Iceberg............................................................................................................................................................................................................................Iceberg
Grand bloc de glace, d'eau douce, qui s’est détaché d’un glacier construit par l'accumulation de neige ou d’une plate-forme de glace (zone d’écoulement du glacier sur la surface de l'océan) et qui flotte sur la mer ouverte.
Voir : « Glacier »
&
« Cryosphère »
&
« Glacio-eustasie »
En général, les icebergs sont classés selon leur taille. Dans la classification de la "Patrouille Internationale des Glaces" on distingue six grandes familles : (i) Bloc de glace avec moins de 5 m de hauteur et moins de 5 m de longueur ; (ii) Grand bloc de glace avec entre 1 à 5 mètres de hauteur et une longueur comprise entre 5 et 15 mètres ; (iii) Petit iceberg avec 5 à 15 mètres de hauteur et une longueur entre 15 et 60 mètres ; (iv) Iceberg moyen, entre 15 et 45 mètres de hauteur et une longueur entre 60 et 120 mètres ; (v) Grande Iceberg, entre 45 et 75 mètres de hauteur et une longueur comprise entre 120 et 200 mètres et (vi) Très grand iceberg quand la hauteur dépasse 75 m et la longueur supérieure est 200 mètres. Il y a aussi une classification basée sur la forme. Ainsi on peut distinguer : (A) Icebergs tabulaires (rapport longueur-hauteur supérieur à 5:1 et une surface supérieure plate) et (B) Icebergs non- tabulaires, qui peuvent prendre plusieurs formes (dôme, pinacle, coin, vallée, cube, etc.). La densité de la glace pure est d'environ 920 kg / m^3. La densité de l'eau de mer est d'environ 1025 kg / m^3. Ainsi, comme illustré dans cette figure, seul un dixième du volume d'un iceberg est au-dessus de l'eau. La forme de l'iceberg restant dans l'eau est difficile de déduire à partir de la partie émergée visible. C'est pour cela qu’on dit « la pointe de l'iceberg » pour décrire un problème ou une difficulté, ce qui signifie que le problème visible est uniquement une petite partie d'un problème beaucoup plus vaste. La présence d'icebergs est un gros problème pour l’exploration pétrolière. Les bateaux de forage ne peuvent pas être ancrée au fond de la mer. Ils doivent avoir un positionnement dynamique pour pouvoir, rapidement, se déplacer pour éviter un iceberg. Quand nous avons travailler sur les navires de forage au large des côtes du Labrador, dès que le radar signalait un iceberg à 10 km, le voyant de sécurité devenait jaune et si l'iceberg se rapprochait à environ 4 km, l'appareil de forage était débranché et le navire s'éloignait pour laisser passer iceberg (dans certains cas, un iceberg peut être déplacé par un navire de remorquage).
Ichnofossile...........................................................................................................................................................................................................Icnofossil
Fossile ou empreinte témoignant le déplacement ou la progression d'un individu d'une espèce animale, de son habitat ou de son activité : traces, piste, alimentation ou déjections.
Voir : « Fossile »
&
« Fossile Index »
&
« Glossifungite »
Les ichnofossiles (traces fossiles) sont des vestiges de l'activité vitale (activité biologique) des organismes du passé. Comme exemple de traces fossiles on peut citer les empreintes fossiles, pistes de déplacement, marques de morsures, excréments, œufs, tunnels et galeries f’habitation, etc. Plusieurs activités biologiques peuvent produire des traces fossiles : (i) Déplacement, des empreintes, pistes, rails, etc. ; (ii) Alimentation, des marques de morsures, gastrolithes, coprolithes, etc ; (iii) Habitation, des galeries, grottes, tunnels, etc., et (iv) Reproduction, les œufs, postures, nids, etc. Les traces fossiles suggèrent les anciennes preuves de vie animale sur terre. Les premières traces d'arthropodes, par exemple, sont du Cambrien-Ordovicien et les pistes dans les sables de l’Ordovicien permettent déterminer le comportement de ces organismes. Les ichnofossiles fournissent divers types d'informations, cependant, comme des fossiles identiques peuvent être créées par un certain nombre d'organismes différents, ils ne peuvent que nous bien renseigner sur deux choses : (a) La consistance des sédiments au moment du dépôt et (b) Le niveau d'énergie de l'environnement de dépôt. Les traces fossiles sont, généralement, difficiles à corréler avec un horizon spécifique. Ainsi, la taxonomie conventionnelle n'est pas applicable et un autre type de taxonomie a été proposé. Au plus haut niveau de la classification, cinq modes de comportement sont reconnus : (1) Domichnia qui sont les structures de logement qui reflètent la position du corps qui l'a créé ; (2) Fodinichnia qui sont les structures tridimensionnelles laissées par les animaux qui se nourrissent dans les sédiments, comme, par exemple, les lithophages ; (3) Pascichnia qui sont des traces laissés par des herbivores qui se nourrissent à la surface d'un sédiment mou ; (4) Cubichnia qui sont des traces sous la forme d'une impression produite par un organisme dans un sédiment mol ; (5) Repichnia qui sont des vestiges de rampement sur la surface des sédiments. Beaucoup de ces fossiles sont classés (forme et comportement) en genres, dont certains sont subdivisés en espèces. Entre les genres les plus communs d’ichnofossiles on peut citer : Asteriacites, Chondrites, Climactichnites, Cruzianas, Entobia, Gastrochaenolithes, Petroxestes, Protichnites, etc.
Île Corallienne.......................................................................................................................................................................................................Atoll
Île basse formée de récifs coralliens, de forme annulaire, soit continus soit interrompus par de petits canaux et ayant un lagon central peu profond. Au fond du lagon peuvent se développent des coraux en forme de pinacle ou de forme sphérique. Synonyme d’Atoll.
Voir : « Récif »
&
« Atollon »
&
« Pinacle (monticule récifal) »
Comme l'illustre cette photographie, un atoll (Lagoon Island) est composé de récifs en forme d'anneau formés dans la mer avec un lagon au milieu d'eux. La partie émergente des récifs est, parfois, recouverte avec par des sédiments carbonatés sur lesquels s’installe une végétation caractéristique. L'arbre le plus typique des atolls est sans aucun doute arbre de noix de coco. Les atolls sont le produit de la croissance d’organismes marins, tropicales et c'est pourquoi ils ne sont que dans les eaux chaudes des tropiques. Les îles volcaniques associées, avec le temps, deviennent des monts sous-marins, une fois que le volcan, plus tard ou plus tôt, s’effondre. Si une île volcanique est située dans des eaux où la température est juste assez pour compenser la croissance des récifs compense la montée relative du niveau de la mer créé par l'affaissement du volcan, on dit que l'île est sur le point de Darwin. En fait, Darwin dans la base d’observations faites pendant le voyage à bord du Beagle, entre 1831 et 1836, fut le premier à expliquer la formation des atolls. Son explication qui est toujours considérée comme correcte, pour un certain type d'atolls, considère que la majorité des îles tropicales, dès les îles volcaniques jusqu’aux îles barrières coralliennes représentent un affaissement, plus ou moins continue des volcans. Il a admis que les récifs frangeants situés autour des îles volcaniques, se développent verticalement au fur et à mesure que les îles émergent (subsidence), ce qui les transforme en atolls. Les récifs frangeants deviennent des récifs barrières, quand la partie externe des récifs reste proche du niveau de la mer due à la croissance biotique et la partie interne non. Ceci induit la formation d'une lagune, une fois que les conditions internes sont moins favorables au développement des coraux et algues coralliennes, qui sont les responsables principaux de la croissance des récifs. Au fil du temps, la subsidence place l'ancien volcan sous l'eau, mais pas le récif barrière que devient une atoll.
Île de Sable........................................................................................................................................................................................................Sand island
Surface de terre émergée de la mer ou d’un lac, isolé du continent. Un îlot rocheux est une petite île et un écueil est une superficie de terre plus petite qu’une île.
Voir : « Écueil »
&
« Îlot (rocheux) »
&
« Île Corallienne »
Dans ce schéma sont représentés les principaux éléments de la morphologie côtière. En dehors de l'île indiquée par la flèche qui, dans ce cas, représente le sommet d'un dépôt de sable formé proche de la ligne de côte, on peut distinguer : (i) Plage, type de ligne de côte basse avec un estran composé de matériel détritique, terrigène, sablo-limoneux et grossier (cailloux et des blocs), en d'autres termes une accumulation de sable ou galets le long de la ligne de rivage ; (ii) Falaise (abrupt), paroi rocheuse, abrupte, face à la mer ; (iii) Promontoire, cap ou bord d'une falaise ou pointe rocheuse (crête effilée du tracé de la côte, qui s'avance vers la mer) ; (iv) Grotte, cavité naturelle souterraine créée par une dissolution lente et érosion des roches par la mer ; (v) Arche naturelle (pont naturel), un arche percée par la mer sur une falaise près du promontoire ; (vi) Pilier marin (pinacle), éperon rocheux, haut et étroit, qui émerge à partir d'une plate-forme de l'érosion et qui est, souvent, le résultat de l'effondrement d'une arche naturelle, ce qui témoigne une retraite de la falaise ; (vii) Écueil, éperon rocheux qui émerge ou qui est, presque, découvert à marée basse et qui en marée haute, est, généralement, submergé ; génétiquement, comme illustré, un écueil souligne le retrait de la plate-forme d’abrasion et correspond à la dégradation ultime d'une arche naturelle et d’un pilier ; (viii) Flèche, un cordon littoral, formé par la croissance des crêtes pré-littorales avec une extrémité libre (pointe de la flèche) et l'autre liée à la côte ; (ix) Îlot, petite île, c'est-à-dire, une surface de terre émergée et isolée du continent (un îlot est plus petit qu’une île) ; (x) Laguna, corps d'eau de mer, peu profonde, séparé de la mer par un cordon littoral sableux ou par une île barrière ; (xi) Dunes, qui sont accumulation de sable façonnées par le vent ; (xii) Estuaire, autrement dit, l’embouchure d'un fleuve influencée par les marées ; (xiii) Tombolo ou flèche isthme, extension de sable qui rejoint une île à la ligne de côte et qui peut être simple ou composé (double ou triple), suivant il est formé par un ou plusieurs cordons. Parfois, dans les tombolos composés, des lagunes se forment entre les cordons littoraux (ligne de rivage ou trait de côte dit de type lido). Trait de côte, ligne de rivage, ligne de côte, côte, rivage, littoral, sont le plus souvent des synonymes.
Îlot (rocheux)...............................................................................................................................................................................................................Rocky islet
Petite île rocheuse plus grande qu’un écueil, c'est-à-dire, qui a des dimensions qui permettent la construction de habitations permanentes.
Voir : « Île de Sable »
&
« Île Corallienne »
&
« Cordon littoral »
Dans offshore ouest du Portugal, à environ 9 kilomètres du Cap Carvoeiro, l'archipel des Berlengas se compose d’un îlot rocheux et deux écueils : Berlenga Grande (récifs adjacents), Estelas et Farilhões-Forcadas, tous de nature géologique différent. Berlenga Grande, illustrée sur cette figure a environ 1500 mètres de long, 800 mètres de large et 85 mètres de haut. Berlenga Grande a une superficie de 78.8 ha et c’est l’unique où on peut vivre. Pour cela, il est peut être plus approprié de le considérer comme une île. Dans le schéma ci-dessous on peut voir : (i) Plage, ligne de côte basse avec un estran composé de matériel détritique ; (ii) Falaise (abrupt), paroi rocheuse, abrupte, face à la mer ; (iii) Promontoire, cap ou bord d'une falaise ou pointe rocheuse (crête effilée du tracé de la côte, qui s'avance vers la mer) ; (iv) Grotte, cavité naturelle souterraine créée par une dissolution lente et érosion des roches par la mer ; (v) Arche naturelle (pont naturel), un arche percée par la mer sur une falaise près du promontoire ; (vi) Pilier marin (pinacle), éperon rocheux, haut et étroit, qui émerge à partir d'une plate-forme de l'érosion et qui est, souvent, le résultat de l'effondrement d'une arche naturelle, ce qui témoigne une retraite de la falaise ; (vii) Écueil, éperon rocheux qui émerge ou qui est, presque, découvert à marée basse et qui en marée haute, est, généralement, submergé ; (viii) Flèche, un cordon littoral, formée par la croissance des crêtes pré-littorales avec une extrémité libre (pointe de la flèche) et l'autre liée à la côte ; (ix) Îlot, petite île, c'est-à-dire, une surface de terre émergée et isolée du continent (un îlot est plus petit qu’une île) ; (x) Laguna, corps d'eau de mer, peu profonde, séparé de la mer par un cordon littoral sableux ou par une île barrière ; (xi) Dunes qui sont accumulation de sable façonnées par le vent ; (xii) Estuaire, autrement dit, l’embouchure d'un fleuve influencée par les marées ; (xiii) Tombolo ou flèche isthme, extension de sable qui rejoint une île à la ligne de côte et qui peut être simple ou composé (double ou triple), suivant il est formé par un ou plusieurs cordons. Parfois, dans les tombolos composés, des lagunes se forment entre les cordons littoraux (ligne de rivage ou trait de côte dit de type lido).
Illuvial .............................................................................................................................................................................................................................Illuvial
Qui a subi une illuviation, autrement dit, qui a subi un dépôt de colloïdes (substance semblable a colle, qui ne cristallise pas et qui se diffuse lentement), sels solubles des particules minérales lessivés en provenance d'une couche du sol sus-jacente. Synonyme de Illuvion.
