Lac............................................................................................................................................................................................................................................Lake

Le terme lac vient du latin « lacus » qui désigne une masse ou corps d’eau, plus ou moins stagnante, dont les dimensions sont supérieures à celles d'un étang (entre 20000 et 80000 m^2) ou celles de toute autre masse d'eau terrestre non significative.

Voir : « Fleuve »
&
« Lac de Méandre »
&
« Roche-Mère Lacustre »

Il existe différent types de lacs: (i) Péri-glaciaire, quand un glacier, mur de glace ou calotte glaciaire fait partie des marges du lac, c’est-à-dire, lorsque la glace bloque le drainage naturel ; (ii) Sous-glaciaire, lorsque le lac est, en permanence, couvert par de la glace ; (iii) Glaciaire, lorsque le lac résulte de la fonte d'un glacier, comme illustré dans cette photographie de la région de Neuchâtel (limite Est du Jura suisse), dans les rives du quel se sont formés été dans les deltas magnifiques sous l'influence des vagues, comme, par exemple, delta de l'Areuse, illustré, plus en détail, dans la partie supérieure droite de la figure ; (iv) Artificiel, lorsque le lac a été crée par une inondation derrière un barrage, l'excavation de l'homme, etc. ; (v) Terminal, lorsque le lac n'a aucune sortie, soit par une rivière soit par diffusion souterraine ; (vi) Méromitique, lorsque les différentes couches d'eau, qui le composent, ne se mélange (en général, couches plus profondes ne contient pas d'oxygène la dissolution) ; (vii) Éolien, quand le lac se forme sur une dépression créée par le vent (remplissage d'eau d'un bassin de déflation) ; (viii) De méandre abandonné, quand les lac est formé dans un ancien méandre qui a été abandonnée en raison d’une goulotte ; (ix) Réduit, lorsque ses dimensions se réduisent au fil du temps ; (x) Souterrain, quand le lac est formé sous la surface de la terre, en association avec des grottes, cavernes, aquifères, sources, etc. ; (xi) De cratère, quand le lac s’est formé dans une cratère volcanique, dès que volcan a cessé d'être actif ; (xii) De lave, quand il est formé par de la lava contenue dans un cratère volcanique ou autre dépression (lac ou mer) ; (xiii) Préexistant, quand il n'existe plus, soit par évaporation ou par intervention humaine ; (xiv) De saison, quand il existe sous forme d'une masse d'eau que pendant une partie de l'année ; (xv) De rift, quand il est formé dans une zone de forte subsidence associée à la rupture de la lithosphère ; (xvi) De fjord, quand il se forme dans une vallée glaciaire une vallée qui a été érodé plus bas que le niveau de la mer, etc.

Lac de Chenal Abandonné........................................................................................................................................................Oxbow lake

Lac dans un méandre ou chenal abandonné, formé par le débordement de l'eau lors d'une inondation ou par oscillation (exagération de la courbure du méandre). Synonyme de Lac de Méandre.

Voir : « Méandre »
&
« Barre de Méandre (fossile) »
&
« Tampon Argileux »

Dans cette photographie, les lacs chenaux abandonnés et de méandres associés au fleuve Yukon sont parfaitement visibles. Probablement, la plupart d'entre eux a été produite par l'oscillation, c'est-à-dire, par l'exagération de la courbure des méandres qui faisant disparaître le pédoncule des méandre (base méandre) crée des trajets fluviaux beaucoup plus court que par transbordement. Notons que le long d'un fleuve, ni toutes les sinuosités sont exagérées car il y a des sections sans méandres. En fait, pour qu’un méandre se forme il doit y avoir un état d'équilibre entre l'inclinaison, le débit, la charge et la résistance les marges. Quand il s'agit d'un méandre de la plaine alluviale, comme c'est le cas des exemples illustré sur cette figure, les marges sont encaissées dans l’alluvion. A l'inverse, quand il s’agit d’un méandre de vallée (méandre encaissé), les parties concaves de la marge, au cours de l’évolution du méandre, sont taillées dans la roche, et dans ce cas, c'est la résistance de celles-ci qui doit être prise en ligne de compte. Comme la plupart des roches sont plus résistants que les alluvions, les méandres de vallée ont des inclinaisons, relativement, plus fortes. Pendant longtemps, les géoscientistes ont pensé que méandres se formaient lorsque la pente est très faible, c'est-à-dire, lorsque le courant était déjà presque la fin de son évolution et qu’il était incapable de creuser. Alors elle commençait à déposer des sédiments, et peu à peu, le lit se remplissait. Cependant, et avant tout, en fin d’évolution, un fleuve ne tend pas, nécessairement, à se combler. Deuxièmement, on ne peut pas considérer un méandre comme le résultat de l’impuissance d’un fleuve, car il est une forme de l'excavation ou d'équilibre. En fait, un fleuve très chargé ne méandre pas, mais il se bifurque ou se divise en de multiples chenaux. Finalement, on peut dire qu'un méandre est le résultat d'un état d'équilibre entre la force du courant et la résistance de la roche encaissante. Si les marges sont peu résistantes, l'évolution du méandre fera tomber dans le fleuve une grande quantité de matériel, ce qui paralyse la courant près des marges, et le courant de retournera à son lit apparent. Si les marges sont très résistantes, le fleuve ne peut pas creuser de manière significative.

Lac de Méandre.......................................................................................................................................................................................Oxbow lake

Lac formé dans méandre abandonné que celui-ci soit de plaine d'inondation ou de vallée (méandre encaissé). Synonyme de Lac de Chenal Abandonné.

Voir : « Méandre »
&
« Barre de Méandre (modèle) »
&
« Tampon Argileux »

Un méandre, qu’il soit encaissé (méandre de vallée, c'est-à-dire, lorsque le fleuve et la vallée zigzaguent en même temps) ou de plaine alluviale, a toujours tendance à s’accentuer. Ainsi, le courant principal est détourné vers le côté extérieur du méandre, autrement dit il se rapproche de la marge concave (quand observé du chenal d’écoulement). Dans une série de méandres, le courant se rapproche de la marge droite et gauche, en décrivant des courbes plus grandes que celles de l’axe du lit apparent et a tendance à exagérer les courbes, une fois que là où la vitesse est maximale, l'érosion est, aussi, plus forte. La marge concave est plus érodée que a marge convexe, dans laquelle le courant est beaucoup plus lent, et ainsi, abandonne sa charge commençant à construire une barre de méandre, ce qui accentue la courbure. Notons que dans un méandre, il y a érosion et le dépôt en même temps et, par conséquent, en termes de stratigraphie séquentielle on ne peut pas parler de discordance (chute relative du niveau de la mer niveau de la mer). Par ce processus, la marge concave devient plus raide, alors que dans la marge convexe, qui est plus basse, les sédiments sont déposés. A force de s’accentuer deux méandres voisins peuvent se recouper en deux manières différentes : (i) Par débordement, c'est-à-dire, lorsque pendant une crue, toute la plaine est inondée et que le courant prend une trajectoire rectiligne, plus courte, au lieu de utiliser le méandre (ce processus est évidemment impossible dans les méandres encaissés ou méandre de vallée) et (ii) Par oscillation ou contact, lorsque l'exagération de la courbure fait disparaître le pédoncule (base du méandre), transformant l'ancien méandre dans un chenal abandonné, dans lequel se forme, parfois, un lac comme illustré dans cette figure (Rio Madre de Dios, Pérou SE). Ce dernier processus met en contact deux points du cours du fleuve, qui auparavant, se trouvaient à certaine une distance et à des niveaux différents. Ainsi, il peut se créer une chute d’eau, qui peut se maintenir pendant un certain temps, si la roche hôte est relativement résistante. Notons qu’au même temps que les méandres s’exagèrent, ils migrent vers l'aval, ce qui, avec le temps, peut transformer des méandres encaissés (de vallée) en faux méandres de plaine alluviale.

Lac Proglaciaire...................................................................................................................................................................................Proglacial lake

Lorsque le barrage du lac est formé par une moraine ou par un glacier en phase d’amincissement (rétrogradation). Lac formé par l'eau de fonte retenue contre une calotte glaciaire due à la dépression isostatique de la croûte créée autour de la glace.

Voir : « Lac »
&
« Glacier »
&
« Milieu de Faciès de Dépôt »

À la fin du dernière âge glaciaire (baisse prolongée de la température de la surface et de l'atmosphère de la Terre qui a provoque l'expansion des calottes et glaciaires), il y a, environ, 10 k ans, une grande quantité de lacs proglaciaires s’est formée dans l'hémisphère Nord. Aujourd'hui, en association avec l’amincissement des glaciers (recul pour certains) induite par la fin du Petit Âge Glaciaire (XVIe siècle jusqu'à la moitié du XIXe), se sont formé des lacs proglaciaires, comme l'illustré dans cette photo (prise 1987, autrement dit, avant ce qu'on appelle le réchauffement climatique, qui aurait commencé en 1990). En effet, durant les années 30 du siècle dernier, le rapide amincissement de ce glacier (Nigardsbreen, Norvège), a découvert une dépression rocheuse qui a été rempli par les eaux de fonte créant, ainsi, un lac proglaciaire. La moraine latérale d’une phase ancienne d’amincissement est visible sur le côté droit de la photo. Malgré la présence de nombreux lacs proglaciaires en Europe, comme : (i) Komi ; (ii) Baltique ; (iii) Ancylus ; (iv) Harrison ; (v) Lapworth ; (vi) Orcades ; (vii) Pickering ; (viii) Gjende et (ix) Les systèmes endorreiques de l'Ebre et Douro (bassin de drainage fermé qui retient l'eau et ne permet aucune sortie vers d’autres masses d’eau), dans la plupart des cas, les lacs proglaciaires associés à l'âge glaciaire Quaternaire, se sont évaporé, peu à peu, et disparue pendant l'intervalle chaud qui a suivi l’âge glaciaire. Les eaux proglaciaires qui forment les lacs proglaciaires comprennent, non seulement, les eaux de fonte des glaciers, mais aussi l'eau de pluie tombée dans les environs. N’oublions pas qu'il faut, environ, 50 à 100 mille ans pour faire un âge glaciaire et uniquement 10 mille ans pour le détruire. En association avec les glaciers, outre les lacs proglaciaires, il existent également les lacs : (i) Périglaciaires, dans lesquels des parois ou calottes de glace obstruent des éventuelles sorties ; (ii) Subglaciaires, qui sont caractérisés par être, en permanence, recouverts de glace et (iii) Glaciaires quand ils résultant, tout simplement, de la fusion d'un glacier.

Lac Temporaire..............................................................................................................................................................................................Laguna

Lac bas éphémère, généralement, associé à des milieux désertiques et alimenté, presque exclusivement, par les cours d’eau formés pendant les orages avec des fortes pluies.

Voir : « Lac »
&
« Lac de Méandre »
&
« Lac Proglaciaire »

En général, les masses d'eau qui se trouvent dans les continents constituent une petite partie de la quantité d’eau totale de la biosphère. En effet, les océans contiennent, environ 97 % de l'eau de la biosphère. Ainsi, la somme de l’eau des calottes glaciaires, lacs, rivières, fleuves, vapeur d'eau et les eaux souterraines ne représente qu’environ 3 % . Moins de 1 % de l'eau existe sous la forme d’eau libre continentale (eau des rivières et lacs), laquelle est souvent appelée eau intérieure. Cependant, et malgré cette petite quantité, l'eau intérieure est un élément essentiel pour la biosphère. Elle se présent sous des diverses formes et est utilisée par une grande variété de communautés biologiques très différentes des communautés marines et des écosystèmes terrestres. Naturellement, l'eau intérieure qui se formé à partir de l'eau des océans, notamment par évaporation, peuvent être : (i) Lotique, c'est-à-dire, qui coule et (ii) Lentique, autrement dit, qui ne s’écoule pas et qui est, plus ou moins, stationnaire. Des exemples de la première catégorie on peut citer l'eau des rivières, fleuves, ruisseaux, etc., et deuxièmement, l’eau des marais, lacs, lagunes, lacs temporaires, etc. Dans l'exemple illustré dans cette photographie (Bolivie) qui a été prise par Stéphan Bon, l’eau de ce lac temporaire, lequel est alimenté exclusivement par des cours d'eau éphémères formés pendant les orages, est lentique. De toute façon, les deux types d'eau (lotique et lentique) sont liés à trois types de systèmes de drainage : (a) Exoréique, lorsque le système de drainage est ouvert et transporte vers océan, les eaux intérieures par l'intermédiaire des fleuves ; (b) Endoréique, lorsque le système de vidange est fermé et les eaux se concentrent dans des corps d’eau lentique (permanents ou temporaires), où ils s'évaporent et (c) Aréique, lorsque le système de drainage n'est pas de direction dominante, avec des chutes d'eau utilisées par les courants d'eau intérieur, qui, en général, sont temporaires. En fait, dans les zones de drainage aréique en dehors des cours d’eau halogènes (qui naissent en dehors de la zone) et les zones alimentées par des eaux souterraines, la plupart des corps d'eau sont temporaires.

Lacune ...........................................................................................................................................................................................................................Diastem

Interruption, relativement courte, de la sédimentation pendant une période de temps, pratiquement, sans érosion avant que la déposition commence à nouveau.

