Magnafácies...................................................................................................................................................................................................Magnafacies

Terme utilisé par certains géoscientistes américains pour désigner une ceinture continue et homogène de dépôts sédimentaires caractérisée par des caractères lithologiques et paléontologiques similaires, mais que s’étend obliquement aux lignes temps ou à travers de plusieurs unités chronostratigraphiques bien définies. En d'autres termes, une magnafaciès est un membre lithologique complet ou une parfaite unité stratigraphique avec le même faciès, mais formé à différents moments.

Voir : « Lithosome »
&
« Unité Stratigraphique Discordante »
&
« Chronostratigraphie »

Comme l'illustré dans cette tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique de l'offshore de l’Indonésie (Mahakam, ouest de Bornéo), le magnafaciès formé par des grès du front de delta de la Mahakam est nettement oblique aux cortèges sédimentaires qui forment les différents cycles-séquence entre les discordances SB. 5.5 et SB. 8.2 Ma. Dans cette tentative ont été interprétés uniquement deux cycles stratigraphiques dit cycles-séquence qui sont associés à des chutes relatives du niveau de la mer. Ces chutes relatives définissent deux cycles eustatiques de troisième ordre, c'est-à-dire, qui ont une durée comprise entre 0.5 et 3-5 My (SB. 8.2 - SB. 6.2 Ma, SB 6.2 - SB. 5.5 Ma). Ces deux cycles eustatiques sont typiques de la courbe eustatique de Haq. Cependant, dans cette région, comme le taux de sédimentation est très important, au sein de chaque cycle-séquence, comme on peut le constater, les terminaisons des réflecteurs suggèrent fortement d'autres chutes relatives du niveau de la mer qui définissent des cycles-séquence de haute fréquence. Cela veut dire, que à l’intérieur des deux cycles-séquence, le niveau relatif de la mer a été plusieurs fois sous le rebord du bassin et que les dépôts côtiers se sont déplacés, plusieurs fois, vers la mer et vers le bas (aggradation négatif) pour, ensuite, se déplaceraient, à nouveau, vers le continent (vers l'Ouest). C'est pour cette raison que pendant les périodes de bas niveau marin, la géométrie du magnafaciès définie par la progradation des grès deltaïques (soulignés par des flèches en forme d’éclairs) ont de nombreuses ruptures, bien que globalement ils soit progradants. Notons que ce magnafaciès, qui existe, également, dans cortèges sédimentaires de haut niveau (de la mer), pour des raisons de représentation n'a pas été cartographiée, une fois que l’épaisseur de ces cortèges est relativement faible. L'obliquité des magnafaciès par rapport aux lignes chronostratigraphiques est uniquement bien visible lorsque les cortèges sédimentaires sont suffisamment épais.

Magnétisme.........................................................................................................................................................................................................Magnetics

Champ magnétique produit par le mouvement de la partie liquide du noyau de la Terre. En fait, la Terre se comporte comme un aimant géant, une fois que la partie interne, connue sous le nom de noyau, est constitué par des minéraux très lourds (Fe, Ni) et est, en grande partie, à l'état liquide.

Voir : « Magnétostratigraphie »
&
« Terre »
&
« Chronostratigraphie »

Dans cette figure (à gauche), le champ magnétique d'un aimant est souligné par l'alignement de débris ferrugineux sur une feuille de papier placée au-dessus de l'aimant. Le champ magnétique terrestre, schématisé à droite, peut être comparé à celui d'un gros aimant placé au centre de la Terre et légèrement inclinée (11° vers l'Est), dans lequel l'aiguille d'une boussole s’oriente selon les lignes, de la force magnétique, produites par l'aimant, comme le montre ce schéma. Le magnétisme est largement utilisé par les géologues pour déterminer la composition, structure et profondeur de certaines roches. La méthode (analyse magnétique) est basée sur les mesures des petites variations du champ magnétique de la Terre. En fait, comme la plupart des roches sédimentaires ne sont pas magnétiques, toute variation de la composition des roches du socle ou du relief (en profondeur) du socle provoquent des variations du champ magnétique terrestre. Ces variations peuvent être mesurées avec des magnétomètres à la surface de la Terre ou des appareils appropriés transportés par avion ou par bateau. Les variations observées dans le champ magnétique terrestre sont interprétées en termes de la distribution la plus probable du matériel magnétique sous la surface de la Terre qui, à son tour, est la basé pour les hypothèses sur les conditions géologiques les plus probables. Dans l'hémisphère Nord, les anomalies négatives apparaissent au nord des masses magnétiques enfouies et dans l’hémisphère Sud, au Sud. L'anomalie maximale se produit aux pôles et la minimale à l'équateur. Les résultats géologiques plus fréquents, que les géoscientistes obtiennent à partir du magnétisme sont : (i) La profondeur des roches du socle ; (ii) L'épaisseur de la colonne sédimentaire ; (iii) La localisation des points hauts du socle, etc.. L'interprétation des anomalies magnétiques est similaire à l'interprétation des anomalies de gravité, puisque les deux méthodes utilisent des champs potentiels naturels basés sur la loi de l’attraction universelle. Le terme magnétisme est dérivé de magnésie, autrement dit le nom d'une région de l'Asie Mineur, où la magnétite (minerai de fer magnétique) a été trouvé par la première fois.

Magnétostratigraphie......................................................................................................................................................Magnetostratigraphy

Utilisation des registres des changements de polarité du champ magnétique, préservé dans les sédiments, pour établir des corrélations, comme entre les puits d'exploration et datation des sédiments. Individuellement, le temps des intervalle avec une polarité normale et inversée (chronos) varie entre 10 k et 10 My.

Voir : « Magnétisme »
&
« Inversion Magnétique »
&
« Chronostratigraphie »

La magnétostratigraphie est une technique chronostratigraphique utilisée pour dater les paquets sédimentaires et volcaniques. Dans cette figure l'échelle illustrée est l'échelle de la polarité magnétique durant le Cénozoïque. En fait, au moment de la formation des roches, les minéraux ferrugineux s'orientent suivant le champ magnétique terrestre de l'époque. La magnétisation des roches crée un magnétisme rémanent fossile qui peut être utilisé comme un compas fossile, pour déterminer la direction du champ magnétique ancien (paléomagnétisme). Ainsi, les géoscientistes ont constaté que les mesures du champ magnétique terrestre fossile suggèrent que durant l'histoire géologique, les pôles magnétiques, pour des raisons encore mal connues, se sont inversés à plusieurs reprises. L’intervalle de temps entres les inversions magnétiques varie beaucoup. Pendant le Cénozoïque, une moyenne d’environ 500 ka est, parfois, avancée pour chaque inversion de polarité. Les intervalles de temps pendant lesquelles la polarité magnétique est le même, qu’aujourd'hui, sont appelés normaux, dans le cas contraire, inverses. Comme les inversions de polarité géomagnétique sont synchrones, l'utilisation des ses enregistrements représente est une horloge absolue pour la datation des intervalles sédimentaires. Ceci est particulièrement important pour les intervalles sédimentaires sans fossiles. La principale difficulté de l’utilisation des registres magnétiques dans les corrélations géologiques est l'identification, pour une région donnée, de l'événement géologique global, qui est représentée par l’inversion magnétique. Ce problème est partiellement résolu lorsque la signature magnétique se peut mettre en évidence dans une succession d’inversions. Ainsi, si dans la série Éocène on reconnaît une succession d’inversions dans lequel une longue période normale est intercalée entre deux longs intervalles inverses, l'âge probable est Eocène Moyen. L'utilisation de la stratigraphie magnétique en conjonction avec d'autres méthodes de datation, à permis aux géoscientistes de dater les sédiments du Cénozoïque et da la partie supérieur du Mésozoïque.

Marais Alluvial...........................................................................................................................................................................................Backswamp

Marais formé dans la partie inférieure de plaine d'inondation derrière une digue naturelle marginale (fluviale).

Voir : « Marais Salant »
&
« Dépôt de Débordement (chenal) »
&
« Plaine d’Inondation »

Les marais des plaines alluviales contrairement aux marais côtiers se forment, généralement, loin de la ligne de côte, mais en directe association avec les cours d'eau, dans lesquels les courants ont tendance à déborder pendant les périodes d'inondation. En effet, un marais de plaine alluvial correspondent aux zones basses de la plaine d’inondation du cours d’eau avec lequel elle est associée. Généralement, un marais de plaine alluvial est légèrement plus bas que les cônes de déjection qui se déposent sur chaque côté de la vallée du cours d’eau, et aussi, plus bas que les digues marginales naturelles qui se forment de chaque côté du cours d’eau. Ainsi, on peut dire que ces marais sont situés dans une zone de dépôt de siltites et argiles. La plaine d’inondation, lors de sa formation, est caractérisée par des courants méandriformes, lacs sinueux, étangs, marais de plaine alluvial. Occasionnellement, elle peut être complètement recouverte d'eau. Lorsque le système de drainage laisse d’être actif ou est entièrement détourné, pour une raison quelconque, la plaine d'inondation peut devenir une zone d'une grande fertilité, en apparence, similaire au fond d'un lac ou marais ancien. Cependant, contrairement au fond d'un lac ou marécage, la plaine d'inondation est rarement plate. Elle incline vers le sens d'écoulement du courant, mais localement, elle peut incliner vers le lit du courant. Cette photo (Vietnam) illustre un marais de plaine alluvial associé à la rivière Mékong qui est l'un des douze plus longs fleuves du monde. Dans cette région, l'hydrologie du fleuve et de ses affluents, est très dépendante des saisons. Le débit maximal, durant la saison des pluies, est, environ, quinze fois plus grand que pendant les saisons sèches. La plupart de la plaine d’inondation, du Mékong inférieur et moyen, est sujette à des inondations. Ainsi, en beaucoup de dépressions, derrière les digues marginales naturelles, se forment des corps d’eau (marais) semi-permanents dont les surfaces et profondeurs varient selon les saisons. Parfois, ils sont complètement isolés des affluents du Mékong. Ces marais sont saisonniers et leurs dimensions varient d'un hectare, au moins, jusqu'à plusieurs centaines d'hectares. Ils sont, pour les communautés vivant dans les environs, des sources importantes de pêche.

Marais Salant..............................................................................................................................................................................................Backswamp

Région saturée d’eau salée mal drainée et recouverte d'eau par intermittence ou en permanence avec une végétation semblable à l'herbe, mais fondamentalement sans formation de tourbe.