Voir : « Sol »
&
« Lixiviation »
&
« Éluviation »
Un matériel illuvial ou illuvion est le matériel qui a été déplacé à travers un profil du sol (ensemble des horizons qui forment un sol) d'un horizon vers un vers un autre par l'action de l'eau de pluie. En général, dans un sol, du haut vers le bas, on peut distinguer sept horizons : O, P, A, E, B, C, D et la roche ferme (pas altérée). Le rémotion de matériel d'un horizon du sol est appelée éluviation. Le transport de matériel peut être mécanique ou chimique. Le procédé de dépôt d’un illuvion est l’illuviation qui correspond à un transport est assistée, dans le sens vertical, par l'eau (ne pas confondre avec l’alluviation, qui est un transport assisté par l'eau s'écoulant, à peu près, horizontalement). Notons qu'en général, les sols sont classés en fonction de leur granulométrie. On peut distinguer : (i) Sols sableux qui ont beaucoup des particules classées dans la fraction sable (taille entre 2 - 0.05 mm) constitués essentiellement de cristaux de quartz et minéraux primaires et qui ont une bonne aération et capacité l'infiltration d'eau ; (ii) Sols silteux qui ont beaucoup de particules classés dans la fraction du silte (entre 0.05 - 0.002 mm) et que pour cela sont des sols très facilement érodés ; (iii) Sols argileux qui ont beaucoup de particules argileuses (plus petites que 0.002 mm) et qui ne sont pas très aérés, mais qui contiennent beaucoup d'eau quand bien structurés ; (iv) Latosols (sols rouge latéritique des tropiques, profondément altérés et infertiles, caractérisé par hydroxydes de fer et aluminium) qui ont une texture granuleuse, une couleur varient du jaune au rouge foncé, qui sont capables d'échanger de cations, qui ont des argiles de faible activité et qui, en général, sont des sols très profonds (plus que 2 m), bien développés et localisés sur un terrain plat ou légèrement ondulé ; (v) Sols lixiviés, dans lesquels une forte pluie transporte déplace ses nutriments, ce qui les rend très pauvre, surtout, en potassium et azote ; (vi) Sols noirs, une fois qu’ils sont riches en matière organique ; vii) Sols arides qui par l'absence la pluie ne se développent pas; (viii) Sols de montagne, qui sont, naturellement, des sols très jeunes.
Impact (astéroïdes et comètes)......................................................................................................................................................................................Impact
Structure formée sur la surface de la Terre par la chute d’un astéroïde ou une comète. Les impacts d'astéroïdes et comètes ont eu lieu avec une fréquence variable au cours de l’histoire géologique Quaternaire. L'un de ces impacts, illustré sur la figure ci-dessus, a créé un cratère important dans l'Arizona, avec environ 1200 mètres de diamètre et 180 mètres de profondeur.
Voir : « Catastrophisme (principe) »
&
« Quaternaire »
&
« Big Bang (théorie) »
Les impacts ou mieux les cratères d'impact sont des structures géologiques formées quand une météorite, un grand astéroïde ou une comète entre en collision avec une planète ou un satellite. Tous les corps internes du système solaire ont été fortement bombardée par des météorites au cours de son histoire. Sur les surfaces de la Lune, Mars et Mercure, où la plupart des processus géologiques ont été arrêtés il y a beaucoup de millions d'années, le registre des bombardement est évident. Cependant, sur Terre, qui a été beaucoup bombardé que la Lune, les cratères d'impact ont disparu, de manière plus ou moins continue, par l'érosion et déposition, mais aussi par l'activité volcanique et tectonique. Par conséquent, seulement cent vingt (120) cratères d'impact ont été reconnus à ce jour la surface de la Terre. La plupart a été trouvée dans les boucliers géologiquement stables de l’Amérique du Nord, Europe e Australie. Cette figure illustre le Meteor Crater ou Barringer Crater de l’ Arizona, peut-être la première d’impact qui a été reconnu sur Terre. Elle a été identifiée en 1920 par les travailleurs qui ont découvert des fragments de météorite qui a causé le cratère. Plusieurs autres cratères, relativement plus petites, avec des débris de météorites ont été trouvé depuis. Pendant des nombreuses années, ces débris étaient la seule preuve qui corroborait l'hypothèse d'impacts. Toutefois, les géoscientistes se sont rendu compte que, dans la plupart des cas, les débris des météorites ne peuvent pas survivre à la collision. En fait, ces collisions causent des températures et pressions très élevées qui peuvent vaporiser, complètement, la météorite ou former un mélange très complexe avec les roches fondues. Après quelques milliers d'années, tout composant détectable d'une météorite peut disparaître complètement. Dans certains cas, une abondance relativement importante d'éléments ferrugineux non terrestres peut être détecté dans les roche fondues par l’impact.
Impédance Acoustique .....................................................................................................................................................................Impedance
Produit de la vitesse des ondes sismiques par la densité du milieu où elles se propagent. Une réflexion sismique est induite par une variation d'impédance acoustique. Les ondes sonores voyagent dans toutes les directions. Toutefois, seuls les ondes qui se propagent vers le centre de la Terre peuvent être réfléchies par les structures sus-jacentes (interfaces) aux les explosions que les géoscientistes produisent en surface.
Voir : « Coefficient de Réflexion »
&
« Réflexion Sismique »
&
« Sismique de Réflexion »
La loi de Snell exprime la relation entre les angles d'incidence et réfraction pour une onde qui atteint une interface entre dois milieux avec des différentes impédances. Cette loi a une condition limite : l'onde doit être continue à travers l'interface, c'est-à-dire, la phase de l'onde incidente doit être constante en n'importe quel plan. La loi de Snell est formulée comme : n_1sinθ_1=n_2sinθ_2, où θ_1 et θ_2 sont les angles, mesurés par rapport à la perpendiculaire de l'interface, de l'onde d'incidence et réfraction respectivement. Cette loi contrôle toutes les réflexions à l'intérieur de l'angle critique, à partir du quel il y a de la réfraction. Une réflexion sismique est fonction du coefficient de réflexion (R= {(v_2 .d_2) (v_1.d_1)} / {(v_2.d_2) (v_1.d_1)}, le quel correspond à la relation entre l'amplitude de l'onde réfléchie et incidente (réflectivité). La relation entre l'énergie réfléchie et incidente est le carré du coefficient de réflexion. Plus grand est la différence entre les l'impédances des intervalles qui définissent l'interface, plus grand sera l'amplitude de la réflexion. Lorsque l'impédance de l'intervalle supérieur et de l'intervalle inférieur sont égales, il n'y a pas de réflexion associé à l'interface sédimentaire, c'est-à-dire, pour qu'il y ait une réflexion sismique est nécessaire qu'il existe un contraste de l'impédance acoustique. Cependant, on observe, à plusieurs reprises, des réflexions sismiques (discontinues, autrement dit avec une polarité qui varie latéralement) entre deux intervalles adjacents avec la même impédance acoustique, une fois que toutes les diagraphies électriques des puits d'exploration qui traversent l'interface (potentiel spontané, rayons gamma, sonique, neutron, densité) sont similaires. Nous notons, toutefois, que la diagraphie d'inclinaison (dipmeter) suggère fortement la présence d'une discordance renforcée par la tectonique (discordance angulaire), ce qui signifie qu'un changement du comportement structural des réflecteurs peut, probablement, produire une réflexion.
Inclinaison........................................................................................................................................................................................................................Dip
Angle maximal par lequel une couche ou autre objet sédimentaire planaire dévie de la verticale, autrement dit, la plus grande pente d'une couche mesurée en degré par rapport à l'horizontale. L’inclinaison d'une couche est mesurée dans un plan perpendiculaire à sa direction.
Voir : « Diagraphie de l’Inclinaison (dipmeter) »
&
« Anticlinal »
&
« Inclinaison du Dépôt »
L'inclinaison d'une couche ou groupe de couches peut être dépositionnelle ou structurale. L'inclinaison dépositionnelle est originale. Elle correspond à l'angle avec lequel une couche ou groupe de couches se sont déposés. À l'échelle macroscopique, autrement dit, à l'échelle d'un bassin sédimentaire, l'inclinaison est toujours en direction de la partie la plus profonde du bassin. L'inclinaison structurale est l'inclinaison d'une couche ou groupe de couches obtenue en résultat d'une déformation tectonique, quelle soit induite par un régime tectonique en extension (allongement) ou en compression (raccourcissement). Le terme compression peut tromper, une fois qu'il peut avoir allongement avec un vecteur tectonique positif. Dans un régime en compression (σ_1 horizontal), les roches sont raccourcies, ce qui implique un soulèvement, ce qui veut dire que, probablement, il va se former une surface d'érosion associée et non une subsidence, comme c'est le cas dans un régime extensif. La raccourcissement peut se faire par la formation de plis (anticlinaux et synclinaux) ou par le développement des failles inverses. Dans les deux cas, presque toujours, les couches inclinent en direction opposée de la zone soulevée. Cependant, dans un anticlinorium (grand anticlinal avec des petits anticlinaux et synclinaux dans les flancs), globalement, les couches inclinent en direction opposée à la zone soulevée, bien que dans les flancs se trouvent des inclinaisons avec polarité différente. Ces inclinaisons, apparemment anomales, par rapport à la structure macroscopique, respectent la même règle, mais à une échelle mésoscopique (échelle de l'affleurement ou de la continuité), une fois que les anticlinaux et synclinaux localisés sur les flancs de l'anticlinorium ont un autre ordre de grandeur.
Inclinaison du Dépôt..................................................................................................................................................................Depositional Dip
Inclinaison d'une couche ou d’un groupe de couches au moment du dépôt. Au contraire de l'inclinaison structurale qui est postérieure au dépôt, l’inclinaison dépositionnelle est originelle et presque toujours dans la direction des parties profondes du bassin, autrement dit, vers la mer.
Voir : « Diagraphie de l’Inclinaison (dipmeter) »
&
« Anticlinal »
&
« Surface de Dépôt »
Au contraire de ce que certains géoscientistes pensaient, il y a quelques décades, ni toutes les couches sédimentaires se déposent horizontalement. À l'échelle macroscopique (échelle des cartes géologiques et lignes sismiques), toutes les surfaces de déposition (lignes chronostratigraphiques) ont une géométrie sigmoïdale. Ces surfaces qui ont une valeur chronostratigraphique et qui correspondent, presque toujours, à des réflecteurs sismiques (le contraire n'est pas toujours vrai), sont beaucoup plus faciles de suivre sur les lignes sismiques (régionales) sont beaucoup plus faciles à suivre sur les lignes sismiques régionales que sur le terrain (échelle mésoscopique ou de l'affleurement). Quatre ruptures d'inclinaison sont visibles le long d'une surface de déposition : (i) Rupture de la Ligne de Baie qui est la rupture d'inclinaison entre la plaine alluviale et la plaine côtière (correspond à la ligne de baie qui marque la limite entre les dépôts fluviaux, déposés avec une inclinaison en direction de la plaine côtière) ; (ii) Rupture Côtière qui est la rupture entre la plaine côtière-deltaïque et le talus deltaïque (correspond à la ligne de côte qui est, plus au moins, coïncident avec la rupture de la surface de déposition côtière), laquelle marque la limite entre les dépôts côtiers/deltaïques sub-horizontaux et les argiles du prodelta (inclinées vers la mer) ; (iii) Rupture Continentale, entre la plate-forme et le talus continental (correspond, par fois, au rebord du bassin) qui marque la limite entre les dépôts sub-horizontaux de la plate-forme et les dépôts inclinés ou chaotiques du talus continental et (iv) Rupture de La Base du Talus Continental qui marque la limite entre les dépôts inclinés et chaotiques du talus continental et les dépôts pélagiques de la plaine abyssale (cônes sous-marins, lesquels appartiennent à une autre surface de déposition qui n'a pas d'équivalent ni dans le talus, ni dans la plate-forme du bassin). Dans la tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique, illustrée dans cette figure, dans le bassin de type du Crétacé, la rupture de la base du talus continental, autrement dit, la limite entre les dépôts inclinées du talus continental et les dépôts pélagiques sub-horizontaux de la plaine abyssale, est bien visible. La présence de cônes sous-marins du bassin entre et contre les réflecteurs de la plaine abyssale, est, possible.
Inconsistance.................................................................................................................................................................................................Discrepancy
Divergence ou désaccord entre les faits ou allégations. En géologie, inconsistance est utilisée pour exprimer écart entre ce qui est attendu et ce qui se passe réellement, comme pour exprimer la différence entre une tentative interprétation géologique d’une ligne sismique et la réalité (le terrain).
Voir : « Ligne Sismique »
&
« Coupe Géologique (section) »
&
« Calibration Sismique »
Le terme inconsistance est, parfois, erronément utilisé à la place de disparité (grand différence entre des choses mesurables, comme l'âge géologique d'une roche, vitesse d'écoulement d'un courant, etc.). Une inconsistance existe entre des choses qui devraient être égaux. Elle peut être petite, mas, en général, elle est, assez, significative. Dans cette figure est illustrée l'inconsistance entre une tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique, en temps, de l'offshore de l'Angola, et la plus probable réalité géologique (coup géologique construite à partir des résultats des puits d'exploration et d'un ligne sismique migrée et en profondeur). En fait, quand les géoscientistes interprètent, en termes géologiques, les données sismiques, ils n'oublient pas (ou ne devaient pas oublier) qu'une ligne sismique est un profile en temps et non en profondeur. Dès que les intervalles sismiques montrent des variations latérales de vitesse de propagation des ondes acoustiques ou des variations d'épaisseur, toute une série d'artefacts sismiques apparaît, ce qui, souvent, masque, beaucoup, la réalité géologique. Dans ce cas particulier, l'horizon sismique qui souligne le sommet du socle a, dans la ligne sismique, une géométrie très différente de la réalité. Sur la ligne sismique, le socle montre un haut structural bien marqué, tandis que, dans la réalité, autrement dit, géologiquement, il incline régulièrement vers l'Est. La raison de cette inconsistance est, en partie, due à la variation latérale de l'épaisseur du sel (sur la ligne sismique, cet intervalle qui est limité entre le second et le troisième réflecteur, à compteur depuis le bas, est peu épais, car les ondes acoustiques traversent cet intervalle très rapidement (5000 m / s) et, en partie, dû à la variation latérale de faciès de l'intervalle sédimentaire sous-jacent au sel. En fait, dans le secteur Est, le faciès est carbonaté (v= 4500 m / s) et, dans le secteur Ouest, argileux (v = 2000 m / s). Ainsi, dans partie Est de la ligne sismique, les ondes acoustiques dépensent moins de temps à traverser les intervalles sédimentaires et le réflecteur associé au top du sel est abaissé (retardé). Le contraire arrive aux réflecteurs associés avec la base du sel et à l'intervalle sous-jacent.