Voir : « Hiatus »
&
« Déposition (carbonates) »
&
« Intégralité sédimentaire »

Les sédiments clastiques se déposent en couches, en raison de la tendance que l'eau et le vent ont de disperser les sédiments du même type dans les horizons relativement minces, sur une grande étendue, durant des conditions environnementales, plus ou moins, constantes. Toutefois, comme indiqué ci-dessus, une lacune ou diastème est une interruption de l'enregistrement stratigraphique qui peut être le résultat d'une érosion locale ou d’un intervalle de temps sans déposition le dépôt et qui représente une petite plage de temps géologique. Les interruptions par sans dépôt surviennent, le plus souvent, au sein de certains milieux sédimentaires plutôt qu'en association avec des changements d'environnement. Ainsi, une période sans dépôt peut être le résultat d'une turbulence excessive dans un environnement particulier ou d’une carence d’apport sédimentaire. Les discontinuités dans la sédimentation se produisent à toutes les échelles. Les petites interruptions (secondes à plusieurs jours) sont associés à la migration des couches, des variations de vagues de la mer ou à l’énergie des courants, ainsi que, par exemple, avec le cycle des marées. Les dépôts liés aux variations des saisons se forment pendant les inondations, tempêtes, cyclones, etc., et peuvent se produire sur une échelle de plusieurs décennies à plusieurs centaines d'années. Dans les environnements sédimentaires profonds, le dépôt de couches turbiditiques est considérée géologiquement instantanée (quelques heures), tandis que le dépôt des horizons pélagiques (généralement très peu épaisse), qui existent entre elles, peuvent durer des centaines ou milliers, voire même, des millions d'années. N’oublions jamais que : (i) Toutes les surfaces de stratification, comme celles illustrées dans cette figure, représentent un temps d'interruption ou hiatus ; (ii) Si l'hiatus est assez grand, la surface correspond à une discordance (limite des cycles stratigraphiques) ; (iii) L'âge d’une discordance correspond à l’âge de l’hiatus minimum ; (iv) Les surface de stratification peuvent avoir un hiatus différent d'un endroit à un autre ; (v) Les surfaces de stratification ont toujours une petite unité de temps qui est commun à toute la surface ; (vi) Le concept de surface de stratification est entièrement dépendant de l'échelle temps et des roches considérées.

Lagon (carbonates)........................................................................................................................................................................................................Lagoon

Corps d’eau peu profond, séparé, en générale, de la mer par des îles carbonatées. Étendue d'eau peu profonde à l'intérieur d'un atoll ou fermée au large du littoral par un récif corallien.

Voir : « Lac »
&
« Atoll »
&
« Lagune »

Dans un plan horizontal, un récif de corail apparaît comme un récif en forme d'anneau ou un fer à cheval, qui émerge de l'eau profonde et qui ferme, partiellement, le lagon (c’est pourquoi les atolls sont aussi appelés îles lagonnaires.) La structure d’un atoll peut être considéré comme similaire aux constructions de coraux. Elle a de nombreux points en commun avec la construction des récifs de barrière. Comme la construction de récifs de barrière de corail, une structure d’un atoll est caractérisé par : (i) Une pente externe sous-marine assez forte ; (ii) Une crête formée de Lithothamnion (algue coralline encroûtante) ; (iii) Une petite plate-forme interne, qui limite le lagon et (iv) Le lagon. L'inclinaison de pente externe sous-marine peut avoir plus de 45° et avoir même des corniches. La pente externe est composée de coraux vivants, au sommet, et à la base, par du corail mort et nombreux restes amalgamés au récif par des algues calcaires. La crête algaire, composée à base de Lithothamnion, forme le bord externe de la part du récif qui affleure. Cette crête n'existe que sur le côté où il y a des grosses vagues, car cette algue, à la différence du corail, ne vivent que dans les zones de s déferlement. La plate-forme qui émerge, parfois, à marée basse, est un domaine d'une centaine de mètres, très irrégulière, composée de corail mort sur lequel prospèrent des colonies de coraux vivants. Dans cette plate-forme peuvent se former une série de micro-atolls au centre desquelles le corail meurt. C'est cette plate-forme qui entoure le lagon. La pente intérieure de la plate-forme est plus douce que la pente extérieure. Le lagon est une succession de fonds de sable calcaire et pinacles coralliens vivants qui atteignent presque le niveau de la marée basse. Comment, en général, la profondeur du sommet des pinacles du lagon varie entre 13 et 3 m, on peut dire que les coraux peuvent vivre parfaitement dans le lagon. D’après Darwin, la formation d’une grande majorité des atolls peut être résumée comme suit : (i) Les coraux s'installent et grandissent autour d'une île volcanique, formant un récif frangeant ; (ii) Le récif s'élargit et l'intérieur île s'effondre ; (iii) Lorsque l'île s'effondre complètement, il reste une frange de corail qui continue à croître, en même temps que dans dans le centre est forme un lagon, plus ou moins, ouvert.

Lagon (plate-forme avec circulation ouverte) ........................................................................................................................Shelf lagoon open circulation

Lagon qui se forme dans une ceinture carbonatée en arrière de la zone de déflation des sables carbonatés et qui est suffisamment connectée avec la mer pour maintenir une salinité et température semblable à celles de l’eau de mer.

Voir : « Déposition (carbonates) »
&
« Atoll »
&
« Plate-forme Carbonatée Auréolée »

D’après Schlager W. (1991), ce type d'environnement sédimentaire carbonaté est caractérisé par : (i) Un contexte géologique ; (ii) Un faciès (lithologie) et (iii) Une faune. Le contexte géologique est celui du sommet d'une plate-forme, plane, située dans la zone euphotique, localisée, généralement, au-dessus des vagues de la mer en conditions de mer calme, et qui a, plus ou moins, la même salinité et température de la mer adjacente, autrement dit, elle est en relation directe avec la mer. Les sédiments qui se déposent dans cet environnement sont des boues calcaires ou des sables calcaires argileux, en fonction de la granulométrie des sédiments et de l'efficacité du triage (étalonnage ou sélection granulométrique) des vagues et des courants de marée. En association avec les boues ou sables calcaires sont trouve des morceaux de biohermes et biostromes, ainsi que du sable et boue terrigène, surtout quand le continent n'est pas loin de la plate-forme. Le biote est principalement constitué par des benthos, comme, par exemple, des lamellibranches, gastéropodes, éponges, arthropodes, foraminifères et algues, qui sont très fréquents. Il est intéressant de rappeler ici, le problème principal lié à l'origine des récifs, c'est-à-dire, l’apparente contradiction entre l'impossibilité des coraux de vivre en dessous de 25 mètres de profondeur et l'épaisseur des récifs (fossiles), laquelle peut dépasser plusieurs centaines de mètres. En effet, la théorie de glacio-eustasie ne peut expliquer à elle seul, une telle épaisseur, une fois que le niveau de la mer, au cours des glaciations quaternaires n’a descendu plus qu’une centaine de mètres par rapport au niveau de la mer actuel. Ceci veut dire que les coraux, au moins ceux du Quaternaire, n'ont pas pu se former à une profondeur de 125 mètres. Ainsi, les grandes profondeurs auxquelles se trouvent les récifs fossiles, comme son épaisseur, ne peuvent que s'expliquer par un affaissement du fond de la mer, qui est compensée par la croissance verticale des récifs. En d'autres termes, uniquement les montées relatives du niveau de la mer (combinaison de la subsidence et eustasie) peuvent expliquer les épaisseurs des récifs qu’on trouve dans les registres stratigraphiques.

Lagune............................................................................................................................................................................................................................Lagoon

Masse de l'eau qui étant isolée de la mer par un banc de sable, maintient une communication plus ou moins constant avec elle. Étendue d'eau, généralement, peu profonde séparée de la mer par un cordon littoral (tombolo, lido, etc.).

Voir : « Lac »
&
« Lac de Méandre »
&
« Lac Proglaciaire »

Dans son évolution sédimentaire, les lagunes, comme illustré dans cette figure (Lagoa dos Patos dans le Rio Grande do Sul, Brésil) ne sont pas très différents des playas des bassins endoréiques (bassins avec un système de drainage fermé où les eaux intérieures se concentrent en masses permanentes ou temporaire d'eau lentique où elle, peu à peu, s'évapore). En effet, comme c'est le cas dans les playas, les lagunes sont rarement alimentées en eau, douce ou salée, et elles subissent une évaporation intense ainsi qu’une forte action du vent. En général, les sont des salines naturelles, comme, par exemple, celles de la partie aride du Golf du Mexique (Laguna Grande) et celles de certains points de la Méditerranée. Une lagune très typique est celle localisée au sud de la ville de Larnaca (Chypre), où une lagune d'eau salée (Laguna de Larnaca) est séparée de la mer Méditerranée par une barrière de sédiments transportés par les vagues de l'océan. Cette lagune n’a pas plus de 1 mètre de profondeur et son niveau est, environ, 2 mètres au-dessous du niveau de la Méditerranée, ce qui signifie que l'eau de mer, chargée de sel, s'infiltre dans la lagune à travers la barrière. Comme les cours d’eau qui se jettent dans la lagune de Larnaca sont insuffisants pour compenser la perte d'eau par évaporation, il y a précipitation de sel. D'autres exemples de lagunes similaires ont été étudiées et décrites par plusieurs auteurs, soit en Égypte soit sur des bords la mer Rouge. Dans la saline de Mex (près d'Alexandrie) se dépose une vase noire, sur un grès grossier de chlorure de sodium avec rides, au taux de 7 à 14 cm par an (Termier, H. & Termier, G., 1960). Dans les lagunes salées isolées en arrière de des cordons littoraux se déposent des vases sur lesquelles poussent des algues et plantes vasculaires. Dans les climats tropicaux, c’est dans les lagunes qui installent les palétuviers. Les lagunes salées ne doivent pas être confondues avec les marais salants de rias (quand la vallée du fleuve est inondée par la montée du niveau de la mer), comme c'est le cas avec l'estuaire du Tage à Lisbonne, où la monté de la mer au cours de marée dépose dans les marges une boue qui peuvent se transformer en marais salant.

Lahar...................................................................................................................................................................................................................................Lahar

Écoulement de boue constituée, principalement, par du matériel pyroclastique, sur les flancs d'un volcan. Lahar est un mot indonésien qui signifie un mélange des débris rocheux et eau formée sur les pentes d'un volcan et qui coule très rapidement. Les lahars peuvent se former de différentes manières : (i) Rapide fusion de la neige et glace en raison de coulées pyroclastiques ; (ii) Fortes pluies sur des dépôts volcaniques meubles ; (iii) Rupture d'un lac obstrué par des dépôts volcaniques, etc.

Voir : « Volcan »
&
« Tefra »
&
« SDR (réflecteur qui incline vers la mer) »

Un lahar est, fondamentalement, un conglomérat associé à boues volcaniques formées après l'éruption d'un volcan. En fait, la formation de boues est un phénomène fréquent sur les pentes volcaniques. Les éruptions sont, souvent, accompagnée de fortes pluies et le volcan, lui-même, émet de la vapeur d'eau en grande quantité, qui se condense sur les flancs du volcan. De plus, le lac de rétention, qu’il se trouve derrière des cendres ou même dans le cratère du volcan, peut, soudainement, se vider, lorsque d’un tremblement de terre et former des énormes coulées de boue, c'est-à-dire un lahar. Les lahars s’écoulent, en aval-pendage, comme n'importe quel ruissellement submergeant presque tout sur son passage, comme, par exemple, par exemple, l’écoulement, qui a eu lieu en 79 après J.C., après l'éruption du Vésuve, lequel a fossilisé une grande partie de la ville romaine d'Herculanum, mais qui a laisse les murs des maisons intacts. Malheureusement ceci ne s’est pas produit pas dans la ville de Pompéi, où le matériel volcanique tombé du ciel a laissé les murs des maisons intacts, mais a provoqué l'effondrement des maisons. Dans cette figure est illustré un petit lahar petit produit par l'eau de pluie, le long du Rio Nima II, près de la ville d'El Palmar (Guatemala). Ce lahar s’est formé sur les pentes du volcan Santiaguito, où les conditions pour la formation de lahars sont idéales en raison des éruptions volcaniques qui détruisent la végétation tout en déposant des couches de roches volcaniques non consolidées sur de grandes surfaces. Ainsi, pendant la saison des pluies, quand les rivières débordent, elles érodent ses dépôts et forment des lahars qui sont extrêmement dangereux pour les personnes vivant en aval. Quand il n'y a pas de formation de lahars, l'érosion favorise le dépôt de sédiments dans les lits de rivières faveurs et également les inondations.

Lamina (sédimentaire).................................................................................................................................................................................................Lamina

Unité sédimentaire de base qui produit la stratification (comme une couche). La transition entre une lamina et une couche est, arbitrairement, fixée à 10 mm d'épaisseur. Quand une lamina ou une couche montre une diminution de la taille des grains vers le haut, elle est, théoriquement, associée à une diminution de la vitesse d'écoulement du courant.

Voir : « Sédimentation »
&
« Couche »
&
« Flux (écoulement) »

La plupart des roches sédimentaires peut être divisée en : (i) Couches ; (ii) Strates et (iii) Laminas. Une couche est une strate, considérée essentielle, à une échelle donnée d'observation. Une strate est une unité physique, ou visuellement distincte, définie par la distribution de ses caractéristiques ou la présence de surfaces qui délimitent une origine primaire érosive. Une lamina est la plus petite strate visible à l’œil nu. Les strates qui varient en fonction des modèles, plus ou moins, organisés, peuvent être : (a) Rythmiques, lorsque deux lithologies alternent (ABAB...) ; (b) Cycliques, lorsque plus de deux lithologies alternent (ABCBA...) ou (c) Gradués, lorsque les strates montrent une variation graduelle de la taille des grains. La stratification est une surface de séparation physique qui indique une déposition ségrégative dans l’espace et/ou dans le temps, et qui peut avoir deux origines : (A) Une pause dans le dépôt associée à un changement soudain des conditions de dépôt (énergie du milieu ou apport de sédiments) ; (B) Une sélection spatiale des grains sous un apport et énergie constante. Toutes les surfaces qui limitent les strates représentent un petit hiatus (intervalle de temps de non dépôt). Lorsque l’hiatus est grand, la surface est une discordance, qui peut être renforcée par la tectonique (discordance angulaire) et qui est associée à une chute relative du niveau de la mer. En fait, toutes les disconformités stratigraphiques représentent un hiatus minimum. Les implications des surfaces qui limitent les strates peuvent être résumées comme suit : (1) Elles représentent une lacune ; (2) L'hiatus peut varier d'un endroit à un autre ; (3) Un petit hiatus se trouve le long de toute surface ; (4) Elles sont tributaires de l'échelle temps et des roches considérées. Des laminas et couches sont visibles sur cette photo. Cependant, la transition entre les elles est très arbitraire. Elle dépend non seulement de l'épaisseur, mais aussi sur les variations de couleur, composition et de la taille des grains.

