intervalle de temps. Par ailleurs, la période géologique Crétacé Tardif n'est pas la somme des temps de dépôt des roches du Crétacé supérieur. Le temps effectif de dépôt des roches d'une unité chronostratigraphique est beaucoup plus petit que le temps de l'unité géochronologique. Cela signifie que pendant la plupart du temps géologique il ne se passe rien. Imaginez un étage (intervalle chronostratigraphique, c'est-à-dire, un ensemble de roches) limité par deux discordances (surfaces d'érosion induites par des chutes relatives significatives du niveau de la mer), d'âge 10.5 Ma, pour la discordance inférieure et 8.2 Ma, pour la discordance supérieure, et que les systèmes de déposition que le forment sont des cônes sous-marins de bassin. L’intervalle géochronologique est de 2.3 My, et en termes de stratigraphie séquentielle, il correspond à un cycle stratigraphique induit par un cycle-eustatique de troisième ordre (durée entre 0.5 et 5.3 My) appelé cycle séquence. Toutefois, la somme des temps de déposition effective de cet intervalle chronostratigraphique correspond, probablement, à moins de 100 ky. En fait, le temps de déposition pour chaque courant turbiditique est, géologiquement, instantané, tandis que le temps entre chaque couche peut être supérieur à 1000 ans et que pendant tout ce temps rien ou presque rien se passe au point de vue stratigraphique.

Étang ....................................................................................................................................................................................................................................Pond

Petit corps d'eau, de faible profondeur, entouré de terre de tous côtés et qui occupe, en permanence, une dépression naturelle du terrain. Étendue d'eau stagnante, peu profonde, de surface relativement petite (jusqu'à quelques dizaines d'hectares), résultant de l'imperméabilité du sol.

Voir : « Lac »
&
« Lac Temporaire »
&
« Lac Proglaciaire »

Quand un lac est relativement petit ou quand un étang est relativement grand, la différence entre lac et étang est très difficile, voire impossible. Certains géoscientistes considèrent un étang comme un petit lac, mais il n'existe aucun accord international, même pas national, qui établisse la limite entre eux. Ainsi, les valeurs comprises entre 2 et 8 hectares, soit entre 20 000 et 80 000 km^2, ont été avancées comme les limites possibles entre un lac et un étang. En général, un étang a pas d'exutoire et est, souvent, alimenté par des sources souterraines (l’aquifère entre dans la surface du sol). Comme un étang correspond à un cours d'eau lentique (eau ne s'écoule pas, elle est, plus ou moins, stationnaire), elle contiennent, généralement, des écosystèmes (communautés d'organismes composés de producteurs, compositeurs et décomposeurs, fonctionnellement liés les uns aux autres et avec l'environnement, et considérées comme une seule entité). Dans les régions avec beaucoup de végétation, les restes de plantes en décomposition, qui habitent les étangs, montent à la surface et forment une couche de couleur, plus ou moins, grise connue comme l'écume des étangs. Un contributeur majeur à l'écume des étangs est la présence d'algues qui se multiplient très rapidement, en particulier, dans les étangs eutrophes (avec plus de nutriments que, normalement, ils devraient avoir) et bien exposée au soleil. Quatre micro-habitats différents existent dans un étang : (i) Écume, c'est-à-dire, la pellicule de surface riche en restes de végétaux en décomposition ; (ii) Lame d'eau (ii) ; (iii) Fond et (iv) Rivage. L’écume est un habitat pour les animaux qui ont besoin d'air pour respirer. La lame d’eau est l'habitat pour les animaux de grande taille nageurs, ainsi que les plantes et animaux microscopiques qui forment le plancton. Le fond, surtout quand il est formé de sable, est l'habitat d'éponges, escargots, vers, etc. Le rivage est un habitat qui peut être divisé en trois domaines : (a) Domaine à plantes émergentes ; (b) Domaine à feuilles flottantes et (c) Domaine à plantes submergées.

Étoile.......................................................................................................................................................................................................................................Star

Boule de plasma, c'est-à-dire, de gaz ionisé, lumineuse et massive. L'étoile la plus proche de la Terre est le Soleil. Quand, les étoiles ne sont pas obscurcies par la lumière du Soleil, de nombreuses étoiles sont visibles dans le ciel, en particulier, durant la nuit. La luminosité d'une étoile est le résultat de la réaction nucléaire (fusion) qui existe dans son intérieur. Une telle réaction qui libère beaucoup d'énergie qui après avoir traversé l'étoile, rayonne dans l'espace. Presque tous les éléments plus lourds que l'hydrogène et hélium ont été créés à l'intérieur des les étoiles par des réactions nucléaires.