Incrémentation Génétique (des strates)...................................................................................................................Synthetic natural gas
Ensemble de lithologies génétiquement associés au sein d'un cycle stratigraphique dit cycle-séquence. Correspond plus ou moins, aux cortèges ou à un ensemble de cortèges sédimentaires.
Voir : « Faciès »
&
« Faciès vs Environnement Sédimentaire »
&
« Cycle Stratigraphique »
Une incrémentation génétique de strates correspond à une succession verticale de strates dans laquelle chaque composant lithologique est lié, génétiquement, avec tous les autres, autrement dit, si un des composants lithologiques ne se dépose pas, les autres, aussi, ne se déposent pas. En d'autres mots, la présence d'un composant lithologique implique, nécessairement, la présence des autres. Une incrémentation génétique des strates correspond, plus au moins, à un cortège sédimentaire (stratigraphie séquentielle), c'est-à-dire, à une association latérale de systèmes de déposition (lithologie avec une faune associée) génétiquement liés. Comme illustré dans ce schéma, l'exemple typique d'une incrémentation génétique de strates (IGS), comme, d'ailleurs celle d'un cortège sédimentaire, est un delta. En fait, les composants lithologiques (systèmes de déposition) d'un delta : (i) Plaine Deltaïque ; (ii) Front du Delta et (iii) Prodelta, sont génétiquement interliés et, ainsi, ils définissent une incrémentation génétique de strates. Cependant, il est important de ne pas confondre un delta, dont l'épaisseur est de dizaines de mètres, avec un édifice deltaïque, dont l'épaisseur peut atteindre plusieurs kilomètres. En d'autres termes, un delta correspond à un IGS, tandis qu'un édifice deltaïque correspond à une succession verticale d'IGSs. Le schéma illustré ci-dessus, correspond à un édifice deltaïque (succession verticale et latérale deltaïque, front du delta et prodelta- base du prodelta). Le sommet d'un IGS peut être définit par une couche de référence temps (comme, par exemple, un calcaire ou une bentonite) associée à une montée relative du niveau de la mer ou par une discordance (surface d'érosion induite par une chute relative du niveau de la mer significative). La base peut correspondre à une couche de référence temps, discordance ou changement de faciès (argiles marines pour grès non-marins). Un IGS se dépose pendant la période de stabilité relative du niveau de la mer et remplit l'espace disponible pour les sédiments crée par la montée relative du niveau de la mer qui a précède la période de stabilité. En chaque delta, autrement dit, en chaque IGS (1, 2, 3), on distingue trois systèmes de déposition (lithologies) a, b et c, qui se sont déposées en trois milieux sédimentaires différents A, B et C (plaine deltaïque, front de delta, prodelta et bas du prodelta). Les cônes sous-marins, ici correspondent à des turbidites en bardeaux et sont associées au progradations du prodelta et non avec les chutes relatives du niveau de la mer qui individualisent les IGSs.
Incrustation ....................................................................................................................................................................................................Incrustation
Remplissage d’espaces vides (fractures, fissures, cavités, etc.) ou des surfaces par une substance en solution (carbonate de calcium, chlorure de sodium, silice, etc.) qui précipite par saturation ou évaporation du liquide.
Voir : « Calcite »
&
« Dissolution »
&
« Stylolithe »
Comme illustré dans cette figure, l'incrustation est le processus de fossilisation qui, généralement, se fait dans les dépôts sédimentaires, relativement, dû au contact avec une source calcaire. Quand une eau chargée de sels minéraux s'écoule sur un organisme, des substances minérales peuvent se déposer par incrustation et former un fossile par impression négative. Il y a d'autres processus de fossilisation dans les roches calcaires de grain fin, lesquelles ont une consolidation si rapide qui conserve les parties plus délicates des organismes, comme les fameux dépôts fossilifères de Solnhofen (Allemagne) ou les célébrés couches calcaires de Burgess (Canada). Les dépôts de Solnhofen (d'âge Jurassique) ont préservé l'une des plus riches faunes fossiles du monde. Les argiles carbonatées de Burgess ont conservé des organismes du Cambrien Moyen qui permettent de mieux comprendre l'évolution de la vie sur Terre. Pendant l'enfouissement des roches fossilifères, très souvent, les éléments initiaux des restes des organismes peuvent être remplacés par d'autres éléments. C'est ce que les géoscientistes appellent épigénisation, autrement dit, la transformation d'un minéral préexistant dans une roche (ou d'un élément rocheux) dans un autre minéral avec la même composition chimique, par un arrangement de la structure cristalline (créant une forme plus stable). Fonction de la nature de la fossilisation, on peut distinguer trois grandes familles de fossiles : (i) Fossiles par Compression ; (ii) Fossiles par Pétrification et (iii) Fossiles par Incrustation. Les premiers sont, peut être, les plus communs. Il se forment par compression des organismes ou de ses parties qui avec l'enfouissement deviennent aplatis due à l'augmentation de la pression géostatique (poids des sédiments). Les seconds sont les fossiles qui gardent non seulement la forme externe, mais également la structure interne par un processus de minéralisation qui préserve la grande majorité des cellules des tissus. Dans les fossiles par incrustation, la forme externe de l'organisme est préservée comme un moule, mais la structure interne est détruite, une fois que du dépôt se fait sous la forme d'un revêtement dure autour de l'organisme.
Indice de Stratification.......................................................................................................................................................Stratification Index
Nombre de couches dans une unité stratigraphique définie comme le nombre de couches multiplié par cent et divisé par l'épaisseur totale : (nombre de couches x 100) / épaisseur.
Voir : « Stratification (sédiments) »
&
« Strates »
&
« Formation (géologique) »
L'indice de stratification est significatif quand chaque couche sédimentaire souligne un événement géologique particulier et indépendant des variations relatives du niveau de la mer, autrement dit, indépendant de l'accommodation, ce qui est le cas des dépôts turbiditiques. Chaque lobe turbiditique représente un courant de turbidité induit ou non par une chute relative du niveau de la mer (il y a des dépôts turbiditiques qui se déposent dans des conditions géologiques de haut niveau marin). Dans les dépôts de plate-forme, l'indice de stratification est dépendent de la création d'espace disponible pour les sédiments, autrement dit, des montées relatives du niveau de la mer et non du temps géologique. Dans les systèmes stratigraphiques, comme dans le Silurien ou dans le Crétacé, les dépôts sont épisodiques, incomplets, avec des nombreux hiatus d'érosion et de non-dépôt et ne traduisent pas la durée équivalent du temps géologique. L'hiatus de la grande majorité des section stratigraphiques est, en général, plus important que le temps total de déposition effective des sédiments préservés. Le temps de dépôt est inversement proportionnel à la vitesse de sédimentation, autrement dit, plus grande est la vitesse de sédimentation, plus courte est la période de déposition. Ainsi, la majorité des périodes de non-dépôt passent inaperçues. Ceci a amené certains géoscientistes à considérer les registres sédimentaires comme des courtes périodes de "terreur" séparées par des longues périodes de "calme", pendant lesquelles rien ou presque rien se passe. La validité de l'indice de stratification dépend, aussi, de la préservation des dépôts. Certains, comme les fluviaux et, particulièrement, les dépôts de débordement, ont une préservation faible (ils se déposent au-dessus du niveau de base). D'autres, comme, les dépôts turbiditiques, illustrés dans cette figure qui soulignent des événements géologiques épisodiques ont une préservation excellente. Finalement, on peut dire que : (i) Les surfaces de stratification représentent un hiatus petit ; (ii) Si l'hiatus est grand, la surface est considérée comme une discordance (le mot grand est relative et dépend de l'échelle temps considérée) ; (iii) Le terme discordance est utilisé quand l'hiatus est d'érosion ; (iv) L'hiatus varie le long d'une surface de stratification et (v) Le concept de stratification est dépendent de l'échelle temps et des roches considérées.
Ingression (marine).............................................................................................................................................................................................Ingression
Migration de la ligne de côte vers le continent dû à une montée relative du niveau marin en raison d'une hausse du niveau de la mer. Synonyme de Transgression.
Voir : « Variation Relative (du niveau de la mer) »
&
« Transgression »
&
« Régression »
Beaucoup de géoscientistes préfèrent le terme ingression au terme transgression, dans la mesure que pendant une ingression, le niveau relatif de la mer monte, ce qui implique un déplacement de la ligne de côte vers le continent ainsi que le déplacement global des dépôts côtiers (aussi vers le continent), quand l'apport terrigène est faible. En fait, dès que le niveau relatif de la mer monte, la tranche d'eau de la plate-forme augmente. Ceci produit un déplacement de la ligne de côte vers le continent. Cependant, pendant la montée relative du niveau de la mer, il n'y a pas immédiatement déposition sédimentaire, mais une petite érosion qui forme une surface de ravinement. Le dépôt se fait pendant la phase de stabilisation du niveau de la mer qui suit la montée relative (sans qu'aucune chute relative ait lieu) et qui précède la montée relative suivante. C'est pour cela que dans la stratigraphie séquentielle on parle de paracycle eustatique (montée relative du niveau de la mer qui n'est pas suivie d'une chute relative) et non de cycle eustatique (montée relative du niveau de la mer qui est suivie d'une chute relative annonçant une nouvelle montée relative). Cependant, au fur et à mesure que les sédiments se déposent, la ligne de côte se déplace vers la mer, sans pour autant atteindre la position qu'elle avait avant la dernière montée relative, une fois qu'il y a déficience d'apport sédimentaire (par rapport à l'augmentation de l'extension de la plate-forme continentale induite para la montée relative du niveau de la mer). Ceci veut dire, que ce qu'on appel ingression ou transgression sédimentaire correspond, en fait, à un ensemble de régressions sédimentaires, autrement dit, à une succession verticale d'intervalles progradants (chaque fois plus petits), ce qui, globalement, donne l'impression d'un déplacement continu des dépôts côtiers vers le continent. En d'autres mots, globalement, une transgression ou ingression sédimentaire a une géométrie rétrogradante, une fois qu'elle correspond à une superposerions de petits intervalles progradants vers la mer (régressions), séparés par des surfaces de ravinement. Ces surfaces soulignent les montées relatives du niveau de la mer, lesquelles sont chaque fois plus importantes (montée relative du niveau de la mer en accélération) avant qu'une chute relative significative ait lieu. Le dépôt se fait uniquement pendant les périodes de stabilité relative du niveau de la mer.
Inlandsis.....................................................................................................................................................................................................................Inlandsis
Nappe de glace de grande épaisseur et extension (plus de 50 000 km^2), comme ceux, qui couvrent une grande parte de l’ Antarctique et du Groenland. Synonyme de calotte polaire
Voir : « Glacier »
&
« Glaciation »
&
« Ligne de Neige »
Un manteau de glace (nappe de glace) ou inlandsis est une masse de glace glaciaire qui couvre plus de 50 000 km^2 de terrain. Les nappes de glace sont plus grandes que les plate-formes de glace (masse de glace plane, épaisse et flottant qui se forme où un glacier ou manteau de glace entre dans la surface de l'océan) et glaciers. Des masses de glace avec une surface plus petite que 50 000 km^2 sont désignées calottes de glace, qui, typiquement, nourrissent un ensemble de glaciers. Actuellement, il y a deux manteau de glace. L'un, en Antarctique, et l'autre au Groenland. Cependant, pendant le dernier maximum glaciaire, le manteau de glace Laurentien couvrait une grande partie du Canada et Amérique du Nord, tandis que le manteau Weichselien couvrait le nord de l'Europe. Le manteau de glace de la Patagonie couvrait l'extrémité méridionale de l'Amérique du Sud. L'inlandsis de l'Antarctique est le nom du manteau polaire qui couvre la plupart de l'Antarctique, lequel, en quelques places, se prolonge vers la mer (Océan Austral) par une plate-forme de glace, comme la plate-forme de glace de Ross. L'inlandsis de l'Antarctique, dont l'épaisseur atteint 4000 mètres a une surface de 13.3 x 10^6 km^2, une épaisseur moyenne de1.8 km et un volume de 24 x 10^6 km^3. Cet inlandsis s'est formé comme une petite calotte de glace (ou plusieurs) au début de l'Oligocène, s'épaississant et s'amincissant successivement jusqu'au Pliocène, quand il a occupé la presque totalité de l'Antarctique (pour éviter des malentendus il est préférable éviter les termes avance et recul de la glace). Comme illustré dans cette figure, actuellement, l'inlandsis du Groenland couvre plus de 80% de la surface émergé. Cet inlandsis, s’est développé après le Pliocène, mais apparemment, avec l'avènement de la première glaciation, sont développement a été si rapide qui a permis que les fossiles des plantes, qui poussaient au Groenland, soient beaucoup mieux préservés que se congénères de l'Antarctique. L'inlandsis du Groenland est beaucoup plus petit que celui de l'Antarctique. Il a une surface de 1.7 x 10^6 km^2, une épaisseur moyenne de 1.6 km et un volume de 2.7 x 10^6 km^3. Si toute la glace fondait, le niveau de la mer monterait de 77 mètres (54 m avec le réajustement isostatique). Pendant la dernière âge glaciaire le niveau de la mer était environ 120 mètres plus bas qu'aujourd'hui.