Lapiaz.......................................................................................................................................................................................................Littoral clints, Lapiaz

Formation géologique de surface, dans des roches calcaire et dolomitiques, créée par l'écoulement de la pluie qui dissout la roche ou par les cycles de gel-dégel à l'intérieur des roches (cryoclastie).

Voir : « Littoral »
&
« Karst Littoral »
&
« Limite d'action des vagues de beau temps »

L'altération des roches calcaires, par l'eau, consiste essentiellement dans la dissolution. Ainsi, dans les roches calcaires, on peut dire que la dissolution s’oppose à la glyptogènese (érosion), particulièrement abrasive, des roches cristallines et détritiques, mais aussi au processus latéritique, qui est de nature chimique. En réalité, à la surface d'une couche calcaire, les processus de dissolution, plus simples, plus des petits trous en forme d'entonnoir qui sont, souvent, très bien visibles, mais qui rapidement fusionnent pour former de petites fossés (drains), lesquels avec le temps deviennent de plus en plus profonds avec le temps pour finalement former les lapiaz, comme illustré dans cette figure (Alto des Brenas, Cantabrie, Espagne). Les sillons des lapiaz peuvent être de deux types : (i) Les drains, qui s’alignent suivant la ligne de plus grande pente et que, en général, sont rectilignes ou légèrement sinueuses ; (ii) Des fentes, qui correspondent à approfondissement des fissures et qui coupent la roche en blocs. D'autre part, les lapiaz peuvent être : (a) Mise à nu par les glaciers, subaériens, formés, le plus souvent, par de petites sillons parallèles avec des coins pointus ; (b) Couverts par de l'humus ou par un sol récente, et formés par des sillons et coins ; (iii) Découverts et, en général, provenant de lapiaz couverts, mais sans couverture de sol. Ces lapiaz, qu’on pourrait appeler lapiaz continentaux ne doit pas être confondus avec les lapiaz côtiers qui se développent dans l’estran (étage méso-littoral e supérieur) et dans l’étage supra-littoral des lignes de côte calcaires, comme par exemple, ceux qui sont illustrés dans le schéma à gauche de cette figure. Les lapiaz littoraux peuvent prendre la forme de pinacles, avec des arêtes vives, laissant entre eux petits pots de dissolution parfois en forme d'entonnoir. Dans la partie supérieure de l’estran, dû à l'infiltration des gouttelettes de l’embrun et de la mousse des vagues, les lapiaz deviennent coupants et avec beaucoup des sillons d’érosion. Dans les régions intertropicales ces formes sont très développes, et parfois ont un aspect de champs de ruines. Les lapiaz générés dans le sous-sol ont tendance à prendre des formes plus douces et plus grandes que ceux formés en surface.

Latitude .......................................................................................................................................................................................................................Latitude

Distance (en degrés) d'un point situé sur la surface d'une planète à l'équateur, ce qui signifie que la latitude peut être Nord (lorsque le point est placé dans l'hémisphère Nord) ou Sud (quand le point est placé dans l'hémisphère Sud).

Voir : « Longitude »
&
« Terre »
&
« Projection (type de mappe, carte) »

La latitude est la coordonnée géographique ou géodésique définie dans la sphère de l'ellipsoïde de référence sur la surface de la Terre (exprime n’importe quelle position horizontale sur la planète par deux des trois coordonnées, existantes dans un système sphérique de coordonnées, alignées avec l'axe de rotation de la Terre). Elle correspond à l’angle entre le plan de l'équateur et la normale à la surface de référence. La latitude est mesurée vers le nord et vers le sud de l'équateur, entre 90 degrés sud (négative), dans le pôle Sud (pôle antarctique) et 90° de latitude nord (positive), dans le pôle Nord (pôle arctique). La latitude à l'équateur est de 0º. La manière comme la latitude est définie dépend de la surface de référence utilisée : (i) Dans un modèle sphérique de la Terre, la latitude d'un lieu est l'angle que le rayon, qui passe par ce lieu, fait avec le plan de l'équateur,, une fois que le rayon de courbure de la sphère est constante, (égale à l'a mesure angulaire de l'arc du méridien entre l'équateur et ce lieu) ; (ii) Dans un modèle ellipsoïdal de la Terre, la latitude d'un lieu (latitude géodésique) est l'angle que la normale à l'ellipsoïde (à cet endroit) fait avec le plan de l'équateur (contrairement à ce qui se passe avec le modèle sphérique de la Terre, les normales à l'ellipsoïde dans divers endroits ne passent pas toutes par le centre de la Terre ; d'autre part, dû au fait que les méridiens ne sont pas des cercles, mais des ellipses, la latitude ne peut pas être confondu, comme sur une sphère, avec la mesure angulaire de l'arc du méridien entre l'équateur et le lieu ; les latitudes des lieux sur les cartes sont des latitudes géodésiques) ; (iii) À la surface de la Terre, la latitude peut également être définie comme l'angle entre la verticale du lieu (c'est-à-dire, la direction du fil de plomb) et le plan de l'équateur, une fois que la verticale du lieu, généralement, ne coïncident pas avec la normale à l'ellipsoïde de référence dans ce lieu; ce type de latitude (latitude astronomique ou naturel) est, généralement, différente de la latitude indiquée sur les cartes, c’est-à-dire, la latitude géodésique. Bien avant que la forme et dimensions de la Terre soient connues avec certitude, la latitude astronomique était déterminée par l'observation des étoiles, en utilisant quadrants, astrolabes et arbalestrilles (bâton de Jacob) (http://pt.wikipedia.org/wiki/Latitude).

Laurasia.....................................................................................................................................................................................................................Laurasia

Partie nord du supercontinent Pangée (Paléozoïque Terminal) qui s’est formé par agglutination des continents paléozoïques au cours de la deuxième phase (régressive) du cycle de l'empiétement continental postérieur au supercontinent Proto-Pangée (Rodinia).

Voir : « Supercontinent »
&
« Pangée »
&
« Gondwana »

La plupart des géoscientistes sont d'accord sur l'hypothèse qui suggère qu'à la fin du Paléozoïque : (i) La lithosphère se composait d'un nombre limité de plaques lithosphériques, peut-être une seule ; (ii) Au milieu d'un grand et unique océan, appelé Panthalassa, s’est formé, par l'agglutination des continents paléozoïques, un supercontinent (Pangée) ; (iii) Que la Pangée était bordée par des massifs montagneux, associés à des marges convergentes, sauf dans la partie orientale, où il y avait un grand golfe (prédécesseur de la mer de Téthys) en association avec soulignait des marge divergentes ; (iv) Dans la partie nord de la Pangée, se trouvait le grand continent Laurasie, qui était composé par des chaînes de montagnes anciennes (Calédonienne, Appalachienne, Hercynienne avec l’Oural et l’Ouachita) ; (v) Dans la partie sud de la Pangée, se trouvait le grand continent Gondwana avec une seule chaîne de montagnes importante (Mauritanides). La Pangée, comme tous les supercontinents, marque la fin d'un cycle tectonico-sédimentaire, dont la durée varie entre 200 et 300 My. D’après le paradigme de la Tectonique des Plaques, et en supposant que le volume d'eau sous toutes ses formes est constante depuis la formation de la Terre (4.5 Ga), un cycle tectonico-sédimentaire peut se résumer ainsi : (a) Lorsque le nombre de plaques lithosphérique est très faible (supercontinent), le niveau de la mer est bas, puisque le volume des bassins océaniques est grand (faible volume des dorsales océaniques) ; (b) Quand un supercontinent se fracture, les continents individualisés se dispersent et le niveau de la mer monte envahissant les continents, puisque le volume de bassins océaniques diminue (volume de dorsales médio-océaniques augmente) et (c) Dès que les continents ne peuvent plus s’éloigner (la Terre est sphérique), ils commencent à se rapprocher les uns des autres, (les plaques lithosphériques entrent entrer en collision), formant des nouvelles chaînes de montagnes et un nouveau supercontinent (le niveau de la mer baisse, puisque le volume des bassins océaniques augmente car il y a moins de dorsales médio-océaniques).

Laurentia.................................................................................................................................................................................................................Laurentia

Continent résultant de la rupture du supercontinent précambrien (Proto Pangée ou Rodinia). Les principaux continents du nord de la Proto-Pangaea étaient la Baltica (Fenno-Scandinavie) et la Laurentia, laquelle intégrait une grande partie sud de ce qui est maintenant l'Amérique du Nord. En raison de l’étirement et rupture de la partie sud de la Proto-Pangée, la Laurentia s’est déplacée lentement vers le Nord. Au cours du Cambrien et Ordovicien, la Laurentia était située près de l'équateur et couvert par des mers peu profondes, où les trilobites et d'autres espèces marines ont prospéré. A cette époque, la marge sud de la Laurentia avait une paléolatitude d'environ 15 - 20 ° S.

Voir : « Supercontinent »
&
« Pangée »
&
« Gondwana »

La paléogéographie du Cambrien Supérieur, illustrée sur cette figure suggère que la plupart des continents, individualisés par la rupture du supercontinent Proto-Pangée(également appelé Rodinia), étaient situés dans l'hémisphère Sud, à de basses paléo-latitudes. En fait, lorsque le supercontinent s’est fracturé, les continents Gondwana, Laurentia, Baltica et d'autres blocs asiatiques submergés, se sont individualisés. Dans le Cambrien, le Laurentia était situé près de l'équateur et était, partiellement, submergé par la Mer d’Iapetus, tandis que Baltica et la Siberia s’approchaient progressivement. Le Gondwana a resté, toujours, le plus grand continent. Les autres étaient, principalement, le Kazakhstan et Chine (la Chine actuelle, plus la Thaïlande, Malaisie et Indochine). Les mers étaient peu profondes, en particulier le long des rebords des continents, ce qui signifie qu’à cette époque la plupart des bassins sédimentaires avait une plate-forme continentale. Les transgressions globales (eustatique), induites principalement par la montée des eaux qui a accompagnée la dispersion des continents (diminution du volume des bassins océaniques pour une quantité d'eau admise a priori constante) ont eu lieu dans le Cambrien Moyen et Supérieur. Les transgressions ont créée des mers peu profondes autour des continents, développant un habitat idéal pour la vie marine. Comme le montre ce schéma, ces mers epeiriques, peu profondes, couvraient la plupart des continents à l’exception du Gondwana, où les régions montagneuses prédominaient (Est de la Sibérie et centre du Kazakhstan).

Lave Subaérienne...............................................................................................................................................................................Subaerial lava

Lave déposée, immédiatement, après la rupture des supercontinents pendant que les centres d'expansion étaient subaériens. Les laves subaériennes s’amincissent en direction du continent. Au moment de leur écoulement, elles inclinent, légèrement, vers le continent. Cependant, avec le temps, due à la surcharge de laves subaériennes plus récentes, peu à peu, elles inclinent vers la mer, même avant que les centres d’expansion immergent pour donner naissance à la croûte océanique.

Voir : « Volcanisme »
&
« Pangée »
&
« Volcan »

Cette tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique régionale de la mer du Nord illustre, parfaitement, la formation de lave subaérienne associée à la rupture du supercontinent Pangée, ou comme disent les géologues Anglo-saxons, la formation de SDRs ("Seaward Dipping Reflectors"). En effet, lors de l'allongement d'un supercontinent, dès que l'épaisseur de la lithosphère atteint, plus ou moins, 10 - 20 km, autrement dit, quand la croûte continentale est fortement injecté par des filons basaltiques et le matériel simatique (Sima) devient prépondérante par rapport au matériel sialique (Sial), ne pouvant plus s’allonger par par des failles normales il se déchire. Cela signifie que, localement, s’individualisent deux plaques lithosphériques séparés par un centre d’expansion (en général un volcan) à partir du quelle des coulées de lave subaérienne s’écoulent vers le continent des plaques individualisées, comme illustré ci-dessus. L'épaisseur de chaque coulée de lave subaérienne (sinon le matériau volcanique ne pourrait s’écouler) diminue vers le continent jusqu'à disparaître par biseautage. Au fur et à mesure que les plaques lithosphériques s'écartent, plus de matériel volcanique arrive en surface et des nouveaux écoulements se superposent aux précédents. Ainsi, la surcharge imposée par la superposition des coulées de lave oblige, peu à peu, les centres d'expansion, c'est-à-dire, les volcans, a plonger dans l’eau de la mer, qui a commencé à envahir la région, jusqu'à ce qu'ils soient complètement submergés. À partir de ce moment, le matériel volcanique dégueulé par les centres d'expansion se solidifie rapidement, car il ne peut pas s’écouler sous l’eau. C'est le début de la formation de la croûte océanique, c'est-à-dire des digues volcaniques verticales collées les unes aux autres, sans écoulement significatif de matériel volcanique (lave en coussins). Le passage de la croûte volcanique subaérienne à la croûte océanique est clairement visible dans l’extrémité gauche de cette tentative d’interprétation.