Voir : « Lac de Méandre »
&
« Dépôt de Débordement (chenal) »
&
« Plaine d’Inondation »

Les zones humides côtières (marais) et estuaires ont des nombreux points communs. Les deux sont caractérisés par la présence de chenaux incisés par les courants de marée et des zones de sédimentation. À l’origine peut se trouver une transgression qui a inondé non seulement une partie des zones les plus basses de l'embouchure des fleuves (zones humides côtières ou marais salants), mais aussi une partie de l’embouchure proprement dite (estuaires). Cependant, la survenue d'une transgression n'est pas essentielle pour la formation des marais salants et estuaires, ce qui signifie qu'ils peuvent se former sans submersion ou émersion de la zone côtière (côtes neutres). Les marais salants peuvent se former par étanchéité latérale, dans la partie protégée de l'estuaire, derrière un cordon littoral ou d'une baie sans sortie. La sédimentation est, dans la plupart des cas, très compliquée et en grande partie sableuse ou argileuse. Dans la plupart des cas, la végétation fixe la boue, comme le montre cette photographie (Floride). Ces marécages contiennent généralement peu, voire aucun, arbres ou arbustes, et parfois, elles ont de l'eau toute l'année agissant ainsi comme des filtres naturels. En effet, pendant que l’eau reste dans le marais, l’écoulement de l’eau d’infiltration est retardé, et ainsi, les particules en suspension sont déposées, ce qui correspond à une filtration de l'eau. La vase quand peu colonisée et couverte plusieurs heures à chaque marée, est appelé "slikke." Quand elle est colonisée par les végétaux elle est une "schorre", c'est-à-dire, une vas séché, granulée et qui est recouverte uniquement quelques instants. La marée, très souvent, n'occupe que certains chenaux méandriformes. D'autre part, la tourbe d’eau douce se forme uniquement à l'intérieur du marais où l'eau est fraîche. Toutefois, un changement de la trajectoire des canaux ou une rupture dans le cordon littoral qui ferme la tourbière, peut déposer des sédiments marins au-dessus de la tourbe d'eau douce sans qu’aucune transgression se produise. En outre, la tourbe se compacte rapidement et le marais s'enfonce peu à peu, ce qui provoque une invasion marine sans qu’aucun événement tectonique se produise. Toutes ces possibilités doivent être, toujours, pris en compte lorsqu’on fait l'histoire morphologique des marais salants (Derruau, M., 1958).

Mare (marmite littorale)...................................................................................................................................................................................Littoral pothole

Marmite formée par dissolution qui se trouve au fond des vasques ou entre les lapiaz. Elles ont une forme, plus ou moins, cylindrique, à fond plat et généralement avec un dépôt de sable, gravier et coquillages. Les parois sont lisses et revêtues, fréquemment, par des êtres vivants caractéristiques de l’étage infratidale. Synonyme de marmite littorale.

Voir : « Érosion »
&
« Marmite Glaciaire »
&
« Marmite littorale (mare) »

Dans certaines îles de l'Amérique centrale, les formes plus grandes des marmites côtières sont appelées “ouriçangas” (trous d’oursins). Comme le montre ce schéma, la géométrie des mares (marmites côtières) suggère un renforcement mécanique, tourbillonnaire, semblable à celui qui produit les marmites géantes et de perforation. Les mares peuvent avoir un rebord ou non, lequel peut être elliptique ou même lobaire, surtout quand les “ouriçangas” sont le résultat de la coalescence de formes simples. Parfois, elles conservent, entre elles, des restes des parois coalescentes composés par des cloisons rocheuses. La profondeur des mares varie entre 5-6 et 10 mètres. Les plus profondes se trouvent dans la partie inférieure de l’estran. Les processus de dissolution sont essentiellement biochimique et chaque mare correspond à une niche écologique. La coupe géologique du cap des Correntes (Mozambique) illustrée ci-dessus, montre une morphologie zonée caractéristique des principaux types de microformes du karst littoral dans les éolianites et grès de plage. Ainsi, depuis le continent vers la mer, on reconnaît les microformes suivantes : (1) Falaise morte avec alvéoles de corrosion ; (2) Plate-forme avec des lapiaz littoraux pointus ; (3) Mares supérieures, c'est-à-dire, localisées au dessus du niveau de la marée haute de vives eaux ; (4) Viseur de falaise ; (5) Sapement ou encoche (rainure) ; (6) Plate-forme avec des vasques et mares embryonnaires (sous le niveau moyen de la mer) ; (7) Plate-forme avec des vasques incrustées d'algues calcaires ; (8) Plate-forme bioconstruite par des tubicoles (au dessus du niveau de marée basse en vives eaux) ; (9) Mares inférieures, situées, plus ou moins, au niveau de la marée basse en vives eaux ; (10) Corniche induite par les vagues déferlantes ; (11) Encoche submergé ; (12) Banc de corail mort. Les grès de plage (13) et éolianites (14) sont les roches qui composent cette côte. Rappelons nous que le niveau de marée basse ou haute en vives eaux, qui correspondent aux marées pendant les syzygies (pleine lune et la nouvelle lune), se caractérisent par de grandes amplitudes. Les marées d'équinoxe, qui se produisent lors des équinoxes, ont les amplitudes maximales.

Marée....................................................................................................................................................................................................................................Tide

Onde d’oscillation de faible amplitude et grande longueur d'onde qui se forme dans la mer profonde, due à l'attraction de la Lune et du Soleil sur la surface de la mer.

Voir : « Conjonction (astronomie) »
&
« Lune »
&
« Houle »

Dans un champ gravitationnel terrestre idéal, c'est-à-dire, sans interférences, les eaux de la planète subiraient une accélération identique vers le centre de la masse terrestre et se trouveraient, donc, dans une situation de isopotentielle (situation A dans la figure ci-dessus). Cependant, en raison de l'existence de corps avec des champs gravitationnels significatives qui interfèrent avec la Terre (Lune et Soleil), ils provoquent des accélérations qui agissent sur la masse terrestre avec des intensités différentes. Comme les champs de gravitation agissant avec une intensité inversement proportionnelle au carré de la distance, les accélérations subies dans les différentes parties de la Terre ne sont pas les mêmes. Ainsi (situation B et C), l'accélération induite par la Lune a des valeurs très différentes entre les points les plus proches et plus éloignés de Lune. De cette manière, les masses océaniques qui sont plus près de la Lune subissent une accélération de l'intensité significativement plus élevée que les masses océaniques plus éloignées de la Lune. C’est ce différentiel qui provoque les changements de la hauteur des masses d'eau sur la surface de la Terre. Lorsque la marée est à son apogée, elle est appelée marée haute, marée pleine ou haute marée. Quand elle est à son plus bas niveau, elle est appelée marée basse ou basse marée. En moyenne, les marées oscillant sur une période de 12 heures et 24 minutes. Douze heures en raison de la rotation de la Terre et de 24 minutes en raison de l'orbite lunaire. La hauteur des marées hautes et basses (par rapport au niveau moyen de la mer) varie. Dans les lunes nouvelles et pleines, les forces gravitationnelles du Soleil sont dans la même direction que celles de la Lune et produisent les plus hautes marées (marées de syzygie). Pendant le premier et dernier croissant de la Lune, les forces gravitationnelles du Soleil étant dans des directions différentes de celles de la Lune, s’annulent en partie entre elles, produisant les marées les plus basses qui sont appelées marées de mortes eaux. La marée haute correspond au niveau maximal de la marée montante (courant de marée). La marée basse correspond au niveau minimum de la marée descendante (courant de marée). L’étale de la marée est le moment immédiatement antérieur à l’inversion des courants de marée. Le retard de la marée est la période de temps entre le moment de la conjonction astronomique (syzygie) et l’événement de la marée de vives eaux (avec la plus grande amplitude) correspondante.

Marée Descendante ...................................................................................................................................................................................Ebb tide

Partie d'un cycle de marée au cours de laquelle le niveau de la mer descend. Synonyme de Marée descendante, Reflux ou Jusant.

Voir : « Marée Montante »
&
« Plage Intertidale (entre marées) »
&
« Bas de Plage »

Dans ces photographies, il est clair que le maximum de la marée descendante, autrement dit, en marée basse, le bateau repose sur le fond marin exhumé et que toute la hauteur du quai est visible ce qui n’est pas le cas lors de la marée montante. Ce sont les ondes d'oscillation de la haute mer, formées par l'attraction luni-solaire qui en se transformant en ondes de translation donnent naissance aux courants de marée. Ainsi, comme sont des ondes de translation (les particules d'eau se déplacent vers le continent), la marée est caractérisé par plusieurs paramètres : (i) Hauteur de la marée, autrement dit, la différence entre les niveaux atteints en marée haute et marée basse suivante ; (ii) Amplitude de la marée qui est la moitié de la différence entre les niveaux atteints en marée basse et marée haute suivante ; (iii) Coefficient de marée, c’est-à-dire, le rapport entre l'amplitude de la marée à un moment donné dans un lieu particulier et l'amplitude moyenne de la marée à cet endroit ; (iv) Établissement de la marée qui est la période de temps qui s'écoule entre le moment de la marée haute et le passage de la Lune dans semi-méridien de l’endroit ; (v) Étale de la marée, autrement dit, le moment juste avant l’inversion des courants de marée ; (vi) Retard de la marée qui est la période de temps qui s'écoule entre le moment de la conjonction astronomique (syzygie) et la survenue la marée correspondante (dans la conjonction astronomique, le Soleil et la Lune semblent proches l’un de l’autre, quand vus de la Terre) ; (vii) Période de la marée qui est le temps entre deux marées hautes ou marées basses consécutifs (dans le même endroit) ; (viii) Marée dynamique, c’est-à-dire, le courant de marée qui entre dans les estuaires (et deltas), en amont du coin salin, dû à l'accumulation de l'eau du fleuve qui est poussée vers l'amont pendant la marée montante ; (ix) Marée de mortes eaux, qui est la marée qui se produit pendant les quadratures lunaires et qui se caractérise, pour chaque endroit, par des amplitudes minimes ; (x) Marée de salinité, c’est-à-dire, le courant de marée qui pénètre dans l'embouchure des fleuves qui correspond à l'avancement de l’eau salée (coin salin) et de la masse d’eau saumâtre résultante du mélange ; (xi) Marée de vives eaux qui est la marée qui se produit pendant les syzygies (pleine lune et nouvelle lune), qui est caractérisée, pour chaque endroit, par les amplitudes plus élevées (les marées de vives eaux qui se produisent près des équinoxes, ont des amplitude maximales et s’appellent marées d'équinoxe.

Marée Haute......................................................................................................................................................................................................High-tide

Partie du cycle de marée au cours de laquelle le niveau de la mer monte. Synonyme de Marée montante, Flux ou Flot.

Voir : « Marée Montante »
&
« Plage Intertidale (entre marées) »
&
« Plage »

La marée est causée par l'attraction gravitationnelle du Soleil et de la Lune. L’influence de la Lune est supérieur, malgré le fait que sa masse soit beaucoup plus petite que celle du Soleil; ce fait est compensé par une plus courte distance à la Terre. Mathématiquement la marée est une somme de sinusoïdes (ondes constituantes), dont la fréquence est connue et dépend exclusivement de facteurs astronomiques. Nous pouvons dire que la marée monte lorsque des passages méridiens supérieurs et inférieurs de la Lune. Autrement dit, nous aurons une marée haute lorsque la Lune passe au-dessus de nous et quand la Lune passe en dessous de nous, c'est-à-dire, au-dessus de nos antipodes. Les marées hautes se succèdent régulièrement, avec un intervalle moyen mid-lunaire (environ 12h 25m), ce qui correspond, mathématiquement, à la composante lunaire semi-diurne (M_2) ; ce fait est exprimé par la phrase très courante : "la marée, le jour suivant, sera une heure plus tard" (en fait, elle est, plus au moins, 50 minutes plus tard). À son tour, l'intervalle de temps entre la marée haute et la marée basse suivante est en moyenne de 6 h 13 m. Cependant, la mer ne réagit pas instantanément au passage de la Lune. Il y a, pour chaque endroit, un retard plus grand ou plus petit des marées hautes et basses. L'intervalle de temps entre le passage au méridien de la Lune et la marée haute suivante est appelé l'intervalle lunitidal. Actuellement, sont déjà commercialisés des montres qui donnent ce valeur, c’est-à-dire, qu'ils fournissent une prévision approximative de la marée. Bien que cette valeur soit variable dans le temps, en termes moyens, ce délai est d'environ 2 heures au Portugal Continental et inférieur à 30 minutes au Madère et aux Azores. Un autre aspect important à considérer est le phénomène, tous les deux semaines, de l'alternance des marées de vives eaux et des marées de mortes eaux. Ce phénomène, mathématiquement expliqué par constituant S_2 (solaire semi-diurne), découle de l'effet du soleil, comme élément perturbateur. En effet, lorsque le Soleil et la Lune sont en opposition (pleine lune) ou en conjonction (nouvelle lune), l'influence du Soleil renforce celle de la Lune et les marées de vives eaux on lieu (mathématiquement les constituants s’additionnent). D'autre part, quand le Soleil et la Lune sont en quadrature (croissance et décroissance), l'influence du Soleil et s’oppose à celle de la Lune et les marées de mortes eaux avec les marées de mortes-eaux se produisent (http://www.hidrografico.pt/glossario-cientifico-mares.php).