Inondation (d'un cours d'eau)...................................................................................................................................................................................Flood
Débordement lorsque le débit d’un courant fluvial atteint la limite supérieure des banques de son lit.
Voir : « Fleuve »
&
« Dépôt de Débordement (chenal) »
&
« Levée (digue marginale naturelle) »
Quand le volume d'eau dans un corps d'eau, qu'il soit un fleuve ou un lac, excède la capacité totale des limites se produit, en général, une inondation, autrement dit, l'eau va s'écouler (dans un cas d'un fleuve) ou reposer (dans le cas d'un lac) en dehors du périmètre normal de la masse d'eau. Quand le courant d'une rivière ou d'un fleuve est très fort et haut, l'eau déborde le lit et s'écoule directement en dehors du chenal. Ceci arrive fréquemment, en particulier, dans les goulottes des méandres. Pendant les inondation et les crues, le matériel sédimentaire transporté par les cours d'eau augmente substantiellement, en particulier, le matériel transporté près du lit (traction et saltation) et en suspension. Ainsi, quand le fleuve entre dans la mer, un tel apport sédimentaire produit des courants de turbidité qui transportent les sédiments vers les parties profondes du bassin, où ils se déposent sous la forme de cônes sous-marins qu'il soient du bassin ou du talus, c'est-à-dire, sous la forme de systèmes turbiditiques. Ce type de dépôts turbiditiques qui a été très bien étudié par Emiliano Mutti, se dépose dans des conditions géologiques de haut niveau marin, autrement dit, avec le niveau de la mer au-dessus du rebord du bassin (lequel ne coïncide pas toujours avec le rebord continental). En d'autres termes, bien que la plupart des cônes sous-marins soit déposée dans des conditions géologiques de bas niveau marin, en association avec des chutes relatives significatives du niveau de la mer (hypothèse de P. Vail et coauteurs), sous des conditions géologiques de haut niveau, des dépôts turbiditiques, induits par des instabilités du rebord continental ou par excès d'apport terrigène (produites par les crues des cours d'eau) sont, également, possibles (hypothèses de Mutti). Les inondations peuvent être très utiles pour l'humanité (comme dans le passé, les inondations du Nil) ou être catastrophiques. En Chine, elles sont presque toujours catastrophiques. En 1998, par exemple, les crues de l'Yangtzé ont détruit environ 18 millions de maisons et provoqué le déplacement de plus de 280 millions de personnes, une fois que l'eau a inondé entre 5 et 9 millions d'hectares de terres cultivées. En fait, la région du grand lac Dongting qui est alimenté par cinq rivières importantes, entre elles le Yangtzé, est l'une des régions de la Chine et du monde, les plus grands risques d'inondations catastrophiques.
Inondation...........................................................................................................................................................................................................Inundation
Couverture des terrains, plus ou moins horizontaux, par l'eau de la mer, d’un fleuve ou d’une rivière.
Voir : « Montée Relative (du niveau de la mer) »
&
« Cortège Transgressif »
&
« Transgression »
Les inondations sont des événements naturels. Elles arrivent, surtout, quand l'aire de captation d'un cours d'eau, (l'aire de la surface terrestre et des courants) qui alimente le cour d'eau reçoit beaucoup plus d'eau que normalement. Dans des telles conditions, le cours d'eau ne peut pas contenir l'excès d'eau et, par conséquent, celle-ci déborde vers la plaine d'inondation. Une inondation peut se produire en n'importe quel point de la trajectoire du cours d'eau et non nécessairement où l'excès d'eau est présent. Régulièrement, pendant la mousson (changement saisonnas de direction du vent accompagné par un changement de la précipitation qui actuellement est utilisé pour décrire les changements saisonnales de circulation et précipitation atmosphérique), des inondations catastrophiques ont lieu dans l'Ouest de l'Inde, Nepal et Bangladesh. Ces inondation tuent des centaines de personnes et laissent des millions sans abri. Ces deux photos, l'une tirée le 19 Septembre et l'autre le 25 Octobre de 2005, illustrent l'extension de ces inondations. Les causes principales des inondation de cette région sont : (i) La mousson, qui amène, annuellement, des pluies très intenses et de la neige, de telle manière que les sols sont lixiviés et produisent un écoulement très forte, lequel provoque une érosion du sol très grande ; (ii) La fusion de la neige qui provoque l'érosion des sols et une augmentation très rapide de la décharge des cours d'eau ; (iii) La déforestation de l'avant-pays (conséquence de l'augmentation de la population du Nepal et Tibet), dans laquelle une grand quantité d'arbres sont abattues pour être utilisées comme combustible et pour augmenter les zones de pâturage, ce qui diminue l'evapotranspiration, augmente l'écoulement des eaux, l'érosion, et produit des fréquents glissements de terrain ; (iv) L'augmentation de la charge des cours d'eau (due à l'érosion du sol), en particulier en matériel silteux qui soulève les lits, ce qui réduit fortement la capacité des chenaux et augmente la probabilité d'occurrence des inondations ; (v) La topographie, une fois que la plupart de la région est localisée dans une plaine deltaïque et delta, dont les altitudes rarement dépassent 1 mètre (au-dessus du niveau de la mer) ; (vi) L'irrigation, une fois que en plusieurs endroits, le fleuve Ganges a été dévié pour l'irrigation, ce qui retient beaucoup de matériel silteux et empêche, en aval, la construction de la plaine d'inondation ; (vii) Les cyclones qui étant très fréquents dans cette région, augmentent, fortement, la probabilité d'occurrence des inondations.
Inondation-Régression..............................................................................................................................................Flooding & Forestepping
Intervalle sédimentaire formé par l'alternance de dépôts régressifs (géométrie progradante) et des surfaces d’inondations (surfaces d ravinement). Ces intervalles peuvent être associés à un intervalle transgressif ou régressif, puisque les deux impliquent une montée relative du niveau de la mer (en accélération pour la transgression, en décélération pour la régression). Notons qu'il n'y a pas de chutes relatives du niveau de la mer entre les montées relatives (paracycles séquence).
Voir : « Montée Relative (du niveau de la mer) »
&
« Cortège Transgressif »
&
« Cycle Séquence »
Ces intervalles font partie des cortèges sédimentaires d'un cycle-séquence ou forment, par eux mêmes, un cycle-séquence incomplet, quand déposés entre deux discordances (surfaces d'érosion) avec une différence d'âge inférieur à 3 - 5 My, comme c'est le cas illustré dans cette figure. Dans ce schéma, les conditions géologiques sont de bas niveau marin, c'est-à-dire, que la discordance SB. 5.5 Ma a une grande rupture de l'inclinaison en aval (rebord du bassin) de cette région. L'évolution géologique a, peut être, été la suivante : (i) Chute relative du niveau de la mer significative qui a mis le niveau de la mer plus bas que le rebord du bassin (non visible dans ce schéma) ; (ii) Érosion partiale des sédiments du substratum exposés aux agents érosifs ; (iii) Montée relative du niveau de la mer (première flèche verticale dans le substratum), inondation du substratum et déplacement de la ligne de côte vers l'amont (continent) ; (iv) Dépôt de sédiments et déplacement de la ligne de côte vers la mer (aval) pendant une période de stabilité du niveau de la mer ; (v) Nouvelle montée relative du niveau de la mer, mais plus petite que l'antérieure, et nouveau déplacement de la ligne de côte vers le continent ; (vi) Dépôt et déplacement de ligne de côte vers l'aval (cercles avec l'intérieur blanc) qui a dépassé la position antérieure (progradation) ; (vii) Nouvelle montée relative du niveau de la mer et déplacement de la ligne de côte vers le continent et nouveau dépôt de sédiments avec un déplacement de la ligne de côte plus important que l'antérieur ; (viii) Nouvelle montée relative, mais cette fois beaucoup plus importante que les deux dernières, ce qui a déplacé beaucoup plus loin, vers l'amont, la ligne de côte (avec une augmentation importante de la tranche d'eau). L'histoire se répète, jusqu'à qu'une descente relative du niveau de la mer importante créée une surface d'érosion (discordance). Notons, que comme il n'y a pas de descentes relatives entre les montées successives, chaque incrément de montée relative marque un paracycle eustatique pendant lequel se dépose un paracycle (du cycle.séquence), durant la période de stabilité.
Inselberg (monadock).............................................................................................................................................................................................Inselberg
Mont proéminent et escarpé formé par des roches dures et consistantes, s’élevant brusquement à partir d'une plaine de bas-relief (Whittow, 1984). Les inselbergs sont caractéristiques des paysages tropicaux, en particulier des zones de savane, comme le célèbre Pain de Sucre à Rio de Janeiro (Brésil). Toutefois, dans le désert du Namib, qui est très aride, inselbergs granitiques avec des centaines de mètres d’hauteur de haut sont très fréquentes. Synonyme de Monadock.
Voir : « Granite »
&
« Désert »
&
« Monadnock »
Dans les plaines d'érosion tropicales, les reliefs importants, comme les versants abrupts, qui ne sont pas connectés avec la surface de la pénéplaine, sont les inselbergs. Ce terme vient de l'allemand et veut dire île montagne ("insel" et "berg"). Il a été utilisé par la première fois par les explorateurs germaniques pour désigner les monts isolés (granitiques ou non) que sortent des plaines de l'Afrique du Sud. Beaucoup d'inselbergs sont des reliques géologiques. Ils ont conservé leur relief, tandis que les régions voisines ont été érodées par les agents d'érosion, ce qui est corroboré par la présence de pédiments (surfaces d'érosion que beaucoup de géoscientistes confondent avec des cônes alluviaux) à la base de beaucoup d'inselbergs. L'occurrence d'inselbergs implique des variations dans le taux de dégradation de la surface terrestre. Les inselbergs sont l'une des paléoformes qui peut survivre, avec peu de changements, pendant de dizaines de millions d'années, une fois que, dans ces paysages, les processus actives d'érosion sont limités au fond et aux parois des vallées. Un inselberg n'a pas nécessairement, un sommet arrondi comme le Pain de Sucre à Rio de Janeiro (Brésil). Ils peuvent avoir de profiles très variés : (i) Inselberg en Pain de Sucre avec des versants très inclinées ; (ii) Inselberg en Pain de Sucre classique ; (iii) Inselberg en Pain de Sucre dissymétrique ; Inselberg avec un Pain de Sucre dominant dans une mer de collines de type équatorial ; (v) Inselberg avec sommet plat (témoin d'une pénéplaine) ; (vi) Inselberg avec sommet irrégulier ; (vii) Inselberg avec pédiment et (iii) Massif en Inselberg, comme celui qui est illustrée dans cette figure (Montagne Granitique de Mulanje, dans le sud du Malawi). Pour certains géomorphologistes français un inselberg est soit un terrain rocheux résiduel escarpé ou une montagne en miniature, isolée, escarpée, rocheuse, souvent calcaire ou constituée par des roches cristallines en climats tropicaux.
Intégralité Sédimentaire.............................................................................................................................................................Completness
Relation entre le temps réel de dépôt et le temps géologique total. Par exemple, si le temps entre deux discordances successives est de 10 My et le temps réel de dépôt est 1 My, l’intégralité sédimentaire est de 0.1. Dans les systèmes turbiditiques, l'intégralité des dépôts est très faible, mais la préservation est grande. Le temps de dépôt d'un cône turbiditique profond (cônes sous-marins de bassin) est, pratiquement ,instantané (géologiquement), tandis que le temps entre deux lobes consécutifs, au cours lequel pratiquement rien ne se passe (du point de vue de déposition), peut être de milliers d'années ou plus.
Voir : « Cône Sous-marin de Bassin »
&
« Delta »
&
« Temps Géologique »
Comme tout géoscientiste le sait, dans tous les systèmes stratigraphiques, qu'ils soient du Silurien ou du Crétacé, les dépôts sont épisodiques, incomplets et avec de nombreuses lacunes érosion et de non-dépôt. Donc, ils ne reflètent en aucune façon la durée équivalente de temps géologique. Dans les sections stratigraphiques, qu'elles soient d'eau profonde ou non, le temps de non-dépôt et érosion est, toujours plus grand que le temps totale de déposition effective des sédiments préservés. D'autre part, de nombreux géoscientistes pensent que, le temps de dépôt est inversement proportionnel à la vitesse de sédimentation (plus grande est la vitesse de sédimentation, plus courte est la période de dépôt), la grande majorité des périodes de non-dépôt ne sont pas détectés. Cela a conduit certains géoscientistes à considérer les enregistrements sédimentaires comme des courtes périodes de «terreur» séparées par de longues périodes de «calme » où rien ou presque rien ne se passe. Comme l'illustré dans cette figure, ceci est particulièrement vrai dans les dépôts turbiditiques. Ainsi, dans la partie supérieur de ces modèles sédimentaires, le temps des périodes de non-dépôt (en noir) est plus grande que temps des périodes de déposition (en gris). En outre, l'intégrité d'un dépôt est donnée par la relation entre le temps de dépôt et le temps total (temps de dépôt plus temps des hiatus). Les turbidites ont une petite intégralité . Le temps de dépôt de chaque lobe de turbiditique est, géologiquement, instantané, mais le temps entre deux courants de turbiditiques consécutives est très grande. Notons, également, que la plupart des sédiments associés aux différents événements géologiques, qui se produisent pendant les périodes de dépôt, ne sont pas conservées.