Lave Torrentielle....................................................................................................................................................................................Debris flow

Écoulement rapide, plus ou moins désordonnée d’un courant turbulent, caractérisé par un teneur élevé en eau et des débris de roche. Les plus rapides écoulements rivalisent avec la vitesse des glissements de roches. Synonyme d’Écoulement de Débris.

Voir : « Flux (écoulement) »
&
« Détritus (géologie) »
&
« Plan d’Eau (courant souterraine) »

En général, les laves torrentielles sont formées quand du matériel rocheux, peu ou pas consolidé, devient saturé d'eau et instable. Due à la force de gravité, les écoulements descendent les pentes et déposent du matériel, généralement, au pied des montagnes ou dans les vallées. La partie terminale d'une lave torrentielle forme un lobe ou une ride qui marque le front de l'écoulement. Ce lobe contient souvent une grande quantité de sédiments grossiers comme des cailloux, blocs, etc. En amont, le matériel est plus fin et principalement composé d'argile, sable et limon. Les laves torrentielles (coulées de débris) peuvent se transformer en eaux de crue très boueuses dès que les éléments grossiers se déposent. D’autre part, les laves torrentielles ont tendance à se déplacer vers aval, de manière saccadée, une fois que les effets de la friction et d'autres obstacles à l’écoulement doivent être surmontés. Les premiers mouvements (pulsions) ou les premiers écoulements forment les digues marginales naturelles que chenalisent les écoulements suivants jusqu'à ce qu'ils se ramifient. La présence d'anciennes digues marginales naturelles suggère la récurrence et les caractéristiques des écoulements d'une région donnée, ce qui est important pour comprendre la formation des cônes de déjection. Cette photographie illustre un écoulement fossile de lave torrentielle d’un complexe volcanique à l'ouest de Rio Pashimeroi, dans la partie centrale du sud de l'Idaho (États-Unis). Les géoscientistes qui ont étudié ses dépôts les considèrent comme des masses de fragments de roches, sols et boues, dans lesquelles la taille moyenne des débris est supérieure à la celle du sable. Certaines laves torrentielles se déplacent lentement (1 - 2 cm par an). Toutefois, d'autres sont en termes géologiques, presque instantanées. En fait, elles peuvent atteindre des vitesses supérieures à 160 km à l'heure, comme, par exemple, l’écoulement d’Huascaran (1977) dans les Andes péruviennes) et, plus récemment (14 - 16 décembre, 1999), les laves torrentielles de Macatia (Venezuela), qui ont fait d'innombrables morts, vu que le nombre de disparues est de plusieurs milliers.

Lentique (eau)...............................................................................................................................................................................................................Lentic

Eau douce statique qui, théoriquement, ne coule pas. Une masse d'eau lentique peut avoir n'importe quelle taille depuis une flaque d'eau après la dernière pluie, jusqu'à a taille du lac Baïkal, qui est le plus profond (1620 mètres) lac d'eau douce au monde. Le contraire d'eau lotique.

Voir : « Lotique (eau) »
&
« Cours d’eau »
&
« Lac »

Le terme lentique se réfère à de l'eau stagnante ou arrêtée. Ainsi, un écosystème lentique va depuis un petit étang ou marais jusqu’à un immense lac et un écosystème lentique. Un écosystème lentique d'un étang (flaque d'eau importante, mais peu profonde), marais ou lac comprend les interactions biotiques entre les plantes, animaux et micro-organismes, ainsi que les interactions abiotiques et physico-chimique. Les écosystèmes lentiques peuvent être comparé aux systèmes lotiques, lesquels comprennent les eaux terrestres qui s'écoulent comme les ruisseaux et rivières, etc. Ces deux types d'écosystèmes forment le sujet d'étude, plus générale, de l'eau douce, c’est-à-dire de l’écologie aquatique. Cependant, la distinction entre un étang, lagune et lac est très vague. Certains auteurs considèrent que les étangs et lagunes ont toute leur surface inférieure exposée à la lumière, tandis que les lacs ne l’ont pas. En outre, certains lacs se stratifient pendant certaines saisons de l’année. De surcroît, les étangs et lagunes ont deux régions : (i) La zone d’eau pélagique libre et (ii) La zone benthique, qui englobe le fond et les marges. Comme les lacs ont des régions profondes qui ne sont pas exposés à la lumière, par rapport aux étangs et lagunes, les lacs ont une zone en plus : La zone profonde. Ces trois zones : (a) Pélagique ; (b) Benthique et (c) Profonde, peuvent avoir des conditions abiotiques très différentes. Les espèces qui y vivent sont, donc adaptés, spécifiquement, pour y vivre. Les lacs peuvent se former de différentes manières. Le plus important et plus ancien système est l'activité tectonique lors de la rupture des supercontinents, c'est-à-dire, pendant l’allongement de la croûte continental (avant la rupture) quand les bassins de type rift se forment. En fait, lorsque le taux d'allongement de la croûte n'est pas compensé par un taux de remplissage suffisant, naturellement, il se forment dans les bassins de type rift une colonne d'eau, puisque tout l'espace disponible pour les sédiments n'est pas remplie (formation d’un lac). Au contraire, quand l’apport sédimentaire est suffisant pour équilibrer le taux d’allongement, tout accommodation est remplie et aucune colonne d’eau se forme. Notons que la plupart des lagunes sont d’origine fluviale et beaucoup sont associées à des méandres abandonnés.

Levée (digue naturelle).....................................................................................................................................................................................................Levee

Bancs de sable et argile déposés le long des berges d'un fleuve ou d’autre cours d'eau. Ils sont construits par des accumulations successives de petits corps sédimentaires déposés quand le courant déborde son lit ou la dépression dans laquelle il s’écoule. Les digues marginales naturelles sont, en général, associés à des rivières et marées, mais également aux courants turbiditiques..

Voir : « Dépôt de Débordement »
&
« Méandre »
&
« Turbidite »

Les dépôts d’accrétion verticale sont ceux qui se forment par le dépôt de sédiments transportés en suspension par les eaux de débordement. En principe, tous les dépôts fluviaux devraient être considérés des accrétions verticales, car ils sont formés sur des surfaces pré-existantes, mais la terminologie est, surtout, basée par rapport à la croissance des plaines d’inondation. Ainsi, les dépôts de débordement sont construits, verticalement, dans les plaines d’inondation, contrairement de la croissance latérale des dépôts sur les marges des chenaux. Les plaines d'inondation peuvent être construits verticalement par : (i) Dépôt de sédiments transportés par des chenaux ou par des dépôts éoliens ; (ii) Écoulements de boue ; (iii) Glissements de terrain, etc. En général, le terme d’accrétion verticale est appliqué aux processus d’aggradation, qui se produisent dans la plaine inondation par le dépôt de sédiments, généralement fins, transportés par les eaux de débordement. La vitesse des eaux de débordement diminue brusquement dès qu’elles le courant du chenal. Ainsi, les dépôts d’accrétion verticale, plus épais et grossiers, sont ceux qui forment les digues marginales naturelles, qui bordent le chenal. Les dépôts d’accrétion de plus vastes se produire dans les parties plus basses de la plaine d'inondation, derrière les digues marginales naturelles, à savoir les marais. Toutefois, le passage des digues marginales naturelles aux marais est très progressive et sans de frontière nette. Dans ce schéma, typique du golfe du Mexique, sont illustrés des digues marginales naturelles subaériennes et sous-marines associées à un distributif du fleuve Mississippi. Le banc interne (intensivement travaillé par l'action des vagues) et le banc externe (travaillé uniquement par les vagues de tempête) sont facilement reconnus. Notons que ce type de dépôt est également très fréquent dans les systèmes de déposition turbiditique, en particulier dans les cônes sous-marins de talus où il forme les célèbres “ ailes de mouette “ de P. Vail.

Lido (côte)................................................................................................................................................................................................................Barrier coast

Côte où prédominent les processus d'accumulation qui forment des flèches, îles barrières et cordons littoraux qui isolent, plus ou moins, des lagunes.

Voir : « Cordon littoral »
&
« Lacune »
&
« Côte »

Comme l'illustre cette figure, la côte Est des États-Unis, et plus particulièrement la côte de la Géorgie, est du type lido. Les bancs de sable et les cordons littoraux se trouvent sur presque toute la côte Est des États-Unis. De la Floride, au nord du Maine, ils changent radicalement de morphologie. Beaucoup d'îles-barrières de la Géorgie sont parmi les plus anciennes. Géologiquement, les îles sont beaucoup plus jeunes que le continent. Certaines se sont formés il y a 30.000 ans environ, d'autres n’ont vu le jour que dans les dernières 5000 années. Les bancs de sable sont seulement une partie du continent entouré d'eau. Ces corps géologiques changent, continuellement, dû à la force de vents, courants océaniques, vagues, marées et tempêtes. Cependant, ce sont les marées qui ont la plus grande influence sur l'évolution des îles-barrières. Notons que la côte Est de la Géorgie est l'extrémité occidentale d'une grande convergence de l'océan. Les marées y sont les plus hautes (1.8 - 2,4 mètres) et plus rapides que partout ailleurs sur la côte. Ce type de côte se trouvent dans d’autres régions du globe, en particulier dans le Sud Est de l’Irlande où se sont déposer des nombreuses flèches et cordons littoraux de sable et de sable avec du gravier, lesquelles entourant, plus ou moins complètement, des lagunes et estuaires. L'évolution de chacun de ces corps sédimentaires dépend de l’apport sédimentaire, ce qui est relativement limité, et de la dérive littorale dérivée de l'ondulation (déformation de la surface de l'eau de mer causée par la propagation des vagues). Chaque plage forme un compartiment sédimentaire distinct, qui est un système fermé de dérive littorale. Localement, les processus de débordement peuvent dominer la dynamique des cordons littoraux. Dans l’extrémité des flèches, l'accrétion éolienne des crêtes de plage est un mécanisme important pour le développement de flèches recourbées. Notons que pour les géoscientistes, les îles-barrières sont définis comme des îles de sable allongées sensiblement parallèles à la côte, généralement avec des dunes, séparée du continent par un marais salant ou d'une lagune et séparés les uns des autres par des baies. Le terme "barrière" traduit la fonction protectrice de ces îles, qui protègent le continent de la force de déferlement des vagues.

Ligne de Baie........................................................................................................................................................................................................Bayline

Ligne de démarcation entre les zones de sédimentation caractérisées par une accommodation subaérienne et marine. Limite entre l'environnement fluvial et paralique-deltaïque. La ligne de la baie ne doit pas être confondue avec la ligne de côte, laquelle marque, en amont, la limite des environnements vraiment marins. Dans certains cas (absence de baie et lagunes), la ligne de la baie peut avoir la même position que la ligne de côte. Elle est utilisée comme référence pour les profiles provisoires d’équilibre des fleuves. Dans la stratigraphique séquentielle, les positions successives de la ligne de la baie limitent la partie supérieure des dépôts fluviatiles et non des dépôts côtières.

Voir : « Ligne de Côte »
&
« Point d’Équilibre »
&
« Profil d’Équilibre (fleuve) »

Une surface de dépôt (ligne chronostratigraphique) a multiples ruptures d’inclinaison. Partant de l’eau profond vers le continent, les principales ruptures de la surface de dépositions sont les suivantes : (i) Rupture inférieur du talus continental qui sépare la plaine abyssale de la base du talus continental ; (ii) Rupture du rebord continental qui marque la la limite entre le talus et la plate-forme continentale ou, quand le bassin n’a pas de plate-forme continentale, avec la plaine côtière (conditions géologiques de bas niveau marin), ce qui veut dire que le rebord du bassin peut coïncider avec le rebord continental ; (iii) Rupture côtière qui correspond, plus ou moins, à la ligne de côte (rupture de la surface de déposition côtière) et qui sépare les dépôts marins paraliques (dépôts qui se déposent en amont de la ligne de côte) et (iv) Rupture alluviale qui correspond à la limite entre la plaine fluviale et côtière. C’est la rupture alluviale qui marque, selon les partisans de la stratigraphie séquentielle, la ligne de la baie, c'est-à-dire, la ligne où le profil d'équilibre des fleuves et où les effets de la subsidence et eustasie s’annulent (comme illustré sur cette figure). Si le niveau relatif de la mer monte ou descend, la ligne de baie se déplace vers la terre ou vers de la mer. Cependant, comme les sédiments se déposent, quand le courant qui les transporte ralentit, en rentrant dans un plan d'eau, plus ou moins, stationnaire, beaucoup de géoscientistes considèrent la ligne de la baie comme un concept très hypothétique, vu que les conditions de dépôt existent plutôt près de l’embouchure des courants, autrement dit, près de la ligne de rivage que dans la ligne de la baie, Si le niveau relatif de la mer monte ou descend, la ligne se déplace vers la baie de la terre ou de la mer. Cependant, comme les sédiments se déposent, lorsque le courant qui transporte ralentit pour entrer dans un plan d'eau, plus ou moins stationnaire, même auteurs considèrent la ligne de la baie comme un concept très hypothétique car les conditions de dépôt se de préférence dans la bouche de courant le long de la ligne de rivage et non pas dans la ligne de la baie, qui habituellement, se trouve à des dizaines de kilomètres en amont.

Ligne de Côte..................................................................................................................................................................................Coastline, Shoreline

Ligne qui sépare la terre de la mer. La ligne de côte varie en fonction des variations relatives du niveau de la mer.