Voir : « Terre »
&
« Effet de Serre Naturel »
&
« Réchauffement Global »

Cette photographie a accompagné l'annonce (voir Washington, 15 août 2007) de la surprise des astronomes au découvrir, que l’étoile rouge géant, Mira qui se déplace à travers la Voie Lactée avec une vitesse d'environ 130 km/s, a une queue turbulente (comme une comète) de plus de trillons de kilomètres de long (composée de carbone, oxygène et autres éléments importants pour la formation de nouvelles étoiles, planètes et de la vie). Cette étoile était déjà connue des astronomes du XVIIe siècle (découverte, en 1596, par David Fabricius) qui l’a appelée Omicron Ceti (Baleine) ou Mira dû au fait caractéristique de changer de luminosité tous les 11 mois. Actuellement, elle est la référence de toute une classe d'étoiles, puisque, comme indiqué, les astronomes modernes ont découvert qu'elle a une énorme queue, comme les comètes, dont la longueur est l'équivalent à 13 années-lumière. Cette découverte a été faite en utilisant les images du rayonnement ultraviolet du satellite GALEX (Galaxy Evolution Explorer). Les astronomes pensent que des milliards d'années en arrière, l'étoile Mira était semblable au soleil. Cependant, au fil du temps, elle a commencé à gonfler et s’est transformée dans une rouge géante variable qui, périodiquement, devient suffisamment lumineuse pour être visible à l'œil nu. Sa taille a augmenté 600 fois par rapport au Soleil et elle pulse, perdant une grande quantité du matériel superficiel. La fluorescence du rayonnement ultraviolet, suggère que le matériel de la queue de cette l'étoile géante se déplace à une vitesse de 130 km par seconde. La quantité de matière qui forme la queue est estimée à environ 3 000 fois la masse de la Terre. À environ 400 années-lumière de la constellation de la Baleine, l’étoile Mira est, actuellement, faible pour être visible à l'œil nu, mais elle sera, bientôt, à nouveau visible.

Eucaryote..............................................................................................................................................................................................................Eukaryote

Cellule qui a son matériel héréditaire (information génétique) dans une membrane (double), appelée l'enveloppe nucléaire, qui limite un noyau cellulaire. Synonyme de Eucellule.

Voir : « Eucariotique (cellule) »
&
« Animal (règne) »
&
« Photosynthèse »

Les eucaryotes varient depuis organismes unicellulaires jusqu’à organismes multicellulaires géants, dans lesquels les cellules se différencient et effectuent diverses fonctions, mais incapables de vivre en isolement. Les eucaryotes partagent la même origine et par cela, ils sont regroupés dans une hiérarchie taxonomique au-dessus du Règne, c'est-à-dire, un Domaine ou Empire, selon la façon dont les scientifiques considèrent leur origine. Font partie de cette catégorie d'êtres vivants, autrement dit, de l'Empire eucaryote les règnes : (i) Des animaux ; (ii) Des végétaux ; (iii) Des champignons ; (iv) Des protistes (algues et protozoaires) et (v) Des chromistes. Ce dernier règne est, en fait, actuellement, l'un des six règnes des êtres vivants, proposé par Cavalier Smith (1988). Il englobe un groupe diversifié d'algues avec de la chlorophylle A et C. Les formes de vie qui ne font pas partie du domaine ou empire des eucaryotes sont les bactéries et les archaea (appelées auparavant archéobactéries), autrement dit, des êtres vivants avec des cellules procaryotes. Les eucaryotes semblent être monophylétiques et en font l'un des deux domaines de la vie. L’autre domaine ou empire, celui des bactéries et des archaea est composé par des procaryotes. Les eucaryotes partagent certains aspects de leur biochimie avec les archaea. Par conséquent, les scientifiques les ont regroupé formant le clade Neomura, qui est un groupe très diversifié, contenant toutes les espèces multicellulaires et toutes les espèces extrémophiles. Toutes ces espèces partagent certaines caractéristiques moléculaires. Ainsi, tous les Néomuriens utilisent la molécule méthionine comme initiatrice des acides aminés pour la synthèse des protéines, tandis que les bactéries utilisent la formylméthionine. De toute façon, on peut dire que tous les néomuriens utilisent différents types de polymérases, tandis que les bactéries utilisent un seul. Cavalier-Smith a montré que le clade Neomura a évolué à partir des bactéries, une fois qu’ils ont des mitochondries, qui certainement ont évolué par endosymbiose, à partir d'une alphaprotéobactérie. Si les eucaryotes auraient été aussi vieilles que les bactéries, ils s’auraient ramifié sur des millions d'années pour que les bactéries aient développé une respiration aérobie.

Eucaryotique (cellule)...................................................................................................................................................................................Eukaryotic

Cellule qui possède une membrane autour du noyau et qui comprend tous les organismes des règnes vivants, à l'exception de ceux du règne monera.