Interthème.............................................................................................................................................................................................................Interthem
Discordance mineure qui limite une unité stratigraphique avec une épaisseur comparable à celle d’une formation géologique ou au temps et épaisseur d’un étage. Plusieurs interthèmes peuvent être reconnus au sein d'un synthème.
Voir : « Discordance »
&
« Synthème »
&
« Cycle Stratigraphique »
Depuis l'avènement de la stratigraphie séquentielle, les termes interthème et synthème (intervalle discordant limité par une discordance de type-I ou II ) sont tombé en désuétude. La signification des termes discordance mineure ou majeure est relative. Elle dépend de l'échelle de temps considéré. Quand on reconnaît sur le terrain, c'est-à-dire, dans un affleurement, une discordance (surface d'érosion induite par une chute relative du niveau de la mer significative), elle peut être une discordance mineur ou même être invisible sur une ligne sismique régional. En fait, sur une ligne sismique conventionnelle, tirée dans une région avec un taux de sédimentation normal (comme, par exemple, 8 mètres tous les 100000 ans), il est difficile de reconnaître les discordances qui séparent les cycles stratigraphiques dits cycles-séquences (cycles stratigraphiques induits par cycles eustatiques de 3e ordre dont la durée varie entre 0.5 et 3-5 millions d'années). Ces discordances peuvent être considérées comme interthèmes, car elles se séparent unités stratigraphiques avec une épaisseur comparable à l'épaisseur des formations géologiques. En effet, dans cette tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique régional de la Mer du Nord, toutes les discordances du Jurassique supérieur et Crétacé inférieur peuvent être reconnues par les terminaisons des réflecteurs ( biseaux d'aggradation, biseau de progradation e biseaux sommitaux) et par l'identification des surfaces sismique d'aggradation et progradation. Notons que dans cette tentative d'interprétation, qui a été calibrée en termes géologiques par les résultats des puits d'exploration pétrolière, la différence d'âge entre les deux discordances consécutives (comme, par exemple, entre SB. 138 Ma et SB. 136 Ma ) est toujours inférieure à 3-5 millions d'années, ce qui signifie qu'elles limitent des cycles-séquence (SB signifie limite de cycle stratigraphique, c'est-à-dire, en anglais, "sequence boundary" en anglais . Ainsi, on peut dire que, en général, un interthème correspond à une discordance, qui limite un cycle-séquence, tandis qu'un synthème correspond à une discordance, qui limite un sub-cycle d'empiétement continental.
Intervalle Stratigraphique Discordant.....................................................................................................................Synthem
Intervalle sédimentaire limité entre deux discordances du type I ou type II. Il est important de ne pas confondre les intervalles stratigraphiques discordants avec des cycles-séquence. Les cycles-séquence sont limitées par les discordances ou par ses conformités corrélatives, c'est-à-dire, qu’ils peuvent être identifiés en aval du rebord du bassin, autrement dit, dans les parties profondes du bassin. Les intervalles stratigraphiques discordants sont reconnus uniquement dans la plaine côtière et dans la partie supérieure du talus continental où l'érosion est importante. Synonyme de Synthème.
Voir : « Discordance »
&
« Interthème »
&
« Cycle-Séquence »
Avant l'avènement de la stratigraphie séquentielle, c'est-à-dire, avant les années 70, un intervalle stratigraphique discordante ou synthème, lequel pourrait être divisé en sub-synthèmes, était une unité de la classification alostratigráfica, c'est-à-dire, une unité définie et identifiée sur la base de discontinuités que la limitent. On peut dire qu'une unité discordante (synthème) correspond, dans la plupart des cas, à un cycle stratigraphique limité par deux discordances, autrement dit, par deux surfaces d'érosion induites pare des chutes relatives du niveau de la mer. Les surfaces de la base des progradations ne sont pas des surfaces d'érosion. Les intervalles limités par elles sont utilisés, de préférence, dans la stratigraphie génétique, mais peu dans la stratigraphie séquentielle, où les intervalles, quelque fois leur hiérarchie, sont limitées par des surfaces d'érosion ou équivalents profonds. Dans cette tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique de l'offshore de la Namibie, un intervalle stratigraphique discordant (synthème) est limitée entre deux discordances du types I. La différence d'âge entre les deux discordances est inférieure à 3 - 5 My et, ainsi, l'intervalle est un cycle-séquence, qui s'est déposé en association avec un cycle eustatique de 3e ordre (avec une durée comprise entre 0.5 et 3 - 5 Ma) . La discordance inférieur est caractérisée par des biseaux d'aggradation et de troncature, et la supérieure est caractérisé par des vallées incisées et canyons sous-marins. Dans ce cycle- séquence on reconnaît le cortège de bas niveau (CBN), dans lequel, du bas vers le haut, on reconnaît trois membres : ( i ) Cônes sous-marin du bassin (CSB) ; (ii) Cônes sous-marins de talus (CST) et ( iii ) Prisme de Bas Niveau (PBN ). Les cortèges de haut niveau (cortège transgressive e prisme de haut niveau) ne se sont pas déposés.
Intervalle de Récurrence...................................................................................................................................................Recurrent interval
Intervalle de temps moyen entre les occurrences d'un certain événement géologique, comme une inondation, régression, courant de turbidité ou ou tremblement de terre d'une certaine magnitude, etc.
Voir : « Événement (géologique) »
&
« Inondation (cours d’eau) »
&
« Cycle Stratigraphique »
Comme l'illustré dans cette figure, l'un des meilleurs exemples de récurrence sont les âges glaciaires, dont l'intervalle de récurrence est d'environ 90000 années. Dans cette figure sont représentés les teneurs de l' isotope l'oxygène 18 déterminés à partir d'une carotte de forage de la glace (avec environ 16 m de longueur ) tirée d'un puits foré dans l'océan Pacifique équatorial (environ 1°N et 160° E). Au sommet de ce schéma, l' axe horizontal, entre Récente (à gauche) et Présent (à droite ) indique l'âge des sédiments. La carotte couvre une période d'environ 900.000 ans. Les périodes «chaudes» , qui sont associés avec les forts teneurs isotopiques, sont soulignés par les colonnes oranges. Les périodes «froides» qui sont associés à des teneurs isotopiques faibles, sont soulignés par les colonnes blues . Les numéros ( 1-23 ) marquent les différents stades isotopiques. Les numéros paires indiquent les périodes froides et impaires les périodes chaudes. Ainsi, en tenant compte, qu'un tel calcul est relativement délicat, les géologues, géochimistes et paléontologues et sédimentologues, en général, ont mis en évidence 28 époques (ou âges) glaciaires dans un intervalle de temps entre 3.25 Ma et 650 ka. Par conséquent, on peut dire que l'intervalle de récurrences d'époques glaciaire, c'est-à-dire, que leur périodicité est d'environ 93 ky. Cependant, il est important de noter qu'une période glaciaire ne signifie pas, nécessairement, une glaciation. On doit, également, entrer en ligne de compte avec l'intensité du froid et l'ampleur des précipitations. D'autre part, d'après Caillon et al., 2003, il y a une certaine incertitude (environ 1 000 ans) entre la différence d'âge de la glace et des bulles d'air ( d'où l'oxygène a été échantillonné. Tout cela met en cause et peut même réfuter la conjecture du réchauffement global, c'est-à- dire, de l'augmentation anthropique de la température depuis 1990. Cela signifie que les changements climatiques naturels, qui ont existé depuis la formation de la Terre, sont les plus évidents que le réchauffement climatique, lequel doit être testé par des données scientifiques et non frauduleuses, que certains alarmistes utilisent pour tenter de prouver son existence.
Intervalle Sédimentaire Condensé .....................................................................................................................Starvation interval
Intervalle stratigraphique marin, généralement, peu épais, caractérisé par un taux de sédimentation, très faible, entre 1 et 10 mm par 1000 ans. Cet intervalle est composé de sédiments pélagiques et hémi-pélagiques (peu d’influence terrigène), déposés, le plus souvent, dans la partie distale de la plate-forme, talus ou plaine abyssale, pendant les périodes de haut niveau marin et au cours du maximum de transgression de la ligne de côte littoral. Un intervalle sédimentaire condensé peut être reconnu par l'abondance des fossiles pélagiques, minéraux authigènes et une limite supérieure, parfois indurée.
Voir : « Surface de Base des Progradations »
&
« Pélagique (dépôt) »,
&
« Haut Niveau (de la mer) »
Dans cette tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique de l'offshore de l'Alaska, deux surfaces de base des progradations qui inclinent en directions opposées, sont clairement visibles. Elles sont définies par des biseaux de progradation avec polarité (vergence) opposée et caractérisent un intervalle stratigraphique condensé, dont la condensation augmente en aval, c'est-à-dire, vers les parties les plus profondes des bassins. La surface de base des progradations inférieure, le long de laquelle les biseaux de progradation se orientent vers le Sud et, par conséquent, la condensation, suggère la présence d'un ancien continent au Nord et un océan au Sud. Au contraire, la surface de base des progradations supérieure et les progradations que la définissent ont une polarité nord, ce que suggère la présence d'un ancien continent au Sud et un océan au Nord. On peut dire que cette tentative d'interprétation illustre la collision entre deux marges continentales de type Atlantique (formées dans un contexte géologique globalement extensif, c'est-à-dire, en dehors de la mégasuture Méso-Cénozoïque) ou, en d'autres termes, une collision entre deux continents. Cette collision non seulement a fermé, complètement, l'océan, séparant les marges divergentes, mais a, également, causé un raccourcissement significatif des sédiments. Comme illustré ci-dessus, le raccourcissement semble plus important dans la plaque lithosphérique chevauchante (marge divergente située au Sud) que dans plaque lithosphérique descendante. L'identification et profondeur des intervalles condensés sont très importantes dans l'exploration pétrolière, car elles suggèrent les roches-mère marines les plus probables. Ainsi, cette tentative d'interprétation suggère que dans cette région, il y a probablement deux niveaux de roches-mère marines potentielles, avec une maturité de la matière organique différent.
Inversion Magnétique ..........................................................................................................................................................Magnetic reversal
Processus par lequel le pôle Nord se transforme en pôle Sud et le pôle Sud devient un pôle Nord. Souvent, le champ magnétique terrestre est soumis à une simple excursion plus qu’inversion, étant donné qu'il se régénère par lui-même avec la même polarité.
Voir : « Magnétisme »
&
« Magnétostratigraphie »
&
« Expansion Océanique »
La Terre se comporte comme un aimant géant. En fait, la partie la plus interne de la Terre, connu sous le nom de noyau est constituée par des minéraux très lourds (fer et nickel) et est, en grande partie, à l'état liquide. Il semble qui sont les mouvements de la partie liquide qui génèrent le champ magnétique, lequel a été inversé à plusieurs reprises tout au long de l'histoire de la Terre, comme suggéré par certaines roches. Au moment du dépôt de certaines roches, les minéraux ferrugineux qu'elles contiennent, sont orientées en fonction du champ magnétique terrestre du moment. La magnétisation des roches crée un champ magnétique rémanent fossile qui peut être utilisé comme une boussole fossile pour déterminer la direction du champ magnétique ancien (paléomagnétisme). Pour cela, il suffit de mesurer, sur une échantillon orienté, avec un magnétomètre sensible, l'angle de déclinaison (D) et l'inclinaison (I) magnétiques. La latitude (L) est déterminée à partir de l'inclinaison par l'équation : Tan L = 1/2 Tan I (tangente de la latitude est égale à la moitié de la tangente de l'inclinaison). Les mesures du champ magnétique fossile ont montré qu'au cours de l'histoire de la Terre, les pôles magnétiques, pour des raisons encore mal connues, s'inversent plusieurs fois. L'intervalle de temps entre les inversions magnétiques est très variable. Toutefois, on peut dire que, pendant le Cénozoïque, l'intervalle entre chaque inversion est d'environ 500 ky. Les intervalles de temps pendant lesquels la polarité est la même que actuellement sont appelés normaux ou de polarité normale. Dans le cas contraire, ils sont inverses ou de polarité opposé . Le champ magnétique de la Terre qui est à l'intérieur de la magnétosphère créée par l'action du vent solaire, semble montrer des signes de diminution de l'intensité. Néanmoins, à l'heure actuelle, l'intensité magnétique est, pratiquement, le même qu'il y a 50000 ans, bien que la dernière inversion a déjà eu lieu il y a environ 800000 ans. En réalité, les déterminations prises sur des vieux pots de l'époque romaine suggèrent que l'intensité magnétique était alors deux fois forte qu'aujourd'hui. Ainsi, il est très probable que dans un proche avenir (temps géologique )la polarité magnétique change.
Isobare..............................................................................................................................................................................................................................Isobar
Ligne joignant les points avec la même pression d'atmosphérique (par rapport au niveau de la mer).