Voir : « Bas de Plage »
&
« Plaine Côtière »
&
« Littoral »

Lorsque le niveau relatif de la mer (eustasie + tectonique, subsidence ou soulèvement) monte, la ligne de côte et les dépôts associés (dépôts côtiers) se déplacent vers le continent. Dans les régions où l’apport sédimentaire est important, comme dans certains deltas, même quand le niveau de la mer relative monte, la ligne de côte et les dépôts associés peuvent rester, plus ou moins, dans la même position ou même se déplacer vers la mer. Lorsque le niveau relatif de la mer baisse, la ligne de côte les dépôts littoraux se déplacent déplacer vers la mer. Dans le premier cas, on parle d'une transgression, dans le second d'une régression. Cependant, on ne peut pas oublier deux choses importantes : (i) Dans les deux cas, à savoir dans une transgression ou régression, le niveau relatif de la mer monte. Cependant, pendant une transgression il monte en accélération, tandis que pendant une régression il monte en décélération ; (ii) L’apport sédimentaire, comme son nom l'indique, vient toujours du continent, ce qui signifie que, en réalité, une transgression est une succession de régressions de plus en plus petites, entre lesquelles le niveau relatif de la mer ne descend pas (paracycle eustatique). Au cours d'une transgression, la ligne de côte ne correspond pas au rebord du bassin, même si avant la transgression (prisme de bas niveau), la ligne de côte et le rebord du bassin étaient, plus ou moins, coïncidents. À chaque incrément de la montée relative du niveau de la mer, l'extension de la plate-forme (distance entre le rebord du bassin, qui est, plus ou moins, fixe et la ligne de côte) augmente. Au début d'une régression. la ligne de côte est à distance maximale du rebord du bassin. Cependant, au fur et à mesure que la régression progresse, la ligne de côte se rapproche du rebord du bassin et l'étendue de la plate-forme diminue. Donc, à partir d'un certain moment, le bassin cesse d’avoir une de plate-forme continentale, autrement dit, la ligne de côte est confondue avec le rebord du bassin, qui est, aussi, le rebord continental. Bien que la position de la ligne de côte soit contrôlée par les variations relatives du niveau de la mer, comme indiqué sur cette carte (Kwanza bassin, Angola), la tectonique joue un rôle important. Dans ce bassin, la ligne de côte, qui, globalement, a une orientation NO - SE est décalée vers l’Est, par des zones de fractures (failles décrochantes en extension), qui divisent le bassin en différentes provinces tectoniques.

Ligne Chronostratigraphique.........................................................................................................................Chronostratigraphic line

Surface de dépôt synchrone qui, en général, sur les lignes sismiques, mais pas toujours, correspond à un réflecteur qui peut être pointer, plus au moins, en continuité.

Voir : « Réflecteur (sismique) »
&
« Impédance Acoustique »
&
« Ligne Sismique »

Une ligne chronostratigraphique est, par définition, une surface de dépôt sur laquelle les sédiments se déposent de manière synchrone et en fonction de l'environnement sédimentaire. Cependant, dans une ligne chronostratigraphique, plusieurs ruptures d'inclinaison se peuvent mettre en évidence. Ainsi, depuis le continent vers la mer profonde, la première rupture importante de la surface de dépôt est la ligne de baie qui sépare les environnements fluviaux, en amont, des environnements paraliques. La deuxième rupture importante de la surface de dépôt (ligne chronostratigraphique) est, à peu près, la ligne de côte que sépare les environnements marins des non-marins. La troisième rupture correspond à la rupture associée avec le rebord continental, lequel peut souligner ou non le rebord du bassin. En d'autres termes, lorsque les conditions géologiques sont de bas niveau, c’est-à-dire, que lorsque le niveau de la mer est plus bas que le rebord du bassin, le bassin n’as pas de plate-forme continentale et le rebord continental et correspond, pratiquement, à la ligne de côte. Lorsque les conditions géologiques sont de haut niveau haut niveau, évidemment que le rebord continental ne correspond pas à la ligne de côte, une fois que le bassin a une plate-forme. Dans ce cas, la rupture d'inclinaison de la surface de dépôt est définie entre la partie supérieure du talus continental et la zone distale de la plate-forme, ce qui veut dire qu’elle est individualisé de la ligne de cote qui corresponde, grosso modo, à la partie supérieure du prodelta. Dans ce ce cas particulier, on doit également considérer la rupture de la surface de dépôt qui souligne la base du prodelta où, parfois, se déposent des systèmes turbiditiques proximaux (haut niveau de la mer). La rupture d’inclinaison plus distal d’une surface de dépôt correspond à la limite entre le glacis continental et la plaine abyssale. C’est à partir de cette rupture que les cônes sous-marins de bassin se déposent, lorsqu’il y a une chute relative du niveau de la mer significative, autrement dit quand il y a formation d’une discordance. Sur les lignes sismiques, comme illustré dans cette figure, la plupart des réflecteurs sismiques correspondent à des lignes chronostratigraphiques. En effet, sur les lignes sismiques, les lignes chronostratigraphique coupent les lignes de faciès (lithologie).

Ligne d’Équilibre (glacier)............................................................................................................................................................Equilibrium line

Ligne qui dans un glacier, sépare la zone d'accumulation de la zone d'ablation.

Voir : « Glacier »
&
« Zone d’Accumulation (glacier) »
&
« Champ de Neige (névé) »

Dans cette maquette, en plâtre, d'un glacier (Institut de Géologie de Neuchâtel, Suisse), probablement, le glacier de Tschierva, avec le pic Bernina (4049 m) sur la droite et e Roseg (3937 m) à la gauche, on voit bien qu’un glacier fonctionne comme un compte bancaire avec des dépôts et retraits. Les dépôts sont les couches de neige qui tombent chaque hiver et les retraits sont les pertes de millions de litres d'eau chaque été, soit par ruissellement soit par évaporation. Un glacier en bonne santé conserve une grande partie de la neige tombée en hiver dans la partie supérieure, sous la forme de glace, tandis que la neige, dans la partie inférieure est perdue par la fusion et évaporation. Tout cela signifie que dans un glacier il y a deux domaines fondamentaux : (i) La zone d'accumulation, où la neige est conservée sous forme de glace et (ii) La zone d'ablation, où la glace fond plus de glace que celle qui s’accumule. C'est la limite entre ces deux zones qui s’appelle ligne d'équilibre, qui est, généralement, mesurée en altitude. Ainsi, les glaciologues déterminent la bonne santé d'un glacier, autrement dit, s’il en train de s’épaissir ou d'amincir, en calculant la relation entre la zone d'accumulation et la superficie totale du glacier. Plus grand est ratio des surfaces, plus grand est l’accumulation et mieux se porte le glacier (plus significatif est le rapport entre les volumes, une fois que dans certains cas, le rapport entre les surface augmente et glacier “rétrograde”). La ligne d'équilibre est difficile d’observer directement, mais relativement facile à calculer. La ligne d'équilibre ne doit pas être confondue ni avec la ligne de neige (limite inférieure de la couverture de neige de l'hiver précédant), ou avec la ligne de névé qui est la limite de la surface de neige, qui a survécu à l'ablation pendant un an. En l'absence de glace de superposition (glace sur le glacier formé à partir de la fonte des neiges et après le dépôt et qui, normalement, se trouve plus bas que la ligne de neige et plus que la ligne d'équilibre), la ligne de névé est équivalente à la ligne d'équilibre. Dans certains glaciers, en été, ces deux lignes sont très nettes. La ligne d'équilibre de couleur claire est quelques mètres plus bas que la ligne de neige de l'année précédente (ligne de la neige), qui a une couleur plus foncée. N'oublions pas qu’un glacier est comme un courant (cours d’eau). Il n'existe que quand il y a de l’écoulement. Si l'ablation est grande que l'accumulation, le glacier continue à se déplacer, en aval-pendage, mais en s’amincissant.

Ligne d’Inflexion (berme)..................................................................................................................................................................Inflection line

Marche qui sépare la plage moyenne (espace atteint par les courants de déferlement, entre les niveaux de marée haute et de marée basse en mortes eaux) et du bas de plage (plage basse).

Voir : « Bas de Plage »
&
« Berme (de plage) »
&
« Limite Moyen d’Action des Vagues de Tempête »

Comme illustré dans ce schéma d'une plage, c'est-à-dire, d'une zone côtière avec un estran (bande entre les marées, qui englobe une partie de la haute plage et le bas de plage) formé de matériel détritique terrigène. En général, de la mer vers le continent, on peut distinguer différents domaines : (i) Avant-côte, qui la partie de la plage toujours immergée et qui s'étend vers le large à partir des limites des marées basses, qui certains géoscientistes considèrent comme l'équivalent de la zone de déferlement des vagues ; (ii) Basse plage qui correspond à la partie inférieure de l’estran et comprenant l'espace qui s'étend entre les limites atteintes par la marée basse en mortes-eaux et vives-eaux ; (iii) Moyenne plage, qui la partie de la plage qui s'étend dans l’espace atteint par par les courants de déferlement ou de ressac (jet de rive et courant de retrait), entre les niveaux de marée basse en mortes-eaux et qui est séparé de la haute plage par le gradin plus bas de la haute plage (n° 3 dans le schéma), et le centre-ville de plage, la deuxième étape, que certains auteurs appellent la ligne d'inflexion (9) et de la basse plage (n° 10 dans ce schéma) par l’abrupt du dernier gradin ; (iv) Haute plage, qui est la partie supérieure de la plage, avec une pente accentuée et qui est uniquement atteinte par les vagues dans les marées hautes en vives-eaux et pendant les tempêtes (quand la haute plage est très étendue elle a des dunes d’obstacles, en forme de dôme, et la surface atteinte par les vagues est modelée en gradins, appelés gradins de plage qui sont formés par un plateau (la berme plage) et un abrupt) ; (v) Arrière plage, qui est une forme de relief que souligne la limite interne de la plage et qui peut être une falaise ou un cordon littoral qui isole, ou non, une lagune. Il ne faut pas confondre la ligne d’inflexion de la moyenne plage (n° 9) avec la ligne d'inflexion entre les bermes (n° 5) et les abrupts de plage, autrement dit, les crêtes des bermes (la plus haute est la crête de la plage, n° 4 dans ce schéma). Comme l’avant-côte correspond, plus ou moins, à la zone de déferlement des vagues, il est naturel que le fond de la mer soit, dans ce secteur, modélisé par crêtes et de sillons pré-littoraux, qui peuvent atteindre plus de 1 m de hauteur (n° 11 et 12).

Ligne Migrée (sismique)...........................................................................................................................................................................Migrated line

Ligne sismique reprocessée de telle sorte que les réflexions sont correctement positionnés, c'est-à-dire, dans leur position verticale vraie (en temps). Pour migrer une section sismique de manière précise, il faudrait définir complet et entièrement le champ de vitesse du terrain, autrement dit, spécifier la valeur de la vitesse des ondes sismiques en tous les points. Dans la pratique, pour obtenir une migration, on fait une évaluation du champ des vitesses à partir de version non migrée en utilisant toutes les données disponibles. La migration améliore la résolution des lignes sismiques, car elle concentre l'énergie sur une zone de Fresnel et détruire une grande partie de diffractions.

Voir : « Ligne Sismique »
&
« Ligne non Migrée (sismique) »
&
« Zone de Fresnel »

Dans cette figure sont représentées deux versions du même détail d'une ligne sismique régional de l’offshore de la Norvège. La ligne de gauche est non migrée et la ligne de droite est migrée. En réalité, un point de réflexion peut être situé n'importe où sur l'arc de cercle centré dans la position source - détection. Dans une ligne non migrée, le point de réflexion est cartographié de telle sorte que sa position soit directement en dessous de la source - détection. Dans une lignée migrée, le point de réflexion est positionné au-dessous de sa correcte localisation de surface et dans la réflexion verticale (temps) corrigée. Un géoscientiste possédant une expertise en stratigraphie et la tectonique, est en mesure de proposer une tentative d’interprétation géologique difficilement réfutable, de la ligne migrée (à droite), mais non pour la ligne sismique non migrée. C'est pour cela que dans les années 60-70, l'interprétation géologique des lignes sismiques (non migrées) était faite, uniquement, par des géophysiciens (plus physicien que naturalistes) qui connaissaient les principes basiques de la sismique de réflexion, mais ignoraient, dans la plupart des cas, la géologie. Par conséquent, les tentatives d’interprétation étaient faites de manière inductive naïve, une fois que les interprètes ne savaient ce qu’ils devraient observer. Même avant l'avènement de la migration, les responsables de l’exploration pétrolière se sont rendus compte qu'il était plus facile d’expliquer aux géologues les principes basiques de la sismique que d’expliquer aux géophysiciens la géologie. Par la suite, les équipes d’interprétation sont devenues mixtes et les géoscientistes n’ont plus oublier que : (i) L'échelle verticale des lignes sismiques est en temps ; (ii) La variation latérale des vitesses des ondes sismiques induit des artefacts et (iii) Les réflecteurs avec une signification géologique correspondent à des lignes chronostratigraphiques.

Ligne de Neige................................................................................................................................................................................................Snow line

Limite inférieure de la couverture de neige de l'hiver dernier. Pour éviter toute confusion, il est mieux de l’appeler ligne de neige du glacier. Le terme ligne de neige est, très souvent, utilisé pour désigner une petite élévation dans la bordure inférieure du champ de neige. Dans les régions montagneuses, la ligne de neige ne correspond, vraiment, pas à une ligne, mais à une bande, plus ou moins, irrégulière, dont la position est déterminée par la quantité de neige qui est tombée dans le dernier hiver, et de l'ablation, autrement dit, de facteurs qui peuvent varier, considérablement, d'un point à un autre.