Maré Montante.............................................................................................................................................................................................Flood tide

Partie du cycle de la marée au cours de laquelle le niveau de la mer monte. Synonyme de Flux, Flot, Marée haute.

Voir : « Marée Descendante »
&
« Plage Intertidale (entre marées) »
&
« Bas de Plage »

Dans cette figure, dans le maximum du courant de marée montante (flux ou flot), ou en d'autres termes, dans la marée haute, le niveau de la mer est, plus ou moins, à trois mètres du haut de la jetée. Le bateau ne repose plus sur le fond marin exhumé, vue que toute la région a été couverte par de l’eau de mer (comparer avec la figure de Marée Descendante). Rappelons que la marée est une onde d’oscillation (onde composée de particules d'eau, dont chacune oscille autour d'un point avec peu, voire aucun, le changement permanent de la position, ce qui signifie que les particules d'eau se déplacent d'une manière orbitale) de faible amplitude et une grande longueur d'onde qui est formée sur la haute mer, en raison de l'attraction luni-solaire sur la surface de l'eau. Il y a deux courants de marée : (i) Flux, flot ou marée montante qui va depuis le large vers la côte, où il provoque une accumulation d'eau dont le maximum est appelé marée haute ou marée pleine et (ii) Reflux, jusant ou marée descendante qui va vers le large et qui écoule l’eau accumulée près de la ligne de côte pendant la marée haute. Le niveau le plus bas atteint par la marée descendante est à marée basse ou basse marée. Ainsi, on peut dire que les marées sont des chutes et montées de niveau de la mer, avec une période d'environ 12 heures, causées par les effets combinés de la rotation de la Terre et de l'attraction gravitationnelle de la Lune et du Soleil. En fait, lorsque le Soleil et la Lune sont en conjonction ou en opposition, les marées des marées de vives eaux (avec une grande amplitude). Quand la Lune est décroissante ou croissante (quadratures), les marées sont des marées de mortes eaux (avec des amplitudes minimales). Le mouvement des courants de marée induit la formation de petits deltas subaquatiques, plus ou moins symétriques, formés, généralement, dans les ouvertures des lagunes et dans les passages des cordons littoraux. Le delta formé sur le côté intérieur est le delta de flot et celui formé dans le côté extérieur est le delta de jusant. La présence de deltas de marée, comme leurs formes et dimensions dépendent de trois facteurs principaux : (i) Apport sédimentaire ; (ii) Interaction des vagues et processus de marée et (iii) Flux des marée pendant le cycle de marée. Les deltas de marée sont d'excellents réservoirs de matériel sableux de substitution, qui est utilisé pour restaurer les dimensions des plages soumises a une érosion intense des courants côtiers.

Marée de Mortes Eaux.......................................................................................................................................................................Neap tide

Marée qui se produit pendant les quadratures et qui se caractérisé, à chaque endroit, par des amplitudes de marée minimales.

Voir : « Marée Haute »
&
« Marée »
&
« Lune »

La marée de mortes eaux est une marée qui se produit pendant les quadratures lunaires et qui se caractérise, pour chaque endroit, par des amplitudes minimes. Pendant la première et quatrième quadrature de la Lune, les périodes de marées de mortes eaux sont fonction de la façon dont le Soleil et la Lune agissent sur la Terre pour créer les marées. Le contraire d'une marée de mortes eaux est une marée de vives eaux, c'est-à-dire, une marée qui a lieu pendant les syzygies et que est caractérisée par des amplitudes très importantes. Comme le cycle des marées est bien connu, les géoscientistes peuvent prédire quand les marées de vives et mortes eaux se produisent, ainsi que son amplitude. Les marées sont causées par l’interaction de plusieurs facteurs. La rotation de la Terre, joue un rôle, ainsi que les forces gravitationnelles de la Lune et du Soleil. Dans une marée de mortes eaux, le Soleil et la Lune sont perpendiculaires, avec des attractions dans des directions opposées. Ces attractions s’équilibrent, ce qui produit un niveau d'eau relativement stable. Les marées hautes et basses se produisent au cours d’une marée de quadrature, la différence de hauteur entre les deux est minime. En revanche, dans une marée d'équinoxe (marée de vives eaux), le Soleil, la Lune et la Terre sont en syzygie, ce qui signifie qu'ils sont tous alignés. Comme l’attraction du Soleil et la Lune se fait ensemble, ils génèrent une force beaucoup plus importante, ce qui crée des marées proportionnellement plus hautes et plus basses. Lors des marées de vives eaux, certaines personnes profitent de la marée basse pour ramasser différents organismes des roches qui, normalement, sont couverts par l'eau et les bateaux partent ou arrivent dans le temps des marées. Le Soleil et la Lune s’orientent pour créer une marée de quadrature (marée de mortes eaux), quand la Lune est pleine, ce qui se produit deux fois au cours du cycle lunaire. Les personnes qui veulent se faire une idée des marées doivent voir dans le cycle lunaire, s’il peut avoir une marée de mortes ou vives eaux. Des renseignements supplémentaires sur le moment où les marées hautes et basses se produisent peuvent être recueillies auprès des organisations qui fournissent des données météorologiques et de marée. La topographie de la Terre influe sur les marées, ce qui est des raisons pour laquelle les niveaux de marée n’est pas le même partout sur la Terre ou même d'une région.

Marée de Vives Eaux..........................................................................................................................................................................Spring tide

Marée qui a lieu pendant les syzygies et qui est caractérisée, à chaque endroit, par des amplitudes maximales.

Voir : « Syzygie »
&
« Marée »
&
« Marée de Mortes Eaux »

Le mot “marée” est un terme générique utilisé pour définir les montées et descentes alternées du niveau de la mer par rapport à la Terre, produites par l'attraction gravitationnelle de la Lune et du Soleil. De manière moins significative, les marées se produisent également dans les grands lacs, atmosphère et au sein de la croûte solide de la Terre, dû aux mêmes forces gravitationnelles du Soleil et de la Lune. Les marées sont créées parce que la Terre et la Lune sont attirés une par l'autre, comme deux aimants s’attirent mutuellement. La Lune essaie de tirer toutes choses sur la Terre pour qu’elles s'approchent. Mais, la Terre est capable de retenir tout, sauf de l'eau. Comme l'eau est toujours en mouvement, la Terre ne peut pas l'attraper, et ainsi, la Lune l’attire. Chaque jour, il y a deux marées hautes et deux marées basses. L'océan est constamment en mouvement de la marée haute pour la marée basse, et puis de nouveau pour la marée haute. Il y a environ 12 heures et 25 minutes entre deux marées hautes consécutives. Les marées sont des montées et descentes périodiques des grandes masses d'eau. Les vents et courants déplacent la surface de l'eau provoquant des ondes de surface. L'attraction gravitationnelle de la Lune fait que les océans se déforment vers la Lune. Une autre déformation symétrique se produit sur le côté opposé, une fois que la Terre est également tiré vers la Lune. Le niveau de la mer varie tous les jours lorsque le Soleil, la Lune et la Terre interagissent. Comme la Lune se déplace autour de la Terre et comment, ensemble, elles voyagent autour du Soleil, les forces gravitationnelles en se combinant forcent les océans du monde à monter et descendre. Comme la Terre tourne, deux marées se produisent chaque jour. Quand la Lune est pleine ou pendant la nouvelle Lune, l'attraction gravitationnelle de la Lune et du Soleil se combinent. Pendant ces périodes, les marées hautes sont très hautes et les marées basses très basses, ce qui est communément connu sous le nom de marées de vives eaux. En effet, les marées de vives eaux se produisent lorsque la Terre, Soleil et Lune sont alignées. Ainsi, les forces gravitationnelles de la Lune et Soleil contribuent simultanément aux marées. En d'autres termes, les marées de vives eaux se produisent pendant la pleine lune et la nouvelle lune. Pendant les quadratures ascendantes et descendantes de la lune, le Soleil et Lune sont à angle droit, ce qui provoque que les déformations s’annulent. Le résultat est une petite différence entre les marées hautes et basses, ce qui géoscientistes appellent marées de quadrature ou de mortes eaux.

Mares (karst littoral) ...........................................................................................................................................................................................Waterpockets

Forme de dissolution du karst littoral qui se développe dans le fond des vasques ou entre les lapiaz.

Voir : « Karst littoral »
&
« Vasque »
&
« Lapiaz »

Les formes de dissolution qui se développent dans le fond de vasques (petites plates-formes de dissolution, à fond plat ou avec lapiaz très petites et avec des fentes, entourées d’un rebord bas de 10 à 30 centimètres), ou entre les lapiaz (se développent dans l’estran ou étage méso-littoral supérieur et dans l'étage supralittorale avec des formes de pinacle et arêtes vives, laissant, entre elles, des petites marmites de dissolution, parfois, en forme d'entonnoir). Les mares ou marmites littorales ont une forme cylindrique avec un fond plat, généralement, avec un dépôt de sable, cailloux et coquillages, et des parois lisses, recouvertes par des organismes vivants caractéristiques de l’étage infratidale. Comme le montre ce schéma, la forme, plus large à la base qu'au sommet, ces mares, appelées “ouriçangas” en certaines îles de l'Amérique centrale (trous de hérissons) suggère l'aide d'un processus mécanique tourbillonnaire. Si les mares résultent de la coalescence des formes simples, parfois conservées, parmi les restes coalescents (qui forment des cloisons rocheuses), le périmètre est circulaire, elliptique ou même lobé. Elles peuvent avoir un rebord ou non, lequel peut être d’érosion, de bioconstruction ou mixte. Leur profondeur varie entre environ 10 cm et 5 à 6 mètres (ou plus). Les plus profondes se trouvent dans la partie supérieure de l'estran(espace littoral compris entre les niveaux de la marée haute, plus haute, et de la marée basse, plus basse, qui correspond à ce que certains géoscientistes appellent la zone intertidale). Les processus de dissolution sont essentiellement biochimiques, et chaque mare correspond à une niche écologique (Moreira, 1984). Notons que la niche écologique est le mode de vie de chaque espèce dans son habitat et représente l'ensemble des activités de l’espèce, y compris des relations alimentaires, l'obtention des abris et sites de reproduction, c'est-à-dire, comment, où et aux dépens de qui l’espèce se nourrit, pour qui elle sert d’aliment, quand, comment et où elle trouver refuge et comment et où elle se reproduit. Dans une comparaison classique, l'habitat est “l'adresse” de l'espèce, et la niche écologique est équivalent à la “profession”. Par exemple, dans les savanes africaines, l'herbe, zèbres, lions et vautours occupent le même habitat, mais ont des niches écologiques distinctes. L'herbe produit de la matière organique par photosynthèse et sert de nourriture aux zèbres, qui sont mangées par les lions ; les restes sont récupérés par les vautours.