Voir : « Carte »
&
« Niveau Moyen de la Mer »
&
« Cellule de Hardley »
Comme l'illustré sur cette figure, une isobare est une ligne, sur une carte ou un graphique qui raccorde des points d'égale pression. Dans l'espace à trois dimensions qui forme l'atmosphère de la Terre, les lignes d'une superficie isobare qui connectent, à un moment donné, les points de pression égale atmosphérique servent à délimiter les cartes d'analyse et prévision météorologique des systèmes météorologiques tels que : (i) Dépressions, c'est-à-dire, les zones où la pression atmosphérique, ajusté au niveau de la mer, diminue horizontalement vers un centre de basse pression, à savoir, un minimum local de pression ; (ii) Anticyclones, c'est-à-dire, les zones de circulation atmosphérique autour des centres de haute pression ; (iii) Sillons barométriques qui sont des excroissances des dépressions, qui signifient des zones de basse pression autour d'une certaine région et (iv) Crêtes barométriques, à savoir, des zones allongées dans le champ de la pression atmosphérique, où celle-ci est maximum en relation à l'environnement, sans être une circulation fermée. Notons que le sens de rotation des anticyclones est associé à la force de Coriolis : ils tournent dans le sens des aiguilles d'une montre dans l'hémisphère nord et au contraire à la droite dans l'hémisphère sud. Les isobares sont, généralement,indiquées sur des cartes normalisées au niveau de la mer (mappes, plans ou cartes de surface . Le calcul de la pression réduite au niveau de la mer, ou celui de la pression à une altitude comprise entre le niveau de la mer et terrain sur la même verticale, permet de tracer une surface isobare de manière continue, même là où la pression serait, dû au relief, supérieure à la pression au sol. Quand on fait des cartes météorologiques en altitude, même si elles puissent être faites sur la base de lignes isobares à une altitude standardisée, en général, utilisent les isohypses (curve de niveau qui joint des points avec la même altitute) à niveaux de pression constante, appelées hauteurs isobares. Dans ces cas, on utilise des valeurs de pression fixées internationalement, desquelles les plus importants sont 850, 700, 500, 300 et 200 hPa (1 hPa = 100 Pa) et les isohypses représentons la hauteur au-dessus du niveau de la mer où se trouvent les pressions. Bien sûr, parfois, les surfaces isobares, associées à des valeurs non-normalisés de la pression sont utilisés, comme a quand des calculs ou des sorties d'un modèle de prévision numérique du temps.
Isobathe.........................................................................................................................................................................................................................Isobath
Ligne joignant les points de même profondeur, soit en mètres, comme dans les cartes bathymétriques, soit en temps, comme dans les cartes sismiques, en particulier dans les cartes des horizons sismiques utilisées dans l'exploration pétrolière.
Voir : « Isochrone »
&
« Ligne Sismique »
&
« Carte de Contours »
Dans l'exploration pétrolière et surtout dans l'offshore, les cartes en isobathes sont les plus fréquentes, une fois que l'échelle horizontale des lignes sismiques (migrées ou non) sont en temps (temps double) et non en profondeur. Toutes les cartes en isobathes profondeur des horizons sismiques sont faites à partir de cartes isobares temps (que certains géoscientistes appellent cartes en isochrones). L'exemple illustré sur cette figure représente une carte en isobathes profondeur (mètres) du socle dans l'offshore du Vietnam. Cette carte a été faite à partir d'une carte en isobares temps construite à partir des tentatives d'interprétation géologique des lignes sismiques. Ainsi, on peut dire que dans cet offshore, les hauts du socle individualisent trois bassins sédimentaires : (i) Bassin du Mékong, dans le nord de l' haut de Conson ; (ii) Bassin Sud de Saigon et (iii) Bassin au Nord de Saigon. Ceux derniers sont situés à l'Est de l'haut de Conson et sont individualisés par un haut du socle entre eux. Dans la classification de Bally, ces bassins correspondent, en fait, à la superposition de trois bassins sédimentaires différentes. Du bas vers le haut, les lignes sismiques suggèrent le chevauchement vertical des différents bassins sédimentaires . Les lignes sismiques suggèrent : (a) Une chaîne de montagnes plissées ou un socle ; (b) Bassins de type-rift qui caractérisent la phase d'élongation ou de "rifting" du bassin d'arrière-arc ; (c) Bassins cratoniques qui caractérisent la phase de subsidence du bassin d'arrière-arc et (d) Une marge divergent de type non-Atlantique qui se développe sur le bassin d'arrière-arc quand l'allongement derrière l'arc volcanique cause la rupture de la lithosphère e une océanisation, plus ou moins importante, ce qui crée une mer marginale. Notons que dans les cartes isobathes temps des horizons sismiques le temps des horizons sismiques est toujours nécessaire éviter des erreurs d'interprétation et ne pas oublier, en particulier, dans les zones d'offshore, l'influence de la profondeur de l'eau, une fois que, des points structuralement hauts en temps peuvent correspondre à temps structuralement bas en profondeur. En effet, une augmentation brutale de la profondeur d'eau entre la plate-forme et le talus continental, nécessairement, ralentit les ondes sismiques, en aval du rebord du bassin.
Isobathithérmique..............................................................................................................................................................................Isobathytherm
Ligne reliant, dans un plan vertical, les points ayant la même température à des profondeurs différentes.
Voir : « Carte de Contours »
&
« Gradient Géothermique »
&
« Flux Thermique »
Au point de vue scientifique, la géothermie étudie le régime thermique de la Terre et les mécanismes de transfert de chaleur qu'ils soient de conduction ou convection. La géothermique tente d'intégrer toutes les données géologiques, géochimiques et géophysiques dans des modèles satisfaisants. En plus des variations thermiques d'origine externe, en fonction de sa périodicité, quelques dizaines de mètres d'épaisseur, la température du sol augmente avec la profondeur : c'est le gradient géothermique. Le degré géothermique est la distance verticale à parcourir pour que la température augmente d'un degré Celsius. En moyenne, le degré géothermique est de 32 mètres. L'augmentation de la température en profondeur, c'est à dire, le flux de chaleur interne de la Terre peut être utilisé comme une énergie renouvelable (qui utilise une source inépuisable d'énergie d'origine naturelle, comme, le rayonnement solaire, les vents, les cycle de l'eau et du carbone dans la biosphère, l' effet de l'attraction solaire et lunaire sur les océans, etc.). Cette figure illustre la variation du degré géothermique (en degrés Celsius) dans le bassin du Kwanza (marge divergente du type Atlantique qui recouvre les bassins de type-rift). Les lignes de isobatythermiques ont permis de définir les variations du flux géothermique, qui est ici exprimé en degrés Celsius par 100 mètres. Ainsi, comme illustré ci-dessus, une zone comprise entre 2.0 et 2.5 ° C, signifie que la température du sol augmente entre 2° et 2.5° C chaque fois que la profondeur augmente de 100 mètres. Ce type de carte est très important pour l'exploration pétrolière, car elle suggère des endroits les plus probables où les roches riches en matière organique (roches-mères potentielles) peuvent, éventuellement, se transformer en roches-mères, c'est-à-dire que sa matière organique a atteint la maturité. Ainsi, dans ce bassin, il y a deux zones, l'une au Nord et l'autre au Sud, où la hausse de la température, chaque 100 mètres de profondeur, dépassant les 3° C sont des régions où une maturation de la matière organique est plus probable, à condition que les roches-mère potentielles aient ont été suffisamment enfouies. Notons que la présence dans ce bassin d'un horizon salifère important (bon conducteur de la chaleur), mais d'épaisseur variable, peut faire varier le degré géothermie dans les roches que lui sont sus-jacentes.
Isochrone ..................................................................................................................................................................................................................Isochron
Ligne dans une carte géologique ou sismique qui indique le même temps. Dans une carte sismique, comme dans la carte, ci-dessous, du tope du Crétacé, l’ isochrone 2.1 secondes indique que la position de l'horizon cartographié est à une profondeur de 2.1 secondes (temps double).
Voir : « Temps Géologique »
&
« Carte Géologique »
&
« Ligne Sismique »
Cette carte illustre une carte structurale, en temps double, d'un horizon sismique de l'offshore du Vietnam, dans laquelle les valeurs des isochrones ont été omis pour des raisons de confidentialité. Ces isochrones permettent, cependant, d'identifier, facilement, les zones avec des valeurs plus petites, c'est-à-dire, moins profonde (soulignées par +). Ces zones soulignent des antiformes, en forme de cloche ( comme un anticlinal) induits par un régime tectonique extensif, et non compressif, comme c'est le cas d'un anticlinal (dans cet offshore, les structures anticlinales se sont formées, localement, en association comme une réactivation d'anciennes failles normales comme des failles inverses). Notons que un géoscientiste peut utiliser différentes cartes de contours : (A) Carte de l'Épaisseur de Perforation, qui montre l'épaisseur verticale traversée par les puits d'exploration (puits verticaux) ; (B) Carte de l'Épaisseur Stratigraphique, qui montre l'épaisseur d'une unité stratigraphique mesurée, perpendiculairement, aux surfaces que la limitent (l'épaisseur stratigraphique est égal à l'épaisseur perforée multipliée par le cosinus de l'inclinaison de l'unité stratigraphique traversée) ; (C) Carte en Isopaques, qui montre les variations d'épaisseur stratigraphique d'une formation ou d'un intervalle géologique en utilisant les isopaques ; (D) Carte de l'Épaisseur Perforée, qui montre les variations d'épaisseur perforée, quelle que soit la véritable épaisseur stratigraphique ; (E) Carte en isolithes, qui est une carte construite à partir des lignes imaginaires qui relient des points avec une lithologie semblable et qui séparent les roches de nature différente (couleur, texture, etc.) ; (F) Carte de faciès, qui montre les variations lithologiques au sein d'une unité stratigraphique ; (G) Carte d'Écorché, qui montre la paléogéographie sous une discordance, généralement, renforcée par la tectonique ; H) Carte en isochrones, qui montre les variations de la profondeur en temps (double) d' un horizon donné (une isochrone est une ligne imaginaire qui relie les points avec le même temps de réflexion) .
Isocotidale..............................................................................................................................................................................................................Isocotidal
Ligne joignant les points avec égale valeur de la hauteur de la marée. Ce terme est considéré comme incorrect par plusieurs géoscientistes.
Voir : « Marée »
&
« Marée des Vives Eaux »,
&
« Conjonction (astronomie) »
Cette carte montre les lignes isocotidales actuelles de la Terre, c'est-à-dire, l'amplitude des marées. Notons que dans cette carte, aucune révision récente des lignes cotidales a été faite à partir de l'énorme quantité de données de marée récentes qui ont été accumulées depuis plusieurs années. En fait, cette carte construite par Sir George Airy est une copie de la carte qu'il a présenté dans son article sur « Les marées et les vagues". Les parties du monde pour lesquelles les données ne sont pas très valables ont été omises. D'autre part, les chiffres romains dans les lignes cotidales indiquent l'heure (heure de Greenwich ) de la marée haute dans le jour de nouvelle ou pleine Lune. L'auteur a indiqué que les lignes cotidales de l'Atlantique Nord sont précisément dessinées, tandis que les lignes de l'Atlantique Sud sont douteuses, et que celles du Pacifique Est et de la Nouvelle-Zélande sont, pratiquement, conjecturales. L'incorporation d'observations récentes dans les cartes cotidales exigera, certainement, quelques modifications de ces observations. N'oublions pas que quand une vague oscille dans des eaux peu profondes, elle se déplace à une vitesse plus lente, et par conséquent, sont hauteur augmente. Ceci est corroboré par la flexion et équidistance des lignes cotidales près des continents et îles océaniques, comme aux Azores, Bermudas, et en particulier, sur la côte de l'Est et l'Ouest de l'Amérique du Sud. La vitesse de propagation de l'onde de marée donne des bonnes informations sur la profondeur de la mer. Ainsi, par exemple, dans la Mer du Nord, la vitesse de propagation semble être d'environ 45 kilomètres par heure, ce qui correspond à une profondeur d'environ 42 mètres. D'autre part, il est bien connu que la profondeur le long d'un canal profond est plus grande sur les côtés, elle est inférieure à 42 mètres. Dans l'océan Atlantique, la vague de marée couvre 90° de latitude, à partir du Sud vers le Nord, le long de la ligne temps I, en 12 heures, c'est-à-dire, à la vitesse de 830 kilomètres par heure. Si la marée de l'Atlantique pourrait être considéré comme une onde libre généré par la marée du Pacifique, cette vitesse correspondrait à une profondeur de 5480 mètres. Cependant, Airy a estimé que l'Atlantique est un bassin si grand qui permet de ne pas entrer en ligne de compte avec l'action directe des marées , et il pense que les marées de l'océan Atlantique dérivent très peu des marées de l'océan Pacifique.
Isogonique..............................................................................................................................................................................................................Isogonic
Ligne joignant les points avec la même valeur de l'angle de déclinaison magnétique.
Voir : « Carte de Contours »
&
« Magnétisme »
&
« Magnétostratigraphie »
Dans l'étude du magnétisme terrestre (géomagnétisme), une ligne isogonique est une ligne tracée à travers tous les points de la surface de la Terre ayant la même déclinaison magnétique. Il ne faut pas confondre déclinaison magnétique avec le méridien magnétique. La déclinaison magnétique est l'angle, dans un certain lieu, entre le méridien géographique et le méridien magnétique, c'est-à-dire, l'angle entre le nord géographique et le nord magnétique. Le méridien magnétique est le grand cercle de la Terre, qui passe par le pôle nord et le pôle sud magnétique. Ainsi, peut dire que les lignes isogoniques lignes sont des lignes d'égale déclinaison magnétique, tandis que les lignes agoniques sont les lignes où il n'y a aucune variation de la déclinaison magnétique. En fait, une boussole magnétique, naturellement, indique le pôle nord magnétique, qui n'a rien à voir avec le nord géographique, lequel est défini comme le point dans l'hémisphère nord où l'axe de rotation terrestre intersecte la surface de la Terre. La carte en isogoniques illustrée dans cette figure, le nord géographique est au sommet et les lignes isogoniques lignes sont soulignées par des traits continus colorés en gris. N'oublions pas qu'un avion, qui doit atterrir dans un aéroport localisé dans un point où la variation entre le nord magnétique et géographique est de 15° E, et qui vole en référence à une boussole magnétique / DG, le pilote doit entrer en ligne compte avec cette variation pour déterminer le plan de vol (en plus d'autres modifications mineures). Si la différence entre le nord magnétique et géographique est vers l'Est, le pilote devra la soustraite et si la variation est vers l'Ouest, le pilote devra l'ajouter, sauf si la boussole du pilote est très récente (moins de 5 ans) et un mécanisme de compensation fait, automatiquement, l'ajustement. En effet, comme nous l'avons tous appris, dans les cartographies de base ou géographiques, la Terre agit comme un aimant géant, avec deux pôles : un pointant vers le Nord et l'autre vers le Sud. Dès que l'aiguille de la boussole est magnétisée, sa direction est contrôlée par les forces magnétiques sur la surface de la Terre et cherchera pôle nord magnétique. Cependant, comme dit auparavant, l'axe du champ magnétique de la Terre ne coïncide pas exactement avec l'axe de rotation de la Terre sur les pôles nord et sud (le pôle nord magnétique est, actuellement, dans l'archipel arctique du Canada).