Voir : « Glacier »
&
« Zone d’Accumulation (glaciaire) »
&
« Champ de Neige (névé) »

Dans cette photo, prise, plus ou moins, depuis le pic de Corvatsh, on voit le glacier de Tschierva, situé dans le canton des Grisons (Suisse orientale), entre le pic Roseg (3937 mètres), à droite, et le pic de Bernina (4040 mètres), à gauche, décoré avec une grande arête de glace ("Biancograt"). Le refuge de Tschierva est visible sur la moraine latérale gauche du glacier. En 2005, le glacier avait environ 4 km de long, et sa surface est d'environ 6 km^2 (déterminée 1973). Cependant, il est difficile de savoir si ces mesures ont été faites en été ou en hiver. En effet, bien que ces deux photos aient été prises dans la même année (2006), elles suggèrent des des choses très différentes. L'une a été prise en été (Juillet) et l’autre en hiver (Mars). La première, prise à l'été, est utilisé par les ‘alarmistes’ (ceux qui croient dans un réchauffement climatique anthropique) et la deuxième par les ‘septique’ (ceux qui ne croient pas dans réchauffement global, qu’il soit d'origine anthropique ou non, mais dans des changements climatiques naturels). Quoi qu'il en soit, et en particulier dans la photo prise l'été (la plus grande) on reconnaît tous les éléments majeurs, qui peuvent être mis en évidence dans un glacier : (i) Les sommets des montagnes (Bernina et Roseg ; (ii) Les cirques ; (iii) Un ancien glacier tributaire (qui, actuellement, n'est plus, mais qui le sera dans une prochaine période de refroidissement global, laquelle semble, déjà, avoir commencée (cycle solaire n° 24) ; (iv) Deux lignes de neige, qui se reconnaissent très bien dans les deux glaciers par la différence de couleur ; (v) Deux vallées glaciaires suspendues (en forme d’U) ; (vi) La vallée glaciaire principale ; (vii) Les fissures ou crevasses des glaciers ; (viii) Les moraines ; (viii) Les remblais de talus et la partie supérieure de la plaine fluvio-glaciaire.

Ligne non-Migrée (sismique).........................................................................................................................................................Unmigrated line

Ligne sismique dans laquelle une partie de l'énergie réfléchie est dans une position incorrecte. Lors du calcul initial de la correction de l’obliquité on suppose que les couches sont plus ou moins horizontales. Si ce n'est pas le cas, une partie de l'énergie réfléchie est mal positionnée. Dans le cas petit synclinal, par exemple, les réflexions des différents points sont tracées verticalement par rapport au récepteur et le synclinal apparaît sur la ligne sismique comme une courbe enlacée ou même comme un point. La migration est un processus qui permet de corriger cela et met l’énergie là où elle doit être.

Voir : « Ligne Sismique »
&
« Ligne Migrée (sismique) »
&
« Obliquité (sismique) »

Le géoscientiste qui est familier avec les principes de la sismique réflexion et la différence sismique entre une ligne sismique migrée et non migrée, reconnaît, immédiatement, que cette ligne n'est pas migrée (il suffit de constater le nombre de diffractions associées aux points de réflexion de blocs faillés) et qu’elle représente une marge continentale divergente de type Atlantique. En fait, les failles normales associées à la rupture de la lithosphère, qui ont créé les bassins de type rift (demi-grabens) et la discordance induite par la rupture de la lithosphère, qui sépare les bassins de type rift de la marge divergente sus-jacente, se reconnaissent et se cartographient facilement. Entre une ligne sismique migrée et non migré, la différence consiste essentiellement dans la manière comme les points de réflexion sont tracées, une fois que dans la sismique réflexion, pour un temps donné, chaque point de réflexion peut se trouver n'importe où sur l'arc de cercle centré sur position ‘source-détection’. Dans une ligne non migrée, comme illustré sur cette figure, les points de réflexion ont été tracées à la verticale de la ‘source-détecteur’, tandis que dans une ligne migrée, ils sont placés sous les positions de surface corrigées et en positions verticales corrigées. Ainsi, contrairement à une section migrée, qui ressemble beaucoup à une coupe géologique, sauf que les échelles d'une section géologique sont métriques, ce qui n'est pas le cas dans une ligne sismique (l'échelle verticale est en temps) ; une ligne non migré ressemble, rarement, à coupe géologique, en particulier, dans les zones fortement raccourcies, comme dans une chaîne de montagnes ou d'un bassin salifère. Notons qu’uniquement les sections migrées montrent les réflexions dans leur vraie position, ce qui très important quand les réflecteurs sont très inclinés.

Ligne Sismique...........................................................................................................................................................................................Seismic line

Profil des sédiments, et parfois, du socle obtenu par la réflexion des ondes sismiques à artificielles sur les interfaces sédimentaires.

Voir : « Sismique de Réflexion »
&
« Ligne Migrée (sismique) »
&
« Ligne non Migrée (sismique) »

Comme on peut constater sur cette tentative d'interprétation géologique d’une ligne sismique de l’offshore de la Thaïlande, une ligne sismique est un section en temps, autrement dit, l'échelle verticale, contrairement à celle d’une coupe géologique, est le temps (temps double, t.w.t. ) et non en profondeur (mètres). Ainsi, pour connaître la profondeur d'une interface donnée il est nécessaire de connaître la vitesse des intervalles traversés par les ondes sismiques et faire une conversion. En d'autres termes, sur une ligne sismique, il est possible qu’un intervalle donné est isopaque (épaisseur constante), mais s'il y a une variation de la vitesse latérale, dans la réalité, en profondeur, l’intervalle peut être divergent. De même, sur les lignes sismique marines, la tranche d'eau doit être pris en compte, en particulier quand elle a une abrupte et importante variation entre la plate-forme et le talus continental. Les réflecteurs induits par des sédiments, sous une profondeur d'eau grande, sont retardés (sont plus profonds) que ceux induits par des sédiments sous une faible tranche d’eau, puisque la vitesse des ondes sismiques dans l'eau est plus faible que dans les sédiments. L'interprétation des lignes sismiques, en termes géologiques, nécessite, a priori, une bonne connaissance du contexte géologique global et régional des zones où les lignes ont été tirées. Dans cette tentative d’interprétation, par exemple, le géoscientiste interprétateur a reconnu les caractéristiques d’un bassin interne à un arc volcanique, dans lequel une phase cratonique (subsidence thermique) s’est développée au-dessus d’une phase de rift (subsidence différentielle). En outre, comme ce type de bassin fait partie des bassins associés à la formation des mégasutures, dans ce cas particulier, la mégasuture Méso-Cénozoïque, se localise dans une zone qui est, généralement, en compression (raccourcissement). Par conséquent, Il est possible que certaines failles normales de la phase de rifting ont été réactivées comme des failles inverses avec la formation d’ inversions tectoniques. De même, le géoscientiste connaissait, à l'avance, la signature stratigraphique de la région et, ainsi, il a daté les principaux événements géologiques, avant de tenter de réfuter les datations à partir des résultats des puits de recherche, cela signifie que la méthode d'interprétation n'est pas en aucune façon la méthode d'Aristote : (i) Suppositio (hypothèse) ; (ii) Compositio (démonstration) ; (iii) Resolutio (vérification).

Limite d'Action des Vagues (de beau temps) ....................................................................................................Fair weather wave base

Environ 10 mètres de profondeur. Cette limite correspond approximativement à la position de la rupture d'inclinaison de la surface de déposition côtière.

Voir : « Profondeur d'Action des Vagues »
&
« Rupture (surface de déposition côtière) »
&
« Limite Maximale d'Action des Vagues (de tempête) »

Lorsque la mer est calme, comme illustré dans cette photo, elle est légèrement ondulée et le niveau de l'action érosive des vagues atteint uniquement 5 et 10 m de profondeur. En conséquence, la mer est généralement claire, une fois que la bande, du fond marin, affectée par les vagues est, généralement, composée de sable, plus ou moins, grossière, mais propre. Note sur la photo la falaise de la plage, les différents gradins, que peuvent mettre en évidence, et les courants de ressac (flux et de reflux). La vitesse des vagues est fonction de la longueur d'onde (L). Lorsque la profondeur du fond marin est plus grande que la longueur d'onde, la vitesse est donnée par v = (gL / 2π) 1/2 = 1.56 L_1 / 2. Si la profondeur de la mer (h) est plus petit que la longueur d'onde, la vitesse est donnée par v = (gh) 1/2. Lorsque la mer est calme, l'action des vagues, correspond surtout à un lavage des sédiments sableux et grossiers du fond de la mer, ce que veut dire, qu'il n'y a pas formation de surfaces de ravinement, lesquelles correspondent à des surfaces d'érosion sous-marin sur la plate-forme. Contrairement à d'autres surfaces d'érosion, les surfaces de ravinement ne sont pas associés avec des descentes relatives du niveau de la mer, mais à des montées relatives, en particulier celles des cortèges transgressifs (CT), lesquelles déplacent vers le continent la rupture d'inclinaison de la surface de déposition côtière. Ainsi, en aucun cas, les surfaces de ravinement peut être interprété comme des discordances, lesquelles dans la stratigraphie séquentielle limitent les paquets sédimentaires déposés durant les cycles eustatiques. Les surfaces de ravinement peuvent être facilement mises en évidence sur le terrain, par l'étude des relations géométriques entre les plans de stratification, mais elles ne peuvent jamais être reconnues sur les lignes sismiques. Uniquement les discordances (limites des cycles stratigraphiques) sont visibles dans les données sismiques, notamment proche du sommet du talus continental (canyons sous-marins) et en amont do rebord continental (vallées incisées). C'est pour cela, que dans la stratigraphie séquentielle, l'interprétation géologique des lignes sismiques régionales est essentielle.

Limite de Chandrasekhar............................................................................................................................................Chandrasekhar limit

La masse d'une naine blanche ne peut pas être supérieure à 1.4 fois la masse du Soleil.

Voir : « Soleil »
&
« Évolution Stellaire »
&
« Étoile »

La limite de Chandrasekhar représente la masse maximale possible pour qu’une étoile du type naine blanche (l'une des dernières phases des étoiles qui ont consommé toute leur énergie) supporté par la pression de la dégénérescence des électrons, et est d'environ 3.1030 kg, soit environ 1.44 fois la masse du Soleil. Si une naine blanche (habituellement avec environ 0,6 fois la masse du Soleil) dépassé cette masse, par agrégation, elle s'effondra due à l’effet de la gravité. On a pensé que ce mécanisme initierait des explosions supernova de Type Ia, mais cette théorie a finalement été abandonnée dans les années 60. Le point de vue actuel est qu’une naine blanche d’oxygène-carbone atteint une densité, dans son intérieur, suffisante pour amorcer une réaction de fusion nucléaire juste avant d'atteindre la limite de masse. Cependant, quand les étoiles avec noyau de fer dépassent cette limite, elles s’effondrent, et on pense que ce processus déclenche une supernova de Type Ib, Ic et II, libérant une énorme quantité d'énergie et provoquant une ‘inondation’ de neutrinos. La valeur précise du seuil dépend de la composition chimique de l'étoile. La formule de Chandrasekhar est Mch = {(ω30√ 3π) /2} (hc /G)^3/2 { 1 / (μe mH)^2}, où h est la constante de Planck réduite, c est la vitesse de la lumière, G est la constante de gravitation universelle, mH est la masse de l'atome d'hydrogène, μe est le poids moléculaire moyen par électrons, et ω_30 ≠ 2, 018.236 est la constante mathématique liée à l'équation de Lane-Emden (modélisation de la structure d'un système thermodynamique qui est l'équation d'état d'un fluide polytropique et soumise à l'influence exclusive du champ gravitationnel produit par sa propre masse). Une naine blanche peut avoir une masse arbitraire avec un volume inversement proportionnel à sa masse. En augmentant la masse, l'énergie typique pour laquelle la pression dégénérative oblige les électrons à créer une naine blanche n'est pas négligeable relativement à la masse restante. La vitesse des électrons se rapproche de la vitesse de la lumière, et ainsi, la relativité spéciale doit être prise en compte. L'approche classique n'est plus approprié. En conséquence, une masse limitée apparaît comme un auto-gravitation et un corps, avec symétrie sphérique, est soutenu par pression de dégénérescence. (Http :/ / pt.wikipedia.org / wiki / Limite_de_Chandrasekhar).

Limite du Courant de Retrait.....................................................................................................................................Limit of backrush

Extension maximale du courant de retrait à partir de laquelle un courant de dérive de la plage peut être présent. La limite du courant de retrait qui marque la zone de marnage (estran) est, plus au moins, la ligne de démarcation de la présence de vagues sur la plage.