Marge Continentale (divergente).........................................................................................................................................Continental margin

Bien que théoriquement une marge continentale soit une zone du fond océan qui sépare la la fine croûte océanique de l’épaisse croûte continentale dans la classification des bassins sédimentaires, que nous adoptons dans ce thésaurus (Bally et Snelson, 1980), une marge continentale divergente est un intervalle sédimentaire qui est déposée, au-dessus de bassins de type rift, dans les marges des continents individualisés par la rupture des supercontinents (marge type-Atlantique).

Voir : « Plate-forme Continentale »
&
« Talus Continental »
&
« Glacis Continental »

Dans la classification des bassins sédimentaires de Bally et Snelson (1980), il y a deux types de marges continentales divergentes. Les deux types sont associés à la formation de nouvelle croûte océanique. Toutefois, les marges divergentes de type Atlantique se développent dans les zones où les régimes tectoniques en extension sont prédominants (en dehors de mégasutures), tandis que les marges divergentes du type non Atlantique se développent dans mégasutures, c'est-à-dire, dans les zones où les régimes tectoniques en compression sont prédominants. Cette tentative d'interprétation géologique d'une sismique ligne composite de l’offshore de l'Angola, illustre une marge divergente continentale de type Atlantique, cela signifie que les régimes tectoniques en extension (allongement) sont prédominants. Cependant, comme on peut le constater dans la partie la plus profonde du bassin, il s’est développé, localement, un régime tectonique compressif (raccourcissement), en réponse au l’écoulement gravitaire de l’horizon salifère (Aptien) qui caractérise, en partie, cet offshore. En effet, l'allongement sédimentaire induit par l’écoulement latéral de l'horizon évaporitique (souligné en violet dans cette tentative) dans la marge proximale et intermédiaire est compensée par un raccourcissement dans la partie profonde de la marge, où l'énorme épaisseur des évaporites (principalement halite) est postérieure au dépôt. Cette géométrie est beaucoup plus tardive et créé par le chevauchement des failles inverses qui raccourcissent les sédiments. Dans cette tentative, de bas en haut, on reconnaît : (i) La croûte continentale, dans laquelle se sont développés des bassin de type-rift (hemi-grabens) lors de l'allongement de la lithosphère, avant la rupture du Gondwana ; (ii) Une croûte volcanique, probablement, subaérienne, formée après la rupture de la lithosphère, lors que les centres d'expansion sont non-marins et qui marque le début de la marge divergente et (iii) Une marge continentale divergente, formée par deux phases sédimentaire : (a) La phase transgressive, de géométrie rétrogradante et (ii) La phase régressive dont la géométrie est progradante.

Marge de Plate-forme (au vent).............................................................................................................................Windward platform margin

Marge d'une plate-forme carbonatée qui fait face au vent dominant. Les plates-formes qui sont proches de la masse continentale et qui doivent leur origine à l'existence de cette masse sont considérées comme des marges ou rampes. Lorsque les dépôts carbonatés sont entourés d'eau de tous côtés, ils s'appellent des bancs, des bas-fonds ou des plates-formes carbonatées isolées.

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

Les plates-formes carbonatées qui ne sont pas reliées au continent, ont des variations très importantes non seulement de la géométrie, mais aussi dans les faciès, fonction des conditions océanographiques environnantes. Plusieurs études, notamment celles menées dans la mer des Caraïbes, ont montré qu'il existe une grande différence entre les marges carbonatées au vent (côté de la plate-forme, qui reçoit le vent) et sous le vent (rive opposée au côté d’où le vent souffle). La dynamique et préservation des sédiments est très différente si la marge carbonatée fait face au vent (marge au vent) ou si elle est orientée dans la direction du vent (marge sous le vent). Les premières ont un apport sédimentaire relativement faible, étant donné que les sédiments sont, en grande partie, transportés vers la plate-forme, c'est-à-dire dans la direction opposée à la marge. Dans des conditions de forte énergie, la marge au vent est érodé de façon significative formant un escarpement raide, à la base du quel se déposent blocs de roche et des coulées de débris, comme illustré dans cette figure. Au contraire, dans les marges sous le vent, c'est-à-dire, dans les marges orientées dans le sens des vents dominants, les intervalles sédimentaires sont progradants, épais et d'extension latérale plus importante, comme illustré dans la figure suivante. Les marges carbonatées au vent qui font face à l'énergie des vagues et sont exposées à l'effet de la dilatation de la mer, peuvent être protégés par des îles ou des récifs émergents. Ainsi, quant au transport sédimentaire, dans les marges au vent, doit examiner s'il y a présence ou l'absence de barrières importantes au transport des sédiments. Dans les marges carbonatées ouvertes, les courants induits par les vagues peut déplacer les sédiments détritiques des récifs au vent vers les plates-formes. En revanche, les sédiments produits dans les marges protégées peuvent être intégrées dans les récifs, stockés dans les zones entre les récifs ou être transportés en dehors de la plate-forme par le vent.

Marge de Plate-forme (sous le vent)........................................................................................................................Leeward platform margin

Marge d’une plate-forme carbonatée qui est orientée dans la direction du vent dominant. Par rapport aux carbonatées au vent marge, où les récifs actifs sont fréquents, dans les marges sous le vent, les récifs sont enterrés, parce que le vent transporte les sédiments vers le bord, ou même, en dehors du banc ou de la plate-forme carbonatée.

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

Les plates-formes carbonatées qui ne sont pas reliées au continent, ont des variations très important soit dans ce qui concerne la géométrie soit le faciès, en fonction des conditions géologiques dominantes. En réalité, il y a une grande différence entre les marges carbonatées au vent (côté de la plate-forme qui reçoit le vent) et sous le vent (rive opposée au côté de la marge d’où le vent souffle). La dynamique et préservation des sédiments est très différente si la marge carbonatée est face au vent (marge au vent) ou si elle est orientée dans la direction du vent (marge sous le vent). Les premières ont un apport sédimentaire relativement faible, étant donné que les sédiments sont, en grande partie, transportés vers la plate-forme, c'est-à-dire, sur la marge opposée, tandis que dans les marges sous vent, l'apport terrigène est important et fossilise, souvent, les récifs. Les marges sous vent s’ orientent, plus ou moins, dans la direction du vent dominant. Ainsi, elles sont largement protégés contre l'action des vagues. Les marge carbonatées ouvertes reçoivent les sédiments produits dans les plates-formes pendant les périodes de mer agitée et tempêtes. En général, elles sont caractérisées par des dépôts importants de sable carbonaté, qui souvent fossilisent les récifs (peuvent émerger pendant les périodes de niveau de la mer relatif plus bas que le banc carbonaté qui n’a pas un grand apport terrigène, car l’accommodation est négative). Les marges protégées ne sont soumises à l’influence des vagues ou des sédiments. Par conséquent, elles sont caractérisées par des fins horizons récifaux et surfaces endurcies avec peu de sédiments. Une distinction importante quant au transport des sédiments le long des marges sous le vent, c'est la présence d'obstacles au transport des sédiments à travers la plate-forme, lesquels peuvent être soit des îles soit des récifs. Dans la plupart des marges carbonatées, l’influence des marées est faible. Cependant, dans certains cas, les courants de marée peuvent avoir une influence sur le développement des systèmes carbonatés.

Marmite (nide de poule)..........................................................................................................................................................................................Pothole

Cavité dans une roche formée par les tourbillons d'un grain de sable ou de galets, induits par l'écoulement d'un cours d'eau ou par le vent.

Voir : « Érosion »
&
« Marmite Glaciaire »
&
« Gravier »

Sur cette photo, la boîte d'allumettes (flèche) sur la surface de l'eau qui remplit, partiellement, la marmite donne l’échelle. Les cailloux qui sont dans la partie supérieure de la marmite (lorsque son diamètre est plus grand) sont, probablement, similaires à ceux responsables de l'abrasion qui l’a formée. Le terme marmite (nid de poule) est, souvent, utilisé pour décrire les trous faits dans le lit et rives d'un cours d’eau par l'action érosive du mouvement tourbillonnant du courant, lequel peut être, localement, renforcé par la présence de cailloux ou galets. Ce type de structures illustre l'incroyable puissance des courants qui peuvent couper, parfois presque à la verticale, les parois calcaires de certaines rivières. En effet, généralement, la charge basale de sable et gravier d'une rivière est la plupart du temps à stationnaire. Toutefois, pendant les périodes de pluie et d’inondations, elle se déplace avec l'écoulement de l'eau. Le déplacement de ce matériel est un processus d'abrasion très performant qui érode très rapidement le lit et les parois du chenal pour que le cours d’eau atteigne un profile d’équilibre provisoire. L'abrasion responsable de la formation des marmites est, simplement, un cas particulier de ce type d'abrasion, dont la perforation du lit du cours d’eau se fait par mouvement circulaire, imposé par le courant, à des galets et cailloux circonscrits dans une dépression. Depuis les galets et cailloux sont usés et disparaissent, d'autres prendront leur place et continuent à éroder le lit du cours d’eau vu que le courant les oblige à tourner dans un mouvement circulaire. En outre, comme l'érosion fluviale ne se fait pas uniquement par l'action du courant avec sa charge, c'est-à-dire, par gravité, mais aussi par le jeu de courants tourbillonnants qui se forment au niveau des accidents du profile d’équilibre provisoire, comme des rapides et chutes d'eau, peuvent se former des marmites géantes sans être de perforation, puisque les courants tourbillonnants produisent une érosion alvéolaire du lit du courant. Parfois, ces marmites géantes se rejoignent les unes aux autres formant des chenaux, grottes et corniches comme ceux trouvés le long de la vallée du Doubs, en particulier, entre Villers-le-Lac et Morteau, dans l'Est de la France (frontière avec la Suisse). Ce type de marmites, comme illustré, peut atteindre plusieurs mètres de diamètre et de plus de 5 m de profondeur.

Marmite Glaciaire............................................................................................................................................................................................Kettle

Dépression créée par la fusion d'un bloc de glace (glace morte) enterré dans une moraine superficielle.