Isohaline...................................................................................................................................................................................................................Isohialine
Ligne joignant les points avec la même salinité.
Voir : « Carte de Contours »
&
« Courant de Salinité »
&
« Courant de Densité »
Ces deux cartes en isohalines faites en Août 1987, à l'embouchure du Rio de la Plata (Argentine), montrent clairement que la salinité, au niveau de la mer, est plus faible que sur le fond de la mer. En réalité, les lignes isohialines, exprimées en pus ("Practical Unity Salinity " en anglais ), c'est-à-dire, en grammes de sel par 100 g d'eau, sont plus espacées sur le fond de la mer qu'au niveau de la mer. Ceci suggère que l'écoulement du Rio de la Plata est un flux hypopicnal, autrement dit, que le débit d'eau de la rivière est moins dense que le corps de l'eau dans laquelle il entre (Atlantique Sud). Ainsi, l'eau de la rivière , dont le débit est celui d'un jet axial, en rentrant dans l'océan, les sédiments qu'il transporte se dispersent à la surface de la mer, pour, plus tard et progressivement, tomber sur les fonds marins formant de hémipélagites (dépôts profonds dans lesquels plus de 25% de la fraction de particules a une taille supérieure à 5 microns). Dans ces conditions, il est peu probable que des dépôts turbiditiques de haut niveau de la mer de se déposent sur fond de la mer, près de l'embouchure de la rivière (modèle de E. Mutti). Toutefois, si une baisse relative du niveau de la mer met la ligne de côte plus bas que le rebord du bassin, c'est-à-dire, si les conditions de haut niveau de mer changent vers des conditions de bas, le plate-forme continental sera exhumée et profil provisoire du fleuve Plata sera cassé. Par conséquent, l'embouchure de la rivière sera au sommet du talus continentale et les sédiments transportés par le fleuve seront transporté vers le talus et plaine abyssale par des courants de turbidité. Dès que ces courants atteignent la rupture d'inclinaison de la base du talus continental (limite entre le talus continental et la plaine abyssale), la vitesse du courant diminue, ainsi que la capacité de transport. Une telle diminution de la vitesse des courants induit le dépôt des sédiments sous la forme de cônes sous-marins de talus ou de bassin. Les premiers cônes turbiditiques ont une géométrie, plus ou moins, ondulée (dépôts de débordement, digues naturelles et remplissage tandis des dépressions et "chenaux" turbidites, tandis que les cônes de bassin ont une géométrie plus ou moins horizontale.
Isohiète............................................................................................................................................................................................................................Isohyet
Ligne joignant les points avec la même précipitation atmosphérique.
Voir : « Carte de Contours »
&
« Projection (type de mappe, carte) »
&
« Temps (état de l’atmosphère) »
Cette carte en isohiètes (millimètres de pluie par an) du nord de Bornéo (Sabah) indique les précipitations de la région. Il est intéressant de noter que les zones de faible pluviosité sont les zones côtières et les zones montagneuses. Ce type de carte est important de localiser les zones de forte pluviosité et les région où les débordements des rivières (inondations) sont plus probables, ce qui permet de prédire la probabilité d'apparition de dépôts turbiditiques de haut niveau marin. En réalité, il y a deux types de dépôts turbiditiques d'eau profonde. Le premier type ( modèle de P. Vail) se produit dans des conditions géologiques de bas niveau (niveau de la mer plus bas que le rebord du bassin qui peut ou non correspondre au rebord continental) après une baisse relative du niveau de la mer significative. En effet, une baisse relative du niveau de la mer importante exhume la plate-forme continental, une fois que les embouchures des fleuves se déplace vers la partie supérieure du talus continental, ce qui cause la rupture des profiles d'équilibre provisoire des cours d'eau et, principalement, des fleuves. Une telle rupture forcera les fleuves à creuser leurs lits, pour rétablir un nouveau profile d'équilibre temporaire (le profil d'équilibre théorique n'est jamais atteint), ce qui augmente, considérablement, l'apport terrigène de, qui est déchargé dans l'embouchure, c'est-à-dire, sur la pente continentale. Comme les sédiments transportés vers l'embouchure bouche ne peuvent être déposée sur la pente, ils sont transportés vers les parties profondes du bassin par des courants de turbidité, où ils se déposent soit sous la forme de cônes sous-marin de bassin soit sous la forme de cônes sous-marins de talus. Le deuxième type de turbidites (modèle de E. Mutti) se produit dans des conditions géologiques de haut niveau de la mer, ce qui signifie que le niveau de la mer est plus haut que le rebord du bassin, ce qui se passe quand le bassin a une plate-forme continentale plateau importante. Dans ces conditions, dans les zones à fortes pluviosité, ce qui peut être suggère par par les cartes en isohiètes et avec la topographie approprié (montagnes importantes et une plane alluviale peu étendue, autrement dit, avec la ligne de baie proche de la ligne de côte), les crues et inondation des cours d'eau, très fréquentes, transportent trop de sédiments vers la ligne d côte, lesquels sont transportés par des courants turbiditiques vers les parties profondes de l'offshore où ils sont déposés sous la forme de lobes turbiditiques.
Isohypse (courbe de niveau)....................................................................................................................................................................................Isohypse
Ligne joignant des points avec la même altitude.
Voir : « Carte de Contours »
&
« Orogénie »
&
« Physiographique (province) »
Une carte en isohypses, comme illustré dans cette figure n'est rien de plus qu'une carte topographique, c'est à dire, un type de carte caractérisé par des détails à grande échelle et une représentation quantitative du relief, qui, généralement, utilise isohypses ou courbes de niveau comme des lignes de contour dans la cartographie, bien que, dans le passé, toute une variété de méthodes de représentation aient été utilisés. En effet, comme il est facile de constater dans cette figure, quand plus important est le relief plus les courbes de niveau sont proches les uns des autres. En d'autres termes, dans une pente avec une inclinaison proche de la vertical, comme les flancs du volcan illustré dans cette figure, les isohypses sont très proches les uns des autres et superposées si la pente est verticale. Au contraire, plus grande est la distance entre les courbes est plus aplatie est la topographie, ce qui signifie dire qu'une surface horizontale est délimitée, en amont et en aval, par la même isohypse. Les cartes topographiques conventionnelles ne montrent pas uniquement les contours, mais aussi tout type de cours d'eau ou d'autres masses d'eau, la couverture forestière, zones avec des constructions ou des bâtiments individuels (selon l'échelle), et d'autres ressources et des points d'intérêt. Actuellement, les cartes en isohypse ont des usages multiples, par exemple, dans l'urbanisation, l'architecture, dans les sciences de la Terre, etc. N'oublions pas que toutes les cartes géologiques ont une base topographique en courbes de niveau. En effet, les cartes géologiques ne sont pas comme les autres cartes. Cartes géologiques, comme toutes les cartes, sont faites pour montrer où sont les choses. Mais ,tandis que les cartes en isohypses montrent la topographie, distribution des routes et rivières ou les limites du comté une carte géologique montre la répartition des ressources géologiques y compris les différents types de roches et failles. Ainsi , dans les cartes géologiques, la géologie est représentée par des couleurs, lignes et symboles spéciaux. Une bonne lecture d'une carte géologique permet aux géoscientistes de mieux comprendre la géologie illustrée sur la carte. Par exemple, si les limites d'une formation géologique (une couleur ) traversent la vallée d'une rivière, ou d'un autre courant d'eau, sans être apparemment déviées par la topographie, cela veut dire que les couches sédimentaires, qui constituent la formation géologique, sont verticales. Si les limites de la formation sont parallèles aux isohypses, les couche sédimentaires sont horizontales ou sous-horizontales.
Isopaque......................................................................................................................................................................................................................Isopach
Ligne reliant les points d'épaisseur égale, qui peut être en mètres ou temps. Dans l’exploration pétrolière, les cartes en isopaques, en mètres, sont communs lorsqu’elles sont faites avec des données de terrain ou à partir des résultats des puits, tandis que celles faites en temps sont construites à partir des données sismiques.
Voir : « Carte de Contours »
&
« Orogénie »
&
« Physiographique (province) »
La carte en isopaques (mètres) illustrée dans cette figure représente l'épaisseur de la craie (Seno - Turonien) du bassin de Paris faite à partir des résultats de puits d'exploration forés dans ce bassin (chaque puits est soulignée par un petit cercle). Comme on peut le constater, l'épaisseur de cette formation est plus grande dans la partie centrale que sur les bord, ce qui est normal dans la quasi-totalité des bassins sédimentaires, une fois que la subsidence augmente en direction de la partie centrale du bassin. Toutefois, le cas, ici, est un peu différent, puisque l'expression "bassin de Paris" pour de nombreux géoscientistes est un abus de langage. En fait, de nombreux géoscientistes estiment que ce que l'on appelle "bassin de Paris" ne correspond pas à un dépocentre, autrement dit, à un bassin sédimentaire, mais plutôt une succession verticale de dépôts de la plate-forme qui ont été plus tard soulevés à l'Est et à l'Ouest, ce que donne à l'ensemble une géométrie, plus ou moins, similaire à celle d'un bassin sédimentaire. Notons que dans la coupe géologique n'as, pratiquement, aucun intervalle géologique s'épaissît, de façon significative, vers la de plus fort enfouissement. En effet, cette carte en isopaques ne traduit pas la subsidence responsable de la création der la plupart de l'espace disponible pour les sédiments (accommodation), mais, plus probablement, elle souligne l'érosion que l'intervalle sédimentaire a subit. En continuité de sédimentation, c'est-à-dire, en absence de chutes relatives du niveau de la mer significatives, qui créent des discordances (surfaces d'érosion), les cartes en isopaques (en mètres) d'un certain intervalle, soulignent les environnements de dépôt, c'est-à-dire, le prisme de, où la partie la plus épaisse correspond, en général, au talus continental et la plate-forme ou la plaine alluvial, quand le bassin n'as pas de plate-forme). Lorsque la carte est dans le temps, il est important de faire une conversion en profondeur, avant d'avancer toute conjecture ou hypothèse géologique.
Isopycne ....................................................................................................................................................................................................................Isopycnic
Ligne joignant des points avec la même valeur de la densité.
Voir : « Carte de Contours »
&
« Courant de Densité »
&
« Atmosphère »
Cette carte en isopycnes de l'énergie éolienne, sur l'océan, suggère que les fortes densités sont situées à des latitudes élevées et près de l'équateur, ce qui souligne les cellules de Hadley, le Ferrel et les cellules polaires. La cellule de Hadley est un modèle de circulation fermée de l'atmosphère de la Terre prédominant dans les latitudes équatoriales et tropicales. Cette circulation est étroitement liée aux alizés, aux zones tropicale humides, déserts subtropicaux et "jet streams". La circulation de Hadley est causée par le transport de la chaleur des régions équatoriales jusqu'aux latitudes moyennes, où la quantité de rayonnement solaire incident est, généralement, beaucoup plus petits. Les cellules de Hadley s'étendent depuis l'équateur aux latitudes d'environ 30°, dans les deux hémisphères, ce qui est indirectement très bien visible dans cette carte en isopycnes. Cette chaleur est transportée par un mouvement cellulaire, avec l'air ascendant par convection dans les régions équatoriales et se déplaçant jusqu'au latitudes plus élevées, par les couches atmosphériques supérieures. La montée de l'air chaud dans l'Équateur est accompagnée par la formation fréquente de tempêtes convectives dans l'appelée zone de convergence intertropicale. Les cellules de Ferrel sont des cellules de circulation qui se créent à latitudes moyennes de la Terre ou de n'importe quel autre planète en rotation pour équilibrer le transport effectué par les cellules de Hadley et par les cellules polaires. Le mouvement de l'air dans une cellule de Ferrel est opposé à la rotation de la Terre. Les cellules de Ferrel et Hadley se trouvent dans les latitudes subtropicales entre 30° et 35 degrés de latitude Nord et Sud, région, qui est sous une crête de hautes pressions appelée haut sub-tropical ("horse latitudes" en anglais), qui est caractérisée par une faibles précipitation pluviométrique et des vents variables mélangé avec des périodes de calme. Les cellules polaires sont des circulations atmosphériques qui se forment dans la région des pôles. L'air froid et dense descend des pôles, ce qui crée une haute pression. Cette subsidence de l'air près des pôles produit un courant de surface vers l'équateur, qui est il est dévié, formant les vents polaires de l'Est, dans les deux hémisphères. L'air froid se déplace le long de la surface vers des latitudes les plus basses. Autour de 60° de latitude Nord et Sud, l'air a été chauffé et monte vers le haut, créant une zone de basse pression.