Voir : « Déferlement »
&
« Déferlement (zone) »
&
« Limite Externe de Déferlement »

Dès qu’une onde de la mer se brise près de la côte, il se forme un courant qui se dirige vers l'amont, perpendiculairement à la direction des vagues (généralement oblique par rapport à la ligne de côte) qui est connu comme jet de rive. Cependant, le jet de rive en se déplaçant vers l’amont perd de l'énergie due à la pente et au frottement sur le substrat (généralement constitué par, ou mieux, couvert par une couche de sable, plus ou moins, épaisse), pour finalement changer de sens. Cette inversion crée un nouveau courant (courant de retrait) a, qui se dirige vers la mer s'écoulant le long de la pente du substratum. Ainsi, le jet de rive et le courant de retrait non seulement se déplacent en sens opposés, mais aussi suivant des directions différentes. Le jet de rive s’écoule perpendiculairement à la direction des vagues (qui est, généralement, oblique à la ligne de côte), tandis que courant de retrait s'écoule suivant la ligne de plus grande pente du substratum. Uniquement quand la direction des vagues est parallèle à la ligne de côte, les courants de déferlement (jet de rive et courant de retrait) ont des écoulements parallèles. Dans ce cas particulier, il n'y a pas formation du courant de dérive littorale, lequel limite, en aval, le courant de retrait. Il ne faut pas confondre le courant de dérive littorale, qui limite, en aval, la zone de déferlement (bande où les vagues en s’approchant de la côte se resserrent et augmentent de hauteur pour finalement déferler), avec le courant de dérive de la plage, qui limite en aval l’estran (certains géoscientistes considèrent que l’estran est synonyme de zone intratidale), qui est le domaine du jet de rive et du courant de retrait. On peut dire que la longueur maximale d'un courant de retrait est la prochaine vague, une fois que le courant de retrait se dirige vers le creux de la vague suivante. Ainsi, il est évident qu'un courant de retrait n'a rien à voir avec un courant de fond (en supposant qu’un tel courant existe), qui, pour certains géoscientistes, est le courant qui se déplace le long du fond de la mer, écoulant vers l' de large le courant de retrait.

Limite de Cycle-Séquence.............................................................................................................................................Sequence boundary

Discordance du type I ou II ou la surface conforme équivalente. Les surfaces de base des progradations sont des limites d’un cycle-séquence uniquement dans la partie distale de la plaine abyssale, où les progradations du cortège de haut niveau (ou du prisme de bas niveau lorsque le cycle n'est pas complet) reposent sur la limite inférieure du cycle séquence.

Voir : « Cycle Stratigraphique »
&
« Cycle Séquence »
&
« Discordance »

Dans ce modèle mathématique, trois cycles stratigraphiques (cycles-séquence), associés à des cycles eustatiques de troisième ordre (cycles, avec une durée comprise entre 0,5 et 3,5 My), sont reconnus sans difficulté par des discordances que les limitent. Contrairement à la stratigraphie génétique, dans laquelle les limites entre les différents intervalles sont les surfaces de base des progradations, dans la stratigraphie séquentielle, les limites entre deux cycles stratigraphiques, quel que soit leur hiérarchie, sont les discordances, autrement dit, les surfaces d’érosion induites par des chutes relatives du niveau de la mer. Les cycles stratigraphiques (roches) sont associés à des cycles eustatiques (variations du niveau des mers), une fois que sont les chutes relatives du niveau de la mer que les limitent. La hiérarchie d'un cycle stratigraphique est déterminé par la hiérarchie de cycle eustatique qui l’induit. La plupart des géoscientistes, qui travaillent dans l'exploration pétrolière, utilisent, de préférence, la stratigraphie séquentielle et non la stratigraphie génétique, puisque toutes les roches-réservoirs potentielles terminent contre les discordances par des biseaux d’aggradation (côtiers ou marins), ce qui facilite beaucoup l'identification des réservoirs potentiels. Dans le modèle illustré ci-dessus, le cycle séquence, le plus ancien, est incomplet. De bas en haut, on peut reconnaître : (i) Discordance inférieur ; (ii) Cortège transgressif (CT) ; (iii) Prisme de haut niveau (PHN) ; (iv) Cortège de bordure de plate-forme (CBP) et (v) Discordance supérieur. Le deuxième cycle séquence est complet. Entre les deux discordances que le limitent on peut mettre en évidence : (a) Cortège de bas niveau (CBN), dans lequel on distingue trois membres : (a.1) Cônes sous-marins de bassin (CSB) ; (a.2) Cônes sous-marin de talus (CST) et (a.3) Prisme de bas niveau (PBN) ; (b) Cortège transgressif qui fossilise le cortège de bas niveau et (c) Prisme de haut niveau (PHN). Le troisième cycle, est incomplet ; il n’est représenté que par le prisme bas niveau (CBN).

Limite Externe de Déferlement............................................................................................................................Outline of breakers

Limite qui sépare la zone d’ondulation (du large ou mer ouverte) de la zone de déferlement. La limite externe de déferlement, en général, correspond au bord de plage, c'est-à-dire, à la zone entre le courant de dérive littoral et les crêtes pré-littorales.

Voir : « Déferlement (zone) »
&
« Déferlement »
&
« Limite du Courant de Retrait »

Comme il est suggéré dans ce schéma, dès que la profondeur de la mer est inférieure à la longueur d'onde des ondes d'oscillation (mouvement orbital de l'eau), celles-ci se transforment en vagues de translation. Dans les ondes de translation, l'eau de mer est transportée vers la plage, alors que dans les ondes d'oscillation, il n’y a pas de transport de l'eau de transport d'un côté vers l'autre de l’onde. La ligne de démarcation entre les ondes d'oscillation et l'ondulation de la mer (caractérisée par une période de 30 - 300 secondes, plusieurs centaines de mètres de longueur, quelques mètres d’hauteur et une vitesse de plusieurs centaines de kilomètres par heure) est, pour certains géoscientistes, la limite intérieure de la zone de déferlement, c’est-à-dire, où les vagues se brisent. Après le déferlement d’une vague, l'eau se déplace vers le devant de la plage formant le jet de rive. Le déferlement (rupture) d'une onde correspond à une augmentation de la courbure de l'onde, ce qui implique un déséquilibre et effondrement de la crête. La manière dont une vague s’effondre dépend du rapport entre la hauteur et la longueur d'onde ainsi que de la pente et rugosité du fond de la mer. Moreira (1984), distingue trois de déferlement : (i) Plongeant, lorsque la crête des vagues s’élève, se arrondie, et s'enroule en volute sur elle-même, tombant contre sa base, ce qui se passe lorsque le substrat est incliné et régulier et la relation entre la hauteur et longueur de l'onde est faible ; (ii) En déversement, lorsque la crête de la vague devient coudée et se brise dans la partie supérieure, près du sommet, avec formation de boules de mousse qui glissent sur le front d'onde, ce qui se produit lorsque le substratum est peu incliné et le rapport entre la hauteur et la longueur de l’onde est grand (en raison des forts vents) et (iii) En grandes volutes ou en rouleaux, lorsque la crête de la vague, arrondie, augmente le rayon de courbure jusqu’à se briser dans la partie supérieure ou moyenne, avec formation de rouleaux de mousse, ce qui arrive lorsque le substratum est très raide et les vagues sont trop élevés (vagues de tempête, qui déferlent parallèlement à la ligne de côte sur une grande extension).

Limite du Jet de Rive..................................................................................................................................................................Limit of uprush

Fin du déferlement, c’est-à-dire le point où le courant du jet de rive est inversé et devient un courant de retrait qui est dirigé vers la mer le long de la ligne de plus grande pente du fond de la mer.

Voir : « Déferlement (zone) »
&
« Déferlement »
&
« Limite du Courant de Retrait »

Vagues de la mer voyageant comme une forme, ce qui signifie que l'eau reste toujours, plus ou moins, en place. Pour comprendre cela, il suffit d'observer un tronc d'arbre ou tout autre objet qui flotte sur la mer. En effet, il se déplace légèrement vers le rivage lorsque la crête de la vague passe, puis retourne en arrière, lorsque le creux entre deux ondes passe. Ainsi, le tronc de l'arbre est toujours, plus ou moins, à la même place, comme d'ailleurs l'eau qui l’entoure. Toutefois, lorsque ces ondes d'oscillation (comme vagues du large) se rapprochent de la ligne de côte, elles deviennent de plus en plus hautes et les crêtes de plus en plus aiguës jusqu'à ce qu'elles tombent en avant, à proximité de la côte, formant les courants de déferlement (courants de ressac pour certains géoscientistes). Après le déferlement dans le estran, les vagues, maintenant moins hautes, continuent à se déplacer, se brisant à nouveau près de la côte. Dès qu’une vague se brise, l'eau se déplace, sur le substratum, vers la côte, perpendiculairement à la direction des vagues (jet de rive) pour, ensuite, descendre vers la mer (courant de retrait) suivant la pente du substratum. La limite du jet de rive, comme illustré dans ce schéma correspond à la ligne d'extension maximale du courant ascendant, étant l’estran, la zone limitée entre le limite du jet de rive (courant) et la ligne d'extension maximale du courant de retrait. Le jet de rive peut transporter du sable vers l’amont et même des cailloux et galets, quand les vagues sont assez hautes. Au contraire, le courant de retrait entraîne les particules de sédiments, à nouveau, vers l’aval. La vitesse (v) à laquelle les vagues s'approchent de la ligne de côte peut être déterminée en divisant la longueur d'onde (L) par la période (T). Ainsi, si L est environ 24 mètres et T 8 secondes, la vitesse est 3 m / s. La période de la plupart des vagues dans la zone de déferlement est entre 2 et 20 secondes, et L entre 6 et 600 m, ce qui donne des vitesses comprises entre 3 et 30 m/s. À une profondeur de moitié de L, le mouvement orbital (mouvement d'un objet en orbite autour d'un point fixe) des particules d'eau des vagues d'oscillation disparaît, ainsi que l'action érosive des vagues, laquelle, normalement, ne dépasse pas 50 m de profondeur.

Limite Maximale d'Action des Vagues (de tempête)........................................................................Major storm wave base

Environ 50 mètres de profondeur. Cette profondeur est atteinte à quand des fortes tempêtes.

Voir : « Limite Moyenne d'Action des Vagues (de tempête) »
&
« Niveau de Base (de déposition) »
&
« Turbidite »

Lorsque la mer est très agitée, la profondeur de l'action érosive des vagues est si grande que les sédiments d'une vaste zone du fond marin sont mis en suspension ce qui rend la mer très boueuse, comme ce peut constater durant les tempêtes. L'ampleur de ce phénomène peut être utilisée pour déterminer la profondeur de l'action des vagues. Cette action peut expliquer la formation de certains courants turbiditiques (ou de gravité) pendant certains périodes de haut niveau de la mer (niveau de la mer au-dessus du rebord du bassin), en particulier lors du dépôt du prisme de haut niveau (PNA) dans un cycle séquence (cycle stratigraphique). En effet, durant les prismes de haut niveau, à partir d'un certain moment, les bassins sédimentaires n'ont pas de plate-forme continental. Ceci veut dire, que les ruptures d'inclinaison de la surface de déposition côtière et le rebord continental sont, pratiquement, coïncidents. Dans ces conditions, lorsque la mer est très agitée, l'action des vagues éroder et mobilise les dépôts côtiers créant des courants de turbidité, qui transportent les sédiments vers la plaine abyssale via le talus continental. Fonction de la quantité de sédiments transportés par les courants de la gravité (courants turbiditiques ou courants de turbidité), différents types de systèmes turbiditiques peuvent se déposer sur la base do talus continental et plaine abyssale. Emiliano Mutti (1995) a considéré trois types : (i) Type I ; (ii) Type II et (iii) Type III. La quantité de matériel sableux transporté par les courants diminue depuis le type I jusqu'au type III. Peter Vail (1988) considère uniquement deux types de dépôts turbiditiques : (I) Les cônes sous-marins du talus (CST) et (ii) Les cônes sous-marins du bassin (CSB). La grande différence entre le modèle de Vail et le modèle de Mutti, c'est que Vail pense que les turbidites se déposent uniquement pendant les périodes géologiques de bas niveau marin, ce qui n'est pas le cas avec Mutti. Pour P. Vail, les turbidites sont toujours associés à une descente relative du niveau de la mer significative, c'est-à-dire, à des surfaces d'érosion, qu'il considère comme discordances. Mutti pense, certainement avec raison, que les dépôts de turbidites ne sont pas limités à des conditions de bas niveau de la mer et qu'il se peuvent déposer durant des périodes de haut niveau.

Limite Moyenne d'Action des Vagues (de tempête) ...............................................................................Average storm wave

Environ 30 mètres, ce que signifie que la distance entre deux vagues successives (distance entre deux crêtes ou deux creux consécutifs) est environ 60 mètres, autrement dit, moitié de la longueur d'onde.

Voir : « Profondeur d'Action des Vagues »
&
« Niveau de Base (de déposition) »
&
« Variation Relative (niveau de la mer) »

Quand la mer est agitée, comme c'est le cas illustré dans cette photo (Naish Farm, Royaume-Uni), elle est généralement très boueuse, car elle contient beaucoup de matériel en suspension, arraché, principalement, au fond de la mer par l'action érosive des vagues. Comme dans cet exemple, la longueur d'onde des vagues (distance entre deux crêtes ou deux creux successifs) est, plus ou moins, de 40 mètres, on peut dire que la limite de l'action érosive des vagues est d'environ 20 mètres. En effet, dans un point déterminé, la profondeur de l'action érosive des vagues est environ moitié de la longueur d'onde des vagues à cet endroit. N'oublions pas que la vitesse des vagues varie avec la profondeur du fond marin et qu’elle correspond à une phase de vitesse. En effet, en-dehors de la zone de déferlement (où les ondes d'oscillation se transforment en ondes de translation), ce que déplace ne sont pas les particules d'eau, mais les crêtes et les creux des vagues, c'est-à-dire, la phase de la surface de l'eau (pensez au mouvement d'un objet qui flotte sur la mer). On peut dire que l'action érosive des vagues est responsable des surfaces de ravinement créées, en particulier, durant les cortèges sédimentaires transgressifs (CT) des cycles séquences. Le mécanisme de formation de telles surfaces peut se résumer ainsi : (i) À la fin du dépôt d'un prisme de bas niveau (PNB), le bord continental coïncide avec la rupture de la surface de déposition côtière (bassin sans plate-forme continentale); (ii) Dès que le niveau relatif de la mer monte, la rupture côtière s'individualise du rebord continental, et passe à être le nouveau rebord du bassin, vue son déplacement vers le continent ; (iii) Cette rétrogradation créée une plate-forme continental avec une tranche d'eau équivalente à la montée relative du niveau de la mer ; (iv) L'action érosive des vagues sur le fond produit une surface ravinement (érosion), qui sera, progressivement, fossilisée par des sédiments que seront déposés dès que la rupture de la surface de déposition se déplacera vers la mer; (v) La progradation de la rupture côtière termine avec une nouvelle montée relative du niveau de la mer, qui la déplacera, à nouveau, vers le continent, créant une nouvelle surface de ravinement.