Voir : « Érosion »
&
« Marmite (nid de poule) »
&
« Gravier »

Les marmites glaciaires sont des formes topographiques typiques de la plaine fluvioglaciaire qui se forment lorsque des blocs de glace, du front d'un glacier se séparent au fur et à mesure que le glacier s’amincit. Une fois que les blocs de glace sont isolés de la masse de glace principale, ils se transforment en “glace morte” et sont, partielle ou totalement, ensevelies par l’écoulement glaciaire. Les eaux de ruissellement du glacier se forment lorsque les courants résultants de la fusion du glacier s'écoulent et déposent des sédiments dans la plaine d’accumulation fluvioglaciaire. Lorsque les blocs de glace morte fondent, plus lentement plus ils sont fossilisés sous moraine, ils laissent une cavité, plus ou moins, circulaire, souvent occupé par un lac, laquelle s'ouvre sur la surface d'accumulation, comme illustré dans cette figure. Les marmites glaciaires peuvent également se former dans les crêtes sédimentaires de till (sédiments non travaillés et non stratifiés déposés directement par ou sous un glacier et qui n'ont pas été réactivés par les eaux de fonte du glacier) quand la glace morte fond. La formation d'un grand nombre de marmites glaciaires dans la plaine d’accumulation fluvioglaciaire crée une topographie très typique caractérisée par une alternance de buttes et dépressions. La fonte de la glace morte superpose à la moraine de fond, riche en matériel fin, la moraine superficielle (appelée moraine d'ablation) qui est pauvre en matériel fin. Notons que les topographies, créées par un système de glacier et fluvioglaciaire, sont, très rapidement, effacées pendant les périodes interglaciaires et postglaciaires. Ainsi, par exemple, les formes saaliennes (induites par la glaciation Saale dans le nord de l'Europe) sont très érodées, en particulier en Allemagne du Nord (contemporaine de la phase Wolstonienne et de la glaciation Riss dans les Alpes). En effet, elles ont été soumises à des dégradations imposées par le système de périglaciaire (environnements et processus qui se développent dans climats froids non glaciaires, indépendamment de l'âge et de la proximité des glaciers). L'érosion fluviale travaille pour les détruire, en particulier par comblement des dépressions et creusant des vallées profondes (gorges de connexion entre deux sections d'une même vallée, entre une vallée suspendue et la vallée principale, etc.) Si les formes würmiennes sont encore bien visibles, c'est parce qu'elles sont plus récentes (le maximum de l’extension glaciaire de Würm est survenu il y a environ 18 Ma).

Marmite Littorale (mare)...............................................................................................................................................................Littoral pothole

Marmite formée par dissolution qui se trouve à la base des vasques ou entre les lapiaz. Elle a une forme, plus ou moins, cylindrique, avec une base plate, et généralement, avec dépôt de sable, gravier ou coquillages. Les parois sont lisses et revêtues, fréquemment, avec des êtres vivants caractéristiques de l’étage intertidal. Synonyme de mare ou “Ouriçanga”, autrement dit, trou des hérissons en portugais.

Voir : « Érosion »
&
« Marmite Glaciaire »
&
« Marmite (nid de poule) »

Dans certaines îles de l'Amérique Centrale, les formes plus larges des marmites littorales sont appelées “ouriçangas” (trous d’oursins). Comme le montre ce schéma, la géométrie des marmites littorales (mares) suggère un renforcement mécanique, tourbillonnaire, semblable à celui qui se produit dans les marmites géantes et dans les marmites de perforation. Les marmites littorales peuvent avoir un rebord ou non, lequel peut être elliptique ou même lobé surtout quand les marmites sont le résultat de la coalescence de formes plus simples. Parfois, elles conservent, entre elles, des restes coalescents autrement dit des cloisons rocheux. La profondeur des marmites littorales varie entre 5-6 et 10 mètres. Les plus profondes se trouvent dans la partie inférieure de l’estran. Les processus de dissolution sont essentiellement biochimiques et chaque marmite correspond à une niche écologique. La coupe géologique du Cap des Courants (Mozambique) illustrée ci-dessus, montre une zonéographie caractéristique des principaux types de microformes du karst littoral dans des éolianites et grès de plage. Ainsi, depuis le continent vers la mer on peut reconnaître les microformes suivantes s : (1) Falaise morte avec alvéoles de corrosion ; (2) Plate-forme avec des lapiaz littoraux pointus ; (3) Mares supérieures, c'est-à-dire, localisées au dessus du niveau de la marée haute de vives eaux ; (4) Viseur de falaise ; (5) Sapement ou encoche (rainure) ; (6) Plate-forme avec des vasques et mares embryonnaires (sous le niveau moyen de la mer) ; (7) Plate-forme avec des vasques incrustées d'algues calcaires ; (8) Plate-forme bioconstruite par des tubicoles (au dessus du niveau de marée basse en vives eaux) ; (9) Mare inférieures, situées, plus ou moins, au niveau de la marée basse en vives eaux ; (10) Corniche induite par les vagues déferlantes ; (11) Encoche submergé ; (12) Banc de corail mort. La côte du Cap des Courants est constituée, principalement par des grès de plage (13) et éolianites (14).

Marque d’Érosion Basale..............................................................................................................................................................Sole mark

Figure dans un plan de stratification qui correspond, généralement, à une moule de dépression dans la surface inférieure de la couche sus-jacente. Les marques de sédimentation résultent, normalement, du remplissage des impressions faites dans la surface de la boue, soit par l'action érosive d'un cours d'eau ou par les impacts d'objets chargés par le courant. Postérieurement, les sédiments déposés remplissent ces dépressions, et ainsi elles sont conservés, en relief, dans la base de la couche la sus-jacente.

Voir : « Strate »
&
« Transport par Saltation »
&
« Ravinement »

Cette photographie illustre des marques d’érosion basale visibles dans un grand bloc qui n'est pas dans sa position originale. En fait, ce type de marques de sédimentation (en relief) ne peut être trouvé sur la surface supérieure d'une couche de sable ou argile, mais dans la surface inférieure. Ici, les marques d’érosion basale se trouvent sur la surface inférieure d’une couche de sable (granodécroissante vers le haut et probablement associé à cônes sous-marins de bassin) mettent en évidence l'érosion que le plan de stratification de la couche pélagique sous-jacente a souffert au moment du passage d’un courant de turbidité (tractive et turbulente) responsable du dépôt de la couche de sable. Ainsi, non seulement ces marques peuvent être utilisées pour indiquer la position initiale d'une couche sédimentaire qui est très utile dans les régions où les sédiments sont très raccourcis par un ou plusieurs régimes tectoniques compressifs, mais aussi pour indiquer la direction, la plus probable, des paléocourants. Notons que dans un système de dépôt turbiditique, il y a un grand hiatus entre la couche turbiditique proprement dite qui, en termes géologiques, se dépose instantanément (minutes, rarement heures) et la couche sus-jacente pélagique, dont le temps de déposition peut être de plusieurs dizaines ou des milliers d'années. La première est associée à un courant turbiditique qui, probablement, s’est formé en association avec une chute relative du niveau de la mer qui a mis le niveau de la mer plus bas que le rebord continental (qui peut ou non coïncider avec le rebord du bassin), autrement dit, qui a créé des conditions géologiques de bas niveau marin (modèle de Vail). Pour Mutti, certains courants de turbidité peuvent se former dans des conditions géologiques de haut niveau marin, en association avec des instabilités du rebord continental ou avec des crues des fleuves. La couche pélagique, intercalée entre deux couches turbiditiques, correspond à une accumulation très lente et loin de la côte de sédiments marins.

Matière et Antimatière...................................................................................................................................................Matter and antimatter

Ensemble des antiparticules des particules composant la matière classique. L'antimatière ne pas observable ce qui crée un grand problème. L'anti-matière pose la question de savoir pourquoi la matière existe. Dans les premiers stades de l'évolution de l'univers, la matière et antimatière s’auraient formé à partir de l'énergie et en quantités égales (une particule et antiparticule sont créées toujours ensemble). Ainsi, la question est de savoir pourquoi est-ce que toute la matière et antimatière ne se sont pas anéanties, laissant un univers composé uniquement de l'énergie.

Voir : « Big Bang (théorie) »
&
« Univers Inflationnaire »
&
« Univers (âge) »

En fait, toute la particule fondamentale a son antiparticule de même masse, mais de charge opposée. Actuellement, cette idée est, aussi, appliquée aux atomes, autrement dit, il y a des anti-atomes qui forment l’anti-matière. En 1898, A. Schuster a suggéré l'idée qu'un type exotique de la matière peut exister avec des propriétés qui miment (comme un miroir) la matière ordinaire. Comme elle le disait, "s'il y a une électricité négative, pourquoi pas un or négatif, jaune comme l’or normal ? En effet, en 1928, Dirac a proposé la base mathématique de l’idée de Schuster. Dirac a conjecturé qu'un électron qui a une charge négative, doit avoir une contrepartie chargée positivement, qui doit être une particule nouvelle, inconnue dans la physique expérimentale, ayant la même masse de charge opposée à celle de l'électron. Une telle particule est appelée anti-électron. La découverte de l'anti-électron, maintenant connu comme positron (électrons chargés positivement), dans le rayonnement cosmique, a été faite en 1932 par Carl Anderson. Vingt-trois ans plus tard, les scientifiques de l'Université de Californie (Berkeley) ont créé un antiproton dans un accélérateur de particules. Lorsque l'anti-matière et la matière ordinaire se rencontrent, elles s'annihilent mutuellement et disparaissent dans une violente explosion, dans laquelle la masse est convertie en énergie comme le suggère l'équation d'Einstein E=mc^2. L'énergie libérée par une annihilation matière / antimatière est très grande. Dans une collision de protons et antiprotons l’énergie libérée par particule est d'environ 200 fois l'énergie libérée par une bombe H. Si la matière et l'antimatière s'annihilent, probablement, il n’y a pas d'anti-matière sur Terre ou même dans le système solaire. Les scientifiques pensent que l'antimatière existe en autres paries de l'Univers, mais jusqu’à maintenant ils n’ont aucune preuve.

Matière Baryonique.....................................................................................................................................................................Baryonic matter

Matière composée, principalement, par des baryons (masse) qui comprend toutes sortes d'atomes (et donc presque toute la matière que nous pouvons trouver dans la vie quotidienne). La distinction entre la matière baryonique et non baryonique (neutrinos, électrons libres, etc.) est très importante dans la cosmologie, car les modèles de noyau-synthèse du Big Bang implique un ensemble de restrictions sur la quantité de matière baryonique présente au début de l'Univers.

Voir : « Matière et Antimatière »
&
« Big Bang (théorie) »
&
« Univers (primitif) »

Un baryon est une particule composite constituée de trois quarks. Les baryons s’opposent aux mésons qui sont constitués d'un quark et d'un anti-quark. Les deux, les baryons et mésons appartiennent à la famille des hadrons qui sont des particules faites de quarks. Le nom baryon vient du mot grec ““βαρ?ς” qui signifie lourd, car au moment de leur découverte, la majorité des particules connues avaient des masses inférieures à celles des baryons. Une fois que les baryons sont constitués de quarks, ils participent à l'interaction forte. Les leptons, par contre, ne sont pas composés de quarks et pour cela, ils ne participent pas à l'interaction forte. Les baryons les plus connus sont les protons et neutrons, qui constituent l'essentiel de la masse de matière visible dans l'univers, tandis que les électrons (l’autre grand composant des atomes) sont des leptons. Chaque baryon a une antiparticule correspondante (antibaryon), où les quarks sont remplacés par leurs correspondants anti-quarks. Par exemple, un proton est constitué de deux quarks “up” et un quark “down” et son antiparticule correspondante, l’antiproton, est constitué de deux antiquark "up" et un antiquark “down”. La matière baryonique est la matière composée principalement par des baryons (masse), la qui comprend des atomes de toutes sortes (y compris presque toute la matière que nous pouvons trouver dans la vie quotidienne). La matière non-baryonique, comme le suggère son nom, est n’importe quel type de matière, qui n’est pas fondamentalement constituée par des baryons. Cela peut inclure la matière ordinaire, tels que les neutrinos et électrons libres. Cependant, elle peut inclure des espèces exotiques de matière noire non baryonique, comme des particules supersymétriques, axions ou trous noirs. La distinction entre la matière baryonique et non baryonique est importante dans la cosmologie, une fois que les modèles de nucléosynthèse du Big Bang imposent des restrictions sur la quantité de matière baryonique dans l'univers primitif.