Isoséiste...........................................................................................................................................................................................................................Isoseit
Ligne qui relie les lieux ayant subi la même intensité sismique.
Voir : « Carte de Contours »
&
« Onde Sismique »
&
« Tsunami »
Dans la région illustrée qui a été secouée par un tremblement de terre, toute une série de questions ont été posées à la population. Les résultats de l'analyse des questions ont été projetées dans une carte en tenant compte de l'intensité du tremblement de terre en fonction de l'échelle internationale. Ensuite, ont été tracées les lignes reliant les points avec la même intensité sismique qui sont appelés lignes de isoséistes. L'épicentre est situé dans le centre des isoséistes avec la plus grande intensité. L'intensité d'un tremblement de terre peut être influencée par de nombreux facteurs, comme : i) La quantité d'énergie libérée au foyer ; (ii) La profondeur de foyer et (iii) La nature du sous-sol, c'est-à-dire, la façon comment le terrain répond à la propagation des ondes sismique. Le type de roches peut conditionner la vitesse des ondes ou même provoquer son détournement. L'intensité des tremblements de terre est un paramètre qui prend en compte les effets du tremblement de terre sur les personnes, objets et structure. Il existe deux types d'échelles : (A) Échelle des intensités ou de Mercalli modifié et ( B ) Échelle des magnitudes ou de Richter. Dans l'échelle de Mercalli modifiée sont considérés douze grades : (I) Imperceptible, lorsque le tremblement de terre n'a pas été ressenti et pas enregistré par les sismographes ; (II) Très faible, quand il est ressenti par un très petit nombre de personnes au repos, en particulier, par celles qu’habitent dans les étages supérieurs ; (III) Faible, lorsqu'il est ressentie par un petit nombre de personnes, mais bien ressenti par celles qui habitent dans les étages supérieurs ; (IV) Modérée, lorsqu'il est ressenti à l'intérieur des habitations, pouvant réveiller quelques personnes et avec des vibrations des portes et fenêtres et de la vaisselle dans les armoires ; (V) Forte, quand il est ressenti par la quasi-totalité de la population, réveillant beaucoup de personnes, avec la chute des objets moins stables et l'ouverture de petites fissures dans les murs ; (VI) Assez Fort, quand il provoque le début dans panique dans la population et produit des dégâts légers dans les maisons, faisant tomber quelques cheminées ; (VII) Très forte, quand beaucoup de cheminées tombent avec des dégâts limités dans les bâtiments de bonne construction et facilement détecté par les conducteurs de véhicules à moteur en transit ; (VIII) Ruineux, quand provoque dommages importants dans les bâtiments solides ; (IX) Désastreux, quand il provoque l'effondrement de certains bâtiments ; (X) Destructeur, lorsque des fissures s'ouverent dans le sol ; ( XI ) Catastrophique et ( XII ) Cataclysmique quand il provoque une destruction totale.
Isostasie (principe).....................................................................................................................................................................................................Isostasy
État d’équilibre gravitaire entre la lithosphère et asthénosphère de sorte que les plaques lithosphériques flottent à une certaine élévation qui dépend d’épaisseurs et densités. L’isostasie est invoquée pour expliquer les différences altitudes de la surface de la Terre. Quand une zone de la lithosphère atteint l'état d’ isostasie on dit qu’elle est en équilibre isostatique. L’isostasie admet que la croûte terrestre flotte dans un liquide très visqueux et qu'elle réagit en fonction de la charge.
Voir : « Glacio-eustasie »
&
« Subsidence »
&
« Déchargement par Érosion »
Les principes de l'isostasie sont illustrés dans cette figure : (i) Deux blocs A et B, de la densité Dx et Dy, flottant dans un liquide de densité Df ; (ii) La pression dans les points A', B' et PC' doit être la même (pression à la profondeur de compensation) ; (iii) Ainsi : X_2 x D_f = (Y_1 + Y_2 ) Y_3 + D_y . D_f = ( X_1 + X_2 ) . D_x ; (iv) Connaissant la densité du fluide (D_f ) et les valeurs de X_1 et X_2 ou Y_1 + Y_2, on peut déterminé la densité des blocs. Une des conséquences de la eustasie est le saut isostatique ou soulèvement isostatique ou saut crustal, dès que la charge diminue. Dans les régions qui ont été couvertes par la calotte glaciaire du Quaternaire, comme, par exemple, le nord de l'Europe et du Canada, les falaises sur les plages et les dunes se trouvent, actuellement, à environ 300 mètres au dessus du niveau de la mer. En fait, pour une épaisseur de glace de 2000 mètres, similaire à celle qui existe, actuellement, sur le Groenland, le terrain s'enfonce d'environ 700 m , puisque la densité de la glace est d'environ un tiers de la densité du manteau terrestre. Les datations à partir du 14C des coquilles marines et restes de plantes indiquent que le soulèvement a été postérieur aux glaciations (moins de 14000 ans), ce qui signifie, que les falaises et les dunes se sont formées au niveau de la mer et que, malgré la montée do niveaux de la mer (glacio-eustasie), elles ont été, encore, soulevées par l'isostasie. Dans les régions où le soulèvement a été bien datés par 14C , il se fait avec un taux qui diminue de façon exponentielle. Normalement, moitié du temps de récupération est de plusieurs milliers d'années. Ainsi, le nord de l'Europe et du Canada continuent de récupérer sa position originale, bien que beaucoup plus lentement qu'au début, c'est-à-dire, au début de la déglaciation. Dans ces régions, les installations portuaires de centaines d'années en arrière, comme, par exemple, celles des Grecs et des Vikings sont aujourd'hui plusieurs kilomètres à l'intérieur du continent et plusieurs mètres au-dessus du niveau de la mer.
Isotachyte...............................................................................................................................................................................................................Isotachyte
Ligne joignant les points avec la même vitesse.
Voir : « Carte de Contours »
&
« Courant (cours d’eau) »
&
« Écoulement »
La vitesse d'écoulement d'un glacier est mieux comprise les cartes en isotachyques du glacier. L'écoulement des glaciers est un processus important dans les montagnes froides et régions polaires. Les glaciers se déplacent le long de la pente, montrant divers patterns de vitesse dans le système d'écoulement et modèlent la forme du terrain. Le flux est influencée par la force de gravitation, conditions tectoniques, climat et les changement climatiques, intempéries, cycle de l'eau, etc. Par conséquent, la surface d'un glacier, ainsi que tous les autres éléments qui le composent, changent dans l'espace et dans le temps. La quantification et visualisation des mouvements de la surface d'un glacier est important pour la compréhension et modélisation des processus dynamiques impliqués dans le flux de la glace, ainsi comme pour estimer la réponse du système aux altérations des conditions environnementales. Dans les cartes en isotachyques, dans la plupart des cas, les résultats de mesure de déplacement sont visualisés par des vecteurs statiques,qui représentent la quantité du déplacement (et vitesse, respectivement) pour chaque point choisi. Les vecteurs ont leur point de départ à la place de l'objet localisé dans une première photo et pointent dans la direction de l'objet correspondant dans la deuxième photo prise plus tard. La longueur du vecteur est proportionnelle à la vitesse calculée. Dans sa forme plus simple, le champ de vitesse est visualisée à l'aide de ces vecteurs, uniquement, sans symbolisation ou informations supplémentaires. Pour une meilleure orientation, cette visualisation est, souvent, combinée avec des informations de terrain, comme, par exemple, les lignes de contour, l'ombre du relief, et / ou ortho-images. En plus du champ de vecteurs, les isotachyques peuvent être superposées pour soutenir la vue d'ensemble des conditions de l'écoulement. Les visualisation uniquement isotachyques (sans vecteurs ) peuvent être utilisées pour fournir un aperçu des conditions de vitesse sur la surface du glacier, mais les informations sur les sens d'écoulement doivent être déduits. Quoi qu'il en soit , comme mentionné auparavant, un glacier s'écoule ou flux le long de la pente, ce qui signifie que dès qu'un glacier ne s'écoule vers le bas il n'existe plus. Ainsi, le terme retrait d'un glacier est, à notre avis, une erreur de langage, car un glacier ne peut s'écouler vers le haut de la pente. Nous préférons dire que le glacier s'amincit et non qu'un glacier recule.
Isothérmique.......................................................................................................................................................................................................Isotherm
Ligne joignant les points avec la même température.
Voir : « Flux thermique »
&
« Carte de Contours »
&
« Isobatythermique »
La carte illustrée dans cette figure représente les températures moyennes mesurées dans la péninsule ibérique dans un mois Janvier. L'année de ces déterminations n'a pas d'importance, une fois que nous n'avons pas l'intention de dire si, actuellement, le temps est plus chaud ou plus froid qu'avant et, surtout, si ces variations sont d'origine anthropique (augmentation de la teneur en CO_2 dans l'atmosphère induite par la combustion de combustibles fossiles) ou non. Ce qui intéressant c'est de remarquer l'amplitude des variations entre les températures de la ligne de côte, c'est-à-dire, environ 12° C et la température des points hauts qui est, de plus ou moins, 2° Celsius, ce qui signifie que la température moyenne de Péninsule Ibérique varie de 10 ° C. Cette variation est très petite quand comparée avec des variations d'autres régions, pour ne pas mentionner les des différences de température diurne et nocturne (dans le même mois et jour) à Hassi Messaoud (Sahara). La principale raison pour laquelle ces différences nous intéressent, c'est que certains géoscientistes de «gauche» qui font, actuellement, partie intégrale des mouvements politiques écologistes (les célébrés pastèques, c'est-à-dire, vert à l'extérieur, mais rouges à l'intérieur), nous disent, après correction (mais de quelle manière !! ) les différences de température moyenne, que nous marchons nous entrons vers une catastrophe, parce que leurs modèles (mathématiques ou non) suggèrent une augmentation de température d'environ 3° C (entre 2 à 6) dans les prochaines 100 années. Quand j'ai essayé d'expliquer cela à mes amis de Vila Real (Tràs-os-Montes, au Portugal), qui, heureusement, n'ont pas encore le bon sens de ces ancêtres, l'un d'eux m'a dit : "mais c'est une merveille, ainsi mes petits-enfants n'auront pas besoin aller en Algarve en hiver, comme je le fais, ça c'est une bonne chose ". En effet, la détermination de la température moyenne de la Terre est très difficile à déterminer, même avec les corrections apportées par les experts, car la différence de la température moyenne au niveau des pôles et de l'équateur dépasse, parfois plus de 70 ° C. Un exemple intéressant est celui de l'été de 2010. En effet, ceux qui vivent en Europe considèrent que l'hiver 2009 a été très froid et l'été 2010 était un peu chaud. Cependant, les médias portugais, par exemple, ont déclaré le 29 Septembre 2010) que l'été a été le plus chaud depuis plus de 50 ans, prenant évidemment comme référence les températures de l'Australie (peut être le gouvernement portugais envisage d'augmenter le prix de essence, responsable selon lui de l'augmentation du CO_2).
Isotope..........................................................................................................................................................................................................................Isotherm
Atome d'avec le même nombre de protons, mais avec un nombre différent de neutrons et donc avec une masse atomique différente. Comme les propriétés cinématiques et thermodynamiques des molécules dépendent de la masse, une ségrégation partielle d'isotopes se produit pendant les processus physiques et chimiques; par conséquent, les isotopes peuvent être enrichis ou appauvris.
Voir : « Fusion Nucléaire »
&
« Désintégration (en chaîne) »
&
« Datation Radiométrique (radiochronologie) »
Les isotopes sont des atomes d'un élément chimique dont les noyaux ont le même numéro atomique, c'est- à-dire, qu'ils contiennent le même nombre de protons désigné «Z», mais différents nombres de masses atomiques, désignée "A". Isotope signifie «dans la même place», un fois qu'ils se situent dans la même place sur le dans le tableau périodique, qui est un arrangement systématique des éléments, sous la forme d'une table, en fonction de leurs propriétés. La différence entre les poids atomiques résulte de la différence du nombre de neutrons dans les noyaux, c'est-à-dire, les isotopes sont des atomes qui ont le même nombre de protons, mais pas le même nombre de neutrons. Comme illustré, l'atome d'hydrogène a trois formes isotopiques : (i) Protium (1 proton sans neutron) ; (ii) Deutérium (un proton et un neutron) et (iii) Tritium (un proton et deux neutrons). Dans la nomenclature scientifique, les isotopes sont désignés par le nom de l'élément suivi d'un tiret et le nombre de nucléons (protons et neutron ) dans le noyau atomique (ex: le fer -57, uranium-238, hélium-3). Sous la forme symbolique, le nombre de nucléons est écrit comme un préfixe monté du symbole chimique (ex: 57Fe, 238U, 3He) . Il y a 339 isotopes naturels dans la Terre et plus de 3100 sont connus. Un exemple bien connu d'une paire d' isotope est composé par le carbone, qui est présent, principalement sous son isotope de masse atomique 12 (carbone 12). Cependant, on peut trouver de petites quantités de son isotope de masse atomique 14 (C_14 ), qui est chimiquement équivalent à 12 atomes de carbone, mais radioactif. En réalité, les neutrons supplémentaires du noyau ont rendu l'atome instable. Il se désintègre en azote en même temps qu'il émet un rayonnement bêta. La proportion de l'isotope stable par rapport à l' isotope instable est le même dans l'atmosphère et dans les tissus des organismes vivants, mais dès qu'un organisme meure, elle varie de façon régulière avec le temps, étant donné que les échanges entre l'organisme et l'environnement se sont arrêtées. C'est dans cette variation qui se base le plus connu des méthodes de datation au carbone 14.