Limite Stratigraphique................................................................................................................................................Stratigraphic boundary

Surface qui sépare différentes lithologies induites par des environnements de dépôt différents. Il y a deux familles de limites stratigraphiques : (A) Surfaces stratigraphiques physiques (stratification, discontinuité, diachroniques, etc.) et B) Surfaces de lithofaciès ou biozones, qui peuvent être synchrones quand parallèles aux plans de stratification ou diachroniques lorsqu’elles sont obliques.

Voir : « Biozone »
&
« Limite de Cycle-Séquence »
&
« Surface de Stratification »

Dans cette tentative d'interprétation géologique d’une ligne de sismique terrestre de l’Algérie, de bas en haut, différents intervalles sédimentaires peuvent être reconnus : (i) Le socle, qui correspond à un substratum précambrien ; (ii) Un intervalle Ordovicien-Cambrien avec une configuration interne, plus ou moins, parallèle, qui se trouve en discordance sur le Précambrien et qui a été profondément érodé au cours de la glaciation de l’Ordovicien tardif (vallées glaciaires) ; (iii) Un intervalle (Glacier 1) Glacier, pas trop discordante de l’ensemble Cambrien-Ordovicien, et que pratiquement n’a pas de réflecteurs internes ; (iv) Remplissages des vallées glaciaires créées au cours de la phase majeure de l'érosion glaciaire de l'Ordovicien Tardif (Glacier 2), dont les configuration internes sont sub-horizontales, probablement associées avec la transgression du Silurien, et au sein desquelles se sont déposé des sédiments riches en matière organique (roches-mères potentielles) ; (v) Un intervalle du Silurien (probablement du Silurien Tardif), argileux avec une configuration interne parallèle, pratiquement concordant avec les remplissages des vallées glaciaires sous-jacentes et (vi) Les sédiments post-Silurien, qui ont une configuration interne parallèle. Les limites entre ces intervalles sont toutes stratigraphiques et soulignent un hiatus. Lorsque l'hiatus est important, elles représentent des discordances. L'hiatus long des discordances varie d'un endroit à un autre. Notons que le concept de la surface de stratification est entièrement dépendante de l'échelle de temps et des roches considérées. Les discordances, dans les parties profondes du bassin, ont un hiatus minimum qui donne l'âge de la discordance, autrement dit, l'âge de la chute relative du niveau de la mer, qui a créé la surface d'érosion qui la caractérise. L'âge d'une discordance correspond à l'âge de la chute relative du niveau de la mer baisse, qui a créé des conditions géologiques de bas niveau. Elle ne peut être déterminée que dans les sédiments pélagiques déposés entre les cônes sous-marins de bassin.

Limite Supérieur (cônes sous-maris du talus)..................................................................................................................................Top slope fan

Interface entre les deux membres du cortège sédimentaire de bas niveau (CBN), c'est-à-dire entre les cônes sous-marins e talus (CST) et le prisme de bas niveau (PBN). Comme ce limite correspond à une surface de base des progradations (dans ce cas, du prisme de bas niveau), il représente une surface diachronique (sans valeur chronostratigraphique).

Voir : « Cycle Stratigraphique »
&
« Cônes Sous-marins de Talus »
&
« Surface de Base des Progradations »

Cette tentative d'interprétation d'un détail d'une ligne sismique régionale de l’offshore de la Namibie, un cycle stratigraphique dit cycle séquence, induit par un cycle eustatique de 3e ordre (durée entre 0.5 et 3 à 5 My), est clairement visible entre deux discordances (surfaces d'érosion). Ces deux surfaces d'érosion ont été induites par deux chutes relatives du niveau de la mer significatives, comme le suggèrent le remplissage d’une une vallée incisée et d'un canyon sous-marin. En outre, les terminaisons des réflecteurs (biseaux d’aggradation et biseaux sommitaux) corroborent les deux discordances, qui, dans des environnements peu profonds, soulignent un hiatus important. Comme la différence d'âge entre les discordances est inférieure à 3-5 My (datation par corrélation avec un puits d’exploration relativement éloigné), le cycle eustatique, défini entre les deux chutes relatives du niveau de la mer (chutes consécutives) est le troisième ordre et le cycle stratigraphique associé est un cycle séquence. Cependant, ce cycle séquence est incomplet, puisque les cortèges de haut niveau (cortège transgressif et prisme de haut) ne se sont pas déposés ou ont été érodés pendant la chute relative du niveau de la mer qui marque la fin du cycle stratigraphique (la première hypothèse est la plus probable). Ce cycle-séquence est représenté uniquement par le cortège de bas niveau (CBN), dans lequel ses trois membres sont présents : (i) Cônes sous-marins de bassin (CSB) ; (ii) Cônes sous-marins de talus (CST) et (iii) Prisme bas niveau (PBN). Les cônes sous-marins de bassin (CSB) (en jaune vif), qui ont une configuration interne parallèle, fossilisent la discordance inférieure par des biseaux d’aggradation marins. Les cônes sous-marins de talus (CST) sont caractérisés par des structures en ailes de mouette, qui fossilisent les cônes sous-marins de bassin par une surface définie par les terminaisons des réflecteurs associés aux digues marginales naturelles. Les cônes sous-marins de talus, à leur tour, sont fossilisés par la surface de base des progradations du prisme de bas niveau (PBN).

Limite Transgressive (temps)...............................................................................................................................Time transgressive boundary

Surface diachronique qui limite la partie supérieure d'un intervalle stratigraphique transgressive, laquelle, parfois, correspond à une surface de base des progradations.

Voir : « Cycle Stratigraphique »
&
« Cortège Transgressive »
&
« Transgression »

Dans une tentative d'interprétation d’un détail d'une ligne sismique de l’offshore du Labrador, un cycle séquence, associé à un cycle eustatique de 3e ordre (durée entre 0.5 et 3e à 5 My), c’est-à-dire, limité entre deux chutes relatives du niveau de la mer consécutives, est reconnu par les terminaisons des réflecteurs. La différence d'âge entre les deux discordances (limites des cycles stratigraphiques), induites par des chutes relatives du niveau de la mer, est inférieure à 3 à 5 My (calibrées par les résultats des puits d’exploration), corrobore l'interprétation de cet intervalle sédimentaire comme un cycle-séquence. Toutefois, dans ce détail, seuls les cortèges de haut niveau sont visibles, à savoir, le cortège transgressif (CT) et le prisme haut niveau (PHN). Le cortège transgressif se reconnaît par sa géométrie rétrogradante induite pour le déplacement, vers le continent, de la rupture d’inclinaison de la surface de déposition côtière. Ce déplacement est causé par les successives montées relatives du niveau de la mer en accélération (paracycles eustatique sans chutes relatives significatives) qui créent, dans la partie distale de la plate-forme continentale, des conditions géologiques semblables à celles des bassins affamés, c'est-à-dire, avec un très faible taux de sédimentation. La surface qui souligne un tel déplacement est une limite transgressive, autrement dit, une surface diachronique et non une surface chronostratigraphique. Le long de la limite transgressive, l’hiatus (de non dépôt) augmente vers le bassin, ce qui contraste avec l'hiatus associé à une discordance, qui, globalement, diminue vers le bassin pour atteindre sa valeur minimale dans la partie la plus profonde du bassin lorsque les cônes sous-marins de bassin, du cycle stratigraphique suivant, se déposent. Ainsi, on peut dire que, dans une cycle, la principale surface diachronique séquence diachronique est l'interface entre le cortège transgressif (géométrie rétrogradante) et le prisme de haut niveau (géométrie progradante). Dans l'ensemble, les cortèges transgressifs s’épaississent vers le continent, avant de se biseauter, contre la limite inférieure du cycle, par des biseaux d’aggradation côtiers. Les prismes de haut niveau s’ épaississent vers la mer, avant de se biseauter, dans les parties profondes du bassin, par des biseaux de progradation.

Limnologie...........................................................................................................................................................................................................Limnology

Branche de l'hydrologie qui étudie les masses d’eau continentales (stagnées ou d’écoulement), douces ou salées, en particulier, les lacs, étangs et rivières (naturelles ou non) y compris leurs caractéristiques biologiques, physiques, chimiques, géologiques et hydrologiques.

Voir : « Fleuve »
&
« Lac »
&
« Hydrologie »

Le terme limnologie a été utilisé, pour la première fois, par l’ autrichien François-Alphonse Forel (1841-1912), quand il a étudié le lac de Genève, en Suisse. Il l’a considéré comme l'océanographie des lacs. Bien actuellement (après la dernière glaciation), la plupart des lacs est d'origine glaciaire, comme le lac Léman (Suisse) illustré sur cette figure, au cours de l'histoire géologique, il y a eu beaucoup de lacs d'origine tectonique. Ces derniers lacs ont été formés en association avec l'allongement de la croûte continentale, qui a causé la rupture des supercontinents, c'est-à-dire, avec les bassins de type rift. Dans ce type de bassins sédimentaires, à chaque fois, que l'allongement (subsidence différentielle) n'est pas compensé par un apporte sédimentaire, obligatoirement, se forme une tranche d'eau, autrement dit, un lac, qui, au fil du temps, est rempli par des sédiments lacustres. En fait, on peut dire que chaque fois que la configuration interne d'un bassin de type rift est parallèle ou sub-parallèle, la subsidence n'a pas été compensée par l’apport terrigène et s’est formé un lac. Le terme ‘compensée’ signifie, ici, que le taux d'allongement (création d'espace disponible pour les sédiments) est égal au taux de remplissage et que de sorte tout l'espace disponible est rempli. L'un des aspects très importants de la limnologie est l'étude de l'eutrophisation des eaux, ce qui contribue de manière significative à la formation de sédiments riches en matière organique, autrement dit, de roches-mères potentielles, comme est, par exemple, le cas dans certains bassins de type rift. Rappelons que l'eutrophisation est la réponse à l'excès d'eau enrichie en éléments nutritifs, notamment l'azote et le phosphore. L'eutrophisation peut être naturelle ou artificielle. Une eutrophisation anthropique, en l'absence de mesures de contrôle, se fait à un taux beaucoup plus élevé que l'eutrophisation naturelle. L'augmentation de la fertilité des lacs provoque un développement excessif d'algues et plantes aquatiques et d'une désoxygénation, qui permet la préservation de la matière organique morte au fond du lac, et de ce fait, plus tard, la formation des roches-mères potentielles.

Limon (boue).........................................................................................................................................................................................................................Silt

Matériel granulaire dérivé d'un sol ou d’une roche avec granulométrie entre celle d’une argile et d’un sable et qui peut se présenter soit comme un sol soit comme un sédiment s en suspension sur la surface d'une étendue d'eau. Synonyme de “ silte ”.

Voir : « Argile Compactée »
&
« Argile »
&
« Limnologie »

Dans cette photo, la tache blanche qu’on voit sur la gauche, près de la marge d’un cours d’eau, est l’eau chargée de limon, d'un ruisseau qui entre dans le cours principal. En réalité, la boue (ou limo) peut se produire comme : (i) Un sol ; (ii) Des sédiments en suspension dans l'eau ; (iii) Des sédiments transportés par le vent ; (iv) Poussière ou (v) Comme une roche (siltite). Les grands dépôts éoliens, que les géoscientistes allemands ont appelé ‘loess’ et les géoscientistes français limo sont des siltites. Minéralogiquement, le limo est essentiellement composé de quartz et feldspath. Toutefois, sa caractéristique principale est la taille de ses grains, autrement dit, le diamètre des grains de quartz et feldspath. Dans l’échelle d’Atterberg, le diamètre des grains d'un limo varie entre 0.002 et 0.020 mm (bien que d'autres géoscientistes le font varier entre 0.002 et 0.062 mm). Cet intervalle correspond dans l’échelle de Wentworth Φ entre 8 et 5 (Φ = -log2 D / D0, où D est le diamètre des particules et le D0 diamètre de référence). Rappelons que dans l'échelle de Wentworth, le limo peut également être subdivisée en : (a) Limo très fin (Φ = 8) ; (b) Limo fin (Φ = 7) ; (c) Limo moyen (Φ = 6) et (d) Limo grossier (Φ = 5). Les autres particules sont l’argile, de dimensions inférieures au limo, et le sable et le ballast des dimensions supérieures. Dans l’échelle d’Atterberg, la taille des grains est la suivante : (1) Argile ; (2) Limo ; (3) Sable fin ; (4) Sable grossier ; (5) Gravier ; (6) Galet (7) Bloc. Le limo est produit par une grande variété de procédés de séparation des cristaux des roches. Parmi eux, on peut citer l'altération chimique des roches et des régolithes, aussi bien que météorisation physique. Dans la météorisation physique on distingue, en particulier, la cryoclastie (migration de l'eau le long des zones non gelées des pores des roches pour s'accumuler en lentilles dans la glace) et haloclastie (altération causée par la croissance de cristaux de sel). Le limo peut, également, formé par abrasion lors du processus de transport fluvial, éolien ou glaciaire, mais c’est dans les environnements semi-arides qu’une une grande partie du limo est produite.