Matière Organique (type)..............................................................................................................................................................Organic matter

Matière organique (kérogène) qui est présente dans les sédiments, et qui est soluble dans les solvants (normaux) du pétrole, comme, le bisulfure de carbone (CS_2). Fonction de la composition chimique et de nature de la matière organique trois types peuvent être considérés. Comme ces trois types de kérogène (I, II et III) génèrent différents hydrocarbures, leur identification et distinction sont très importante en géologie pétrolière.

Voir : « Roche - Mère »
&
« Kérogène »
&
« Fenêtre de Maturation à Huile»

Le kérogène type I est, principalement, d’origine algaire. Il a une forte proportion d'hydrogène, relativement à l’oxygène (H : O ± 1.2 - 1.7) que les autres types. Le rapport H : C est d'environ 1.65. Les lipides (groupe de substances qui intègrent les graisses, stéroïdes et les phospholipides et ont, en commun, son insolubilité dans l'eau) sont ses principales composantes, lesquels sont particulièrement abondants dans les algues Bottryococcus, qui ont trouve dans coorongite actuelle (charbon de tourbe) et dans les schistes bitumineux anciens. Le kérogène type II a une composition intermédiaire. Comme le kérogène algaire, le kérogène type II est riche en composants aliphatiques et la relation H:C est supérieure 1. La matière organique originale de ce type de kérogène est constituée par des débris d’algues et du matériel dérivé du zooplancton et phytoplancton. Le kérogène type II ou kérogène humique a une relation H : C inférieure à 1. Il est produit par le lignite des plantes qui poussent dans le continent. Ce type de kérogène produit de grandes quantités de gaz et pratiquement, peu ou même aucun pétrole. Initialement, on pensait que les bassins non marins produisaient surtout du gaz dû à la prédominance du kérogène humique et que les bassins marins produisaient surtout du pétrole dû à la prédominance du kérogène algaire. Cependant, ce type de généralisation a été largement réfutée par les résultats des puits d’exploration pétrolière. En fait, beaucoup de bassins de type-rift (en général des demi-grabens) crées par l’allongement de la croûte continentale, qui précède la rupture de la lithosphère, sont extrêmement riches en kérogène algaire et en pétrole, comme, par exemple, les bassins de type-rift de l’offshore nord de l’Angola (Cabinda). En première approximation, on peut dire : (i) Le kérogène de type I est prédominant dans les roches-mères lacustres ; (ii) Celui de type II, dans les roches mères-marines et (iii) Celui de type III dans les roches-mères continentales.

Méandre.....................................................................................................................................................................................................................Meander

Courbe d’un cours d’eau (rivière, fleuve, ruisseau, distributaire, etc.), qui lorsque le courant change de trajectoire forme un chenal abandonné.

Voir : « Goulotte (méandre) »
&
« Barre de Méandre (modèle) »
&
« Lac de Méandre »

Ni toutes les sinuosités d’un cours d’eau sont des méandres. Le terme méandre est réservé à une trajectoire sinueuse d’un cours d’eau qui s'écarte, sans aucune raison apparente, de la direction de l'écoulement normal pour, après avoir décrit une courbe, plus ou moins, prononcée, retourner à la même direction de l'écoulement. On peut distinguer deux grands types de méandres : (i) Méandres de vallée ou méandres encaissés, quand la vallée méandre comme le cours d’eau (à même échelle) et (ii) Méandres de plaine alluviale, qui certains géoscientistes français appellent de façon erronée, méandres libres ou divagants, lorsque les méandres du cours d’eau sont indépendants du tracé de la vallée et ont des échelles très différentes (le cours d’eau est beaucoup plus petit que la vallée). Les méandres de vallée sont si fréquents que ceux de la plaine alluviale. Comme exemple des premiers, on peut citer les méandres du fleuve Colorado, en particulier, dans le Grand Canyon (États-Unis), et comme exemple de méandres de plaine alluviale, les méandres du fleuve Mississippi. Cette photographie illustre un méandre fossile, dans lequel on distingue facilement : (a) Barre de méandre et (b) Un tampon argileux. L'incision du cours d’eau (à ne pas confondre avec le courant actuel) n'affleure pas à cet endroit. En général, dans un méandre, la force du courant érode la berge externe du cours d’eau permettant de progradation vers l'extérieur des barres de méandres. Le mouvement circulaire du courant qui commence à éroder la berge, se déplace, ensuite, vers la base du chenal, pour après se déplacer vers la partie convexe du courant, avant de retourner vers la surface du cours d’eau. Ce mouvement de l’écoulement de l’eau force les sédiments, provenant de l’érosion de berge externe, à déposer dans la berge interne créant ce qu’on appelle une barre de méandre. Le matériel déposé sur la barre de méandre incline légèrement en direction de la berge érodée. Cette inclinaison se voit très bien dans cette photo (sous la disconformité). La barre de méandre termine par des biseaux de progradation, lesquels contrastent avec les biseaux d’aggradation des sédiments, qui remplissent le tampon argileux qui fossiliser le chenal où le courant passait. Le tampon argileux donne à penser que le méandre a été abandonné et que probablement s’est formé un lac de méandre.

Méandre Abandonné..........................................................................................................................................................................Oxbow lake

Masse de l'eau, avec la géométrie d'un U, formé quand un méandre du courant principal est éliminé (abandonné) pour former un lac. Synonyme de Chenal Abandonné.

Voir : « Coupure de goulotte (évolution) »
&
« Barre de Méandre (sismique) »
&
« Lac de Méandre »

N’oublions pas que le lobe d'un méandre correspond à l'espace enserré par l'arc de cercle formé par ledit méandre et que lorsque le méandre est très accentué, ce lobe se rétrécit à son entrée, formant un pédoncule. Lorsque ce dernier disparaît sous les attaques de l'érosion, il se forme alors un méandre recoupé. Cette photographie illustre une série de méandres abandonnés le long de la plaine alluviale du fleuve Kneai (l'un des fleuves les plus populaires pour la pêche sportive de l’Alaska). Lors de la fonte des glaces, beaucoup de ces canaux deviennent actifs. C'est peut-être la raison, la plus probable, de l'absence de corps d’eau ou lacs de méandre dans la plupart d'entre eux. En effet, quand un chenal ou méandre abandonné devient actif, ce qui arrive à des intervalles plus ou moins réguliers, une partie du lit est rempli de sédiments qui, avec le temps, ne laissent plus d’espace pour l’eau, car il est abandonné. Les méandres de plaine alluviale (ne pas oublier qu'il y a aussi des méandres de vallée) à force de s’accentuer, peuvent se recouper et créer des canaux abandonnés. Cependant, une coupure entre deux méandres peut se faire fait de deux façons : (i) Par débordement et (ii) Par tangence ou osculation. Dans le premier cas, la coupure entre deux méandres est faite lors d'une période de crue quand toute la plaine alluviale est inondée, puisque, dès que la hauteur d'eau commence à diminuer, le courant prend, de préférence, la trajectoire la plus de droite plutôt que la trajectoire courbe du méandre. Ainsi, le méandre est abandonné et un lac de méandre peut se former. Ce mécanisme est impossible dans les méandres de vallée (où les méandres du cours d’eau coïncident avec les sinuosités de la vallée). Une coupure par tangence ou osculation (contact de deux courbes) se fait par une simple exagération de la courbe du méandre, qui fait, peu à peu, disparaître le pédoncule, ce qui favorise l’écoulement du courant directement vers le dans le méandre abandonné suivant abandonnant le méandre sans pédoncule. Comme la coupure d’un méandre met en contact deux points du cours d’eau qui étaient initialement à une certaine distance, ce qui signifie qu'ils ont des altitudes différentes, il peut parfois se former une chute d'eau, qui a une durée de vie plus ou moins grande, fonction de la dureté de la roche encaissante. Notons que tous les méandres migrent vers l’aval, ce qui permet la capture de petits cours d'eau par le méandre et la transformation, au fil du temps, de méandre de vallée en méandres de plaine alluviale.

Mégacycle Eustatique..........................................................................................................................................................Eustatic megacycle

Cycle eustatique de premier ordre formé par un certain nombre de cycles eustatiques de deuxième ordre. Un cycle eustatique de premier ordre dure plus de 50 My, en général, autour de 240 My. Les cycles eustatiques de premier ordre ou mégacycles sont induits par les variations de niveau de la mer provoquées par la formation et rupture des supercontinents (Pangée, Rodinia ou proto-Pangée, etc.).

Voir : « Cycle Eustatique »
&
« Cycle Stratigraphique »
&
« Eustasie »

Les cycles eustatiques de premier ordre sont liés à l'activité des plaques tectoniques. Le haut eustatique du Paléozoïque, avec le niveau de la mer 200-250 mètres plus haut qu'aujourd'hui, s'est produit à environ 500 Ma, lors de la dispersion maximale des continents paléozoïques. De même, il y a environ 91.5 Ma, le haut eustatique du Méso-Cénozoïque soulignée la dispersion maximale des continents post-Pangée. Ces variations du niveau de la mer ont été induites par des changements dans le volume des bassins océaniques créés par les variations du volume des dorsales médio-océaniques. En effet, en admettant que la quantité d'eau, sous toutes ses formes, est constante depuis la formation de la Terre, c'est-à-dire, depuis 4.5 Ga (hypothèse, qui, jusqu'à aujourd'hui, personne n’a put réfuter), si le volume des bassins océaniques augmente (subduction de la croûte océanique et dorsales le long des zones subduction de Benioff) le niveau de la mer descend. Dans le cas contraire, si le volume des bassins océaniques diminue (formation de croûte océanique nouvelle et dorsales océaniques) le niveau de la mer monte. Ceci est très important parce que tout au long de l'histoire géologique, le volume des bassins océaniques a varié. Ainsi, partant de la formation d'un supercontinent, lorsque la totalité ou la quasi-totalité de la croûte continentale est agglutinée dans un petit nombre de plaques lithosphériques, le volume des bassins océaniques est très grand, une fois que les montagnes océaniques, si présentes, sont peu développés. En effet, la plupart d’entre elles disparaît, non seulement parce que la croûte océanique devient froid et plus dense (moins volumineuse), mais aussi parce qu’une grande partie est consommée le long des zones de subduction de type B. Avec la rupture d'un supercontinent, les continents individualisés se dispersent due à l'expansion océanique et le volume des bassins océaniques océanique diminue jusqu'au maximum de dispersion, puisque les montagnes océaniques, (dorsales océaniques) sont de plus en plus nombreuses et hautes.