Voir : « Eucaryote »
&
« Animal (règne) »
&
« Protocaryote »

Comme illustré dans ce schéma, une cellule eucaryote possède un vrai noyau (défini et protégé par l'enveloppe nucléaire) qui contient un ou plusieurs nucléoles. Ces cellules ont un cytoplasme très compartimenté avec des organites (organelles) séparés ou interconnectés entre eux et limité par les membranes biologiques qui sont de même nature essentielle que la de la membrane plasmique. Le noyau c’est le plus notable et caractéristique des compartiments dans lesquels se divise le protoplasme, c'est-à-dire, la partie active de la cellule. Dans le protoplasma on distingue trois composantes principales : (i) Membrane plasmique ; (ii) Noyau et (iii) Cytoplasme. Les cellules eucaryotes ont dans le cytoplasme un squelette chitineux complexe, très structuré et dynamique, composée de microtubes et filaments de protéines différentes. Il peut, aussi, avoir une paroi cellulaire qui est typique des plantes, champignons et protistes pluricellulaires, ou autre type de revêtement externe du protoplasme. Comparativement aux cellules eucaryotes, les cellules procaryotes sont relativement simples. Ce sont ces cellules qui se trouvent dans les bactéries et cyanophycées (algues bleues ou cyanobactéries). Dans les cellules eucaryotes, la division nucléaire est, souvent, associée à la division cellulaire. Ceci, se produit, généralement, par mitose (processus qui permet à chaque noyau fils reçoit une copie de chaque chromosome). Dans la plupart des eucaryotes, il existe, également, un processus de reproduction sexuelle impliquant, généralement, une alternance entre les générations haploïdes, dans lesquelles uniquement une copie de chaque seulement chromosome est présent et les générations diploïdes, où deux sont présentes, se produit par la fusion nucléaire (syngamie) et méiose (processus de division, dans laquelle le nombre de chromosomes par cellule est divisé en deux). Chez les animaux, la méiose aboutit toujours à la formation des gamètes, tandis que dans d'autres organismes elle peut donner lieu à des spores). Les cellules eucaryotes ont une plus petite surface rapport au volume que les procaryotes et donc des taux métaboliques plus petits et un plus grand temps de génération. Dans certains organismes pluricellulaires, des cellules spécialisées pour le métabolisme augmentent la surfaces de certaines régions, comme, par exemple, dans les intestins.

Eucellule.................................................................................................................................................................................................................Eukaryotic

Autre nom des cellules eucaryotes ou eucaryontes, une fois qu'en grec, le terme eucaryote terme signifie cellule vraie. Synonyme d'Eucaryote.

Voir : « Eucaryote »
&
« Photosynthèse »
&
« Protocaryote »

Les eucellules (ou cellules eucaryotes) se trouvent dans tous les règnes de vie, à l'exception du règne monera. Elles peuvent facilement se reconnaître par le noyau lié à la membrane. Les eucellules contiennent beaucoup d’autres structures, internes à la membrane, appelées organites (organelles). Ces organites, comme les mitochondries ou chloroplastes, servent à remplir les fonctions métaboliques et les conversions d'énergie. D’autres organites, tels que les filaments intracellulaires, fournissent un soutien structural et la motilité cellulaire (faculté de se déplacer ou de se mettre mouvement) : (i) Membrane cellulaire, qui définit la première cellule et évolue pour devenir le référentiel des récepteurs et d'antigènes de surface (particules ou molécules capables d'initier une réponse immunitaire, qui commence avec la reconnaissance, par les lymphatiques et leucocytes ou globules blanches, et anéantissement des microorganismes pathogènes grâce à sa capture et production d'anticorps) ; (ii) Paroi cellulaire, autrement dit, cellules végétales qui ont une couche rigide de la paroi cellulaire au lieu d’une membrane cellulaire plus souple ; (iii) Cytoplasme, où la plupart des organites cellulaires sont situés, comme mitochondrie (composée de quatre éléments principaux : membrane externe, membrane interne - matrice et espace inter - membranes), chloroplaste (organite responsable de la photosynthèse et structurellement similaire à la mitochondrie) ; réticulum endoplasmique (responsable de la production de protéine et des composants lipidiques des organites cellulaires), appareil de Golgi (composé de nombreux ensembles de citernes lisses, qui sont revêtues de membranes lipidiques), lysosome (sac membraneux qui contient des enzymes hydrologiques, qui sont utilisés pour digérer macromolécules), cytosquelette (réseau de filaments protéiques dans le cytoplasme) et vacuoles (uniquement dans les cellules végétales responsable du maintien de la forme et structure de la cellule); c’est dans le cytoplasme qui est des milliers de signaux sont envoyés en avant et en arrière par organites ; (iv) Noyau, qui est le centre de toutes les activités au sein de la cellule (le noyau est l'endroit où ils se trouvent toute l'information génétique).