Mégaparsec (Mpc).........................................................................................................................................................................................Megaparsec

Unité de longueur (C) utilisée en astronomie qui vaut un million de parsecs (Mpc). Un parsec est, à peu près, égale à 31 mille milliards de kilomètres (10^12 km), soit, environ, 3.26 années-lumière. Plus rigoureusement, un parsec est égal à 30.857 x 10^16 mètres, 1 9174 x 10^13 milles ou 3.26156 années-lumière.

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

Le parsec (symbole = pc) est une unité de distance utilisée dans les études scientifiques de l'astronomie pour représenter des distances stellaires. Il est égale à la distance d'un objet dont la parallaxe (différence entre la position apparente d'un objet vu par des observateurs à des endroits différents) annuelle moyenne vaut une seconde d'arc (1"). Due à la définition de la parallaxe annuelle, le parsec peut, aussi, être définit comme la distance à laquelle il faut situer un observateur pour voir une unité astronomique (UA, équivalent à la distance entre la Terre et le Soleil), sous l'angle d’une seconde d'arc. La parallaxe annuelle est définie comme la différence de position d'une étoile en vue de la Terre et du Soleil. Comme nous ne pouvons pas voir l'étoile du Soleil, l'observation se fait entre deux points opposés de l'orbite terrestre et le résultat divisé par 2. Le parsec est la distance à laquelle la parallaxe annuelle est une seconde d'arc ou arcsec. Un parsec est égal à 3.26 années-lumière. Le terme parsec vient de la contraction des mots “parallax” (parallaxe) et “second” (seconde). Dyson (1913) a suggéré le nom astron, mais il a dit que Carl Charlier a proposé le terme siriomètre et Herbert Hall Turner a suggéré parsec, lequel, pour finir, est devenu le nom de l’unité. Une fois que la méthode de parallaxe est la technique fondamentale pour l'étalonnage des distances astronomiques, le parsec est une unité de distance astronomique plus utilisée dans les publications professionnelles. L'avantage de son utilisation est que la distance (d) d'une étoile, en parsecs, peut être obtenu directement à partir de la parallaxe (π) par la formule : (d = 1 / π). Cependant, des articles de divulgation scientifiques et des journaux préfèrent utiliser une unité plus intuitive, qui est l'année-lumière (unité de mesure utilisée en astronomie et qui correspond à la distance parcourue par la lumière, dans le vide, en un an). La lumière voyage à une vitesse environ 300.000 km/s couvrant 9.46 trillion (9.46 x 10^18) de kilomètres par an au milieu des astres. Ainsi, la distance de l'Alpha du Centaure jusqu’à nous équivaut à 4.2 années-lumière (39.732 millions de millions de millions de kilomètres).

Mégaplancton...........................................................................................................................................................................................Megaplankton

Ensemble d’organismes planctoniques avec des dimensions égales ou supérieures à 2000 micromètres.

Voir : « Benthos »
&
« Pélagique (organisme) »
&
« Méroplancton »

Le plancton (ensemble des petits organismes vivant dans les eaux douces, saumâtres et salées, le plus souvent en suspension et apparemment passivement) est, souvent, décrit en termes de taille. En général, les divisions suivantes sont utilisées : (i) Mégaplancton, avec dimensions sont supérieures à 2×10^-2 m ; métazoaires, comme les méduses, cténophores et salpes et pirosomes (Tunicata pélagique), céphalopodes ; (ii) Macroplancton, avec des dimensions entre 2×10^-3 et 2×10^-2 m ; métazoaires, comme ptéropodes, chaetognathes, euphausiacés, méduses, cténophores, salpes, doliolides, pirosomes, céphalopodes ; (iii) Mésoplancton, de dimensions comprises entre 2 ×10^-4 et 2×10^-3 m ; métazoaires, comme, par exemple, les copépodes, méduses, cladocères, ostracodes, chaetognathes ; ptéropodes ; tuniciers, hétéropodes, etc : (iv) Microplancton, de dimensions comprises entre 2x10^-5 et 2×10^-4 m, comme les grands protistes eucaryotes ; beaucoup du phytoplancton, protozoaires (foraminifères), ciliés, rotifères, métazoaires jeunes (crustacés), etc ; (v) Nanoplancton, de dimensions comprises entre 2×10^-6 et 2×10^-5 m, comme les petits protistes eucaryotes, petites diatomées, petits flagellés, pyrrophytes, chrysophites, chlorophites ; xanthophites, etc ; (vi) Picoplancton, de dimensions comprises entre 2×10^-7 et 2× 10^-6 m, comme les petits protistes eucaryotes, bactéries, chrysophites, etc ; (vii) Femtoplancton, avec des dimensions inférieures à 2 × 10^-7 m, comme les virus marins. Le plancton est généralement divisée en : (a) Phytoplancton, constitué principalement d'algues microscopiques ; (b) Ichtyoplancton, formé par formes larvaires ou necton juvénile avec peu de mobilité ; (c) Zooplancton formé par les animaux. Notons que le zooplancton peut être divisés en deux groupes principaux : (1) Holoplancton et (2) Méroplancton. Le zooplancton comprend les animaux qui passent leur vie entière dans le plancton. Ainsi, dans le plancton marin les principaux composants de l’holoplancton sont les copépodes (comme illustré sur la figure, ils ressemblent à des crevettes) qui peuvent avoir les plus variés régimes alimentaires, (dès herbivores jusqu'à carnivores ou détritivores) et les chaetognathes, qui sont exclusivement des organismes planctoniques. Le méroplancton est le plancton composé par des animaux qui passent uniquement une phase (généralement le stade larvaire) de sa vie à la merci des courants. Les larves peuvent faire partie du necton (dans le cas des larves de poissons) ou du benthos (comme, par exemple, la plupart des larves méroplanctoniques).

Mégaséquence..........................................................................................................................................................................................Megasequence

Intervalle sédimentaire déposé lors d'un mégacycle eustatique (cycle eustatique de premier ordre). Le terme mégaséquence a été remplacé par cycle stratigraphique d’empiétement continental car on pourrait penser qu'une mégaséquence est un cycle-séquence grand. De même, le terme superséquence a été remplacé par sous-cycle d’empiétement continental.

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

Dans la stratigraphie séquentielle chaque cycle eustatique induit un cycle stratigraphique. Comme, il y a, essentiellement, trois cycles eustatiques, premier, deuxième et troisième ordre (les autres sont des cycles de haute fréquence et paracycles), en fonction de la durée (supérieure à 50 My, entre 3-5 et 50 My et entre 0.5 et 3-5 My). Par conséquent, il y a trois grands cycles stratigraphiques : (i) Cycles d’empiétement continental ; (ii) Sous-cycles d’empiétement continental et (iii) Cycles-séquence. Les intervalles sédimentaires déposés durant les cycles eustatiques de haute fréquence sont des cycles stratigraphiques de haute fréquence. Le terme mégaséquence, utilisé par Vail quelques années en arrière, correspond cycle d’empiétement continental. La durée totale d'un cycle stratigraphique correspond bien au temps du cycle eustatique qui l’induit, mas pas au temps de déposition. La durée totale de déposition est beaucoup moins que la durée totale du cycle eustatique. En fait, l'histoire de la géologie ressemble au fromage suisse emmental, qui, par fois, a plus de trous que de fromage, Autrement dit, dans la géologie, les périodes où rien ne se passe sont beaucoup plus longs que les périodes d'activité, quelle soit sédimentaire ou tectonique. En comparant la courbe des cycles eustatiques de premier ordre (courbe émoussée de long terme) avec la carte de dispersion des continents du Phanérozoïque, il est facile de constater que les périodes de montée eustatique correspondent aux périodes de dispersion des continents, qui ont suivie la rupture des supercontinents. De même, les chutes eustatiques (1er ordre) correspondent aux périodes de collision et agglutination des continents, qui conduisent à la formation d’un nouveau supercontinent. Ainsi, on peut dire que les chutes eustatiques de 1er ordre correspondent aux époques des supercontinents : (i) La chute eustatique pendant le Permo-Trias qui a eu lieu à environ 250 Ma ; (ii) La chute eustatique pendant le Paléozoïque Tardif, qui a eu lieu à environ 500 Ma et (iii) La Chute eustatique du Protérozoïque Initial, qui a eu lieu il y a environ 2,2 Ga (n'est pas représentée dans cette figure).

Mégasuture ......................................................................................................................................................................................................Megasuture

Région mobile de la Terre (chaînes de montagnes plissées et faillées) qui témoigne la complexité des phases d'accrétion et déformation subie par les corps géologiques dans les régions où les régimes tectoniques compressifs sont prédominants. Le terme mégasuture a été utilisé par la première fois par A. Bally (1975). Bien que les régimes tectoniques compressifs associés aux zones de subduction soient prédominants dans la formation d’une mégasuture, les régimes en extension et formation de bassins sédimentaires jouent, également, un rôle important.

Voir : « Subduction de Type - A (Ampferer) »
&
« Supercontinent »
&
« Craton »

Comme l'illustré dans cette figure, une mégasuture peut être considérée comme une suture formée par une collision continent-continent (entre deux continents) ou continent-arc volcanique (entre un continent et un arc volcanique, créée par une zone de subduction de type B) avec une mobilisation, plus ou moins important, du substratum. Une mégasuture englobe les zones orogéniques et les bassins sédimentaires associés. Ainsi la mégasuture Méso-Cénozoïque ici illustré, comprend tous les corps géologiques associés aux phénomènes de subduction (type A et B) qui ont eu lieu depuis le Permo-Trias. Elle représente la contrepartie ou la réponse à l'expansion océanique qui a accompagné la dispersion (cause ou effet) des continents formés par la rupture du supercontinent Pangée. Le mégasuture Méso-Cénozoïque englobe tous les produits de l’activité orogénique et magmatique, postérieurs à la rupture du supercontinents Pangée et les bassins sédimentaires associés, en particulier les bassins épisuturaux et les chaînes de montagnes. Bally a utilisé le concept de mégasuture pour classer les différents royaumes de subsidence. Ainsi, il a divisé les bassins sédimentaires en deux groupes principaux : (i) Bassins associés à la formation de nouvelle croûte continentale (cratoniques, type-rift et marges continentales divergentes de type Atlantique) et (ii) Bassins associés à la formation de mégasutures, dans lesquels il a considéré deux familles : (a) Périsuturaux, autrement dit, formés à la périphérie des mégasutures (bassins d’avant arc et d’avant-pays, etc.) et (b) Épisuturaux, c’est-à-dire, les bassins formés à l'intérieur des mégasutures (bassins d’arrière-arc, pannoniens, méditerranéens, chaînes plissées, etc.). C'est cette classification des bassins sédimentaires qui est suivie dans ce thésaurus, qui est la mieux adaptée à la stratigraphie séquentielle et de la géologie du pétrole.

Méiofaune.............................................................................................................................................................................................................Meiofauna

Petits invertébrés benthiques qui vivent dans des environnements d'eau douce ou salée. Le terme méiofaune ne correspond pas à un groupe taxonomique défini, car il caractérise un groupe d'organismes par la taille, autrement dit, avec une taille plus grande que la microfaune et plus petite que la macrofaune.

Voir : « Benthos »
&
« Pélagique (organisme) »
&
« Méroplancton »

La faune est toute la vie animale dans une région ou période de temps déterminée. Le terme correspondant aux plantes est la flore. Les zoologistes et paléontologues utilisent le terme faune pour désigner une collection typique d’animaux trouvés à un moment ou lieu donné (par exemple, la faune des schistes de Burgess ou la faune du désert de Sonora). La faune peut être subdivisé en : (i) Endofaune qui englobe les animaux aquatiques qui vivent dans le substrat d'un plan d'eau, en particulier dans les fonds marins non consolidés ; (ii) Épifaune (ou épibenthos) qui englobe les animaux aquatiques qui vivent sur ou dans le fond de la mer, ce qui signifie que la faune benthique vie sur la surface sédimentaire des fonds marins ; (iii) Macrofaune qui englobe les organismes benthiques ou les organismes qui vivent dans le sol et qui sont retenus sur un tamis de 0.5 mm de maille (dans les études des fonds, la macrofaune est définie comme les animaux qui sont retenus dans un tamis de 0.3 mm de maille, ce qui entre en compte avec la petite taille de la plupart des taxons) ; (iv) Mégafaune qui englobe les grands animaux d’une certaine région ou période de temps, comme, par exemple, par exemple, la mégafaune australienne ; (v) Méiofaune qui englobe les petits invertébrés benthiques qui vivent dans les milieux marins et d'eau douce (le terme méiofaune est trop vague, car il définit un groupe d’animaux pour sa taille, plus grande que celle de microfaune et plus petite que celle de la macrofaune, et non un plutôt un groupe taxonomique) ; l'environnement idéal pour la méiofaune est entre les grains de sable humide (Mystacocarida) ; dans la pratique, la méiofaune englobe les animaux pluricellulaires qui peuvent passer sains et saufs d’un un tamis de 0.5-1 mm de maille, mais qui sont retenus dans un tamis de 30-45 mm de maille (notons que non seulement les dimensions exactes varient selon les géoscientistes, mais, également, qu’un organisme peut ou pas passer à travers une maille de 1 mm tout dépend s'il est vivant ou mort) ; (vi) Mésofaune, qui englobe les invertébrés macroscopiques des sols, comme, par exemple les arthropodes, vers de terre, nématodes, etc ; (vii) Microfaune, ce qui inclut les animaux microscopiques ou très petits, tels que des protozoaires et rotifères.

Mer.............................................................................................................................................................................................................................................Sea

Extension de l'eau salée avec une profondeur inférieure à 200 mètres (intra ou péri-continentales). Certains géoscientistes appellent les mers intra-continentales des lacs salés, tandis que d'autres classent les mers en : (i) Intra-continentales (intérieures) et (ii) Extra-continentales ou épicontinentales, subdivisant ces dernières en : a) Côtières ou péri-continentales et b) Continentales. Notons que l'océan est l'ensemble des corps de l'eau salée avec des profondeurs supérieures à 200 mètres.

Voir : « Physiographique (province) »
&
« Variation Relative (du niveau de la mer) »
&
« Accommodation »

Dans le monde entier, il y a environ 14 250 x 10^12 tonnes d'eau. La totalité de glace sur la Terre correspond à 16 700 x 10^9 tonnes d'eau. Chaque année, s’écoulent de la terre vers la mer à environ 40 x 10^15 litres d'eau (40 x 10^9 tonnes). Le volume d'eau dans les océans, dépasse 1 370 x 10^6 km^3. Le volume d'eau douce dans le monde est sur 35 x 10^6 km^3. Si la matière que constitue la Terre était uniformément répartie en couches concentriques et si la Terre était ronde et lisse, comme une boule de billard, l'eau des océans couvrirait toute la surface de la Terre et de la mer mondiale aurait une profondeur d’environ 3 km. Quand la mer est très agitée, elle peut affecter la côte avec une force équivalente à 30 tonnes par mètre carré. L'eau de mer est constitué de 3.5% de substances dissoutes et 96.5% d'eau pure. Chaque litre d'eau contient environ 35 grammes de sel. Dans toutes les mers sur Terre il y a, environ, 50 x 10^15 de sel (dissous dans l'eau et le fond marin). En moyenne, dans chacune 19000 litres d'eau de mer il y a suffisamment d'oxygène pour que 150 personnes puissent respirer pendant 1 minute. La longueur des chaînes de montagnes des fonds océanique, au tour du monde, est plus de 60000 km. Des volcans existants dans ces chaînes de montagne, sort, en continu, de la matière ignée, qui produit, chaque année, environ 17 km^3 de nouvelle croûte océanique dans le fond des océans. La quantité d'eau, sous toutes ses formes, est considérée comme constante depuis la formation de la Terre. Ainsi, lorsque le volume des bassins océaniques augmente ou diminue (en fonction du volume des montagnes océaniques, c’est-à-dire, des dorsales médio-océaniques), le niveau moyen de mer descend ou monte. En d'autres termes, plus le volume des dorsales océaniques est grand, plus le niveau de la mer est haut. N'oublions pas que le niveau de la mer n'est pas lisse mais ondulé, en raison des anomalies de la gravité.

Mer Épicontinentale...........................................................................................................................................Epeiric sea, Epicontinental sea

Mer située sur la plate-forme continentale ou sur un continent.

Voir : « Mer de Téthys »
&
« Mer de Réique »
&
« Mer de Iapetus »

Une mer épicontinentale (appelée, aussi, mer épeirique ou épirique) est une grande étendue d'eau, relativement peu profond, qui s'étend vers l’intérieur du continent, comme dans le golfe Persique, ou qui chevauche une vaste zone du continent, comme la mer Caspienne illustrée dans cette figure. En Europe, aujourd'hui, il y a plusieurs mers épicontinentales : (i) Mer Noire ; (ii) Mer Caspienne ; (iii) Mer Baltique, etc., qui, en réalité, sont des vestiges d'anciennes mers qui ont été fermées en raison des mouvements des plaques lithosphériques. Les mers épicontinentales sont souvent associées à des transgressions marines du Cénozoïque (déplacement de la ligne de côte et dépôts côtiers vers le continent). Beaucoup de ces mers se sont formées après la dernière glaciation, lorsque le niveau de la mer a monté (fonte des glaces) plus rapide que le rebond ou soulèvement isostatique des continents (mer du Nord, baie d'Hudson, etc.). La même chose s'est produite lors de la montée eustatique qui a eu lieu au cours du Crétacé. En effet, en raison de la montée des eaux, en particulier au cours de la fin du Crétacé, la mer a inondé les continents créant plusieurs mers épicontinentales, peu profondes dans l’Amérique du Nord, Amérique du Sud, Europe, Russie, Afrique et Australie, au fur et à mesure que la surface des continents diminué et leurs marges étaient inondées. Au maximum de la transgression Crétacée, l’onshore des continents représentait environ 18 % de la surface de la Terre, ce qui est relativement peu quand comparé à la situation actuelle qui est d'environ 28 %. Durant cette période, les eaux de l'Arctique étaient connectées à la mer Téthys via la partie centrale de l'Amérique et Russie. Ainsi, à plusieurs reprises, les animaux marins qui vivaient dans l’Atlantique Sud ont migré vers la mer de Téthys via les régions qui correspondent aujourd’hui au Nigeria, Niger, Tchad et Libye. Cela signifie que pendant une partie du Crétacé, l'Europe occidentale, Australie Orientale, Amérique du Sud, Inde, Madagascar, Bornéo, etc., qui actuellement sont des régions continentales, ont été couvertes par l'eau de mer. La stratigraphie séquentielle suggère, à cette époque, entre 5 et 15 montées relatives du niveau de la mer (transgressions ingressions, comme certains géoscientistes disent), qui ont induit la formation de plusieurs mers épicontinentales importantes.

Mer de Iapetus...........................................................................................................................................................................................Iapetus sea

Océan qui existait entre l'Europe et l'Amérique du Nord dès 570 à 420 millions d'années. En fait, il y a environ 600 millions d'années, l'Europe et l'Amérique du Nord qui étaient, plus ou moins, jointes, ont commencé à séparer au fur et à mesure que le magma de la croûte inférieure montée en surface pour remplir l'espace créé par la séparation des continents. Cependant, il y a environ 460 Ma (millions d'années), l’Amérique du Nord et l'Europe ont entré en collision formant les Appalaches, en même temps que la mer de Iapetus (nom d'un titan fils d’Uranus et de Gaïa, la déesse de la Terre) se fermait.

Voir : « Supercontinent »
&
« Rodinia »
&
« Mer de Téthys »

Pendant la majeure partie de l'Ordovicien, les conditions géologiques étaient de haut niveau (de la mer) et l'océan Iapetus entre le Baltica (aujourd'hui l'Europe occidentale) et le Laurentia (qui est actuellement, plus ou moins, l’Amérique du Nord), était assez large et inondait une grande partie des zones cratoniques. Dans l'Ordovicien Moyen, le centre du Baltica était au sud de l'équateur. Cependant, au cours de la partie terminale de l'Ordovicien, le Baltica s’est déplacé vers l'équateur, tandis que l'Angleterre et Irlande du Sud étaient, pratiquement, liés à la marge nord du Gondwana. C'est ce déplacement qui a mis le Baltique près de la marge Est du Laurentia, commençant ainsi le début de la fermeture progressive de la Mer d’Iapetus. Les arcs volcaniques situés dans la Iapetus ont entré en collision avec le Laurentia causant du premier cycle tectonique du Paléozoïque qui a pris fin avec l'orogenèse Taconienne et le dépôt d’énormes paquets de cônes sous-marins de bassin (flysch) et prismes clastiques. Pendant le Silurien, les montagnes de l’orogénie Taconienne ont été progressivement érodées et un microcontinent dérivé du Gondwana (Avalonie) se dirigea vers le Nord entrant en collision avec le Laurentia. C’est dans le Silurien - Dévonien, qui la Mer d’Iapetus s’est fermée complètement et que le Baltica s’est uni au Laurentia, tandis que la Grande-Bretagne s’est attachée à l'Écossé et le sud de l'Irlande du Nord (orogénie acadienne - calédonienne). L'orogenèse calédonienne a été causée par la collision entre le Baltica et Groenland qui à l'époque était encore attaché au Canada. Actuellement, la plupart des déformations (raccourcissements sédimentaires ou compressions, pour certains géoscientistes) causées par l'orogénie calédonienne sont parfaitement visibles en presque toute l'Europe occidentale, depuis l'Écossé au Portugal.

Mer Montante................................................................................................................................................................................................Rising tide

Courant de marée qui se déplace du large vers la côte, où il provoque une accumulation d'eau dont le maximum est appelée marée haute.

Voir : « Marée »
&
« Deltas de Marée »
&
« Houle »

La marée est une onde d’oscillation de faible amplitude et grande longueur d’onde qui se forme dans la haute mer, dû à l’attraction Lune - Soleil sur la surface de l’eau. Près de la ligne de côte l’onde se modifie, se prolongeant par des ondes de translation qui donnent origine à deux courants, appelés courants de marée : (i) La marée montante (flux ou flot) qui se dirige du large vers la côte, où elle provoque une accumulation d’eau dont le maximum est appelé haute-marée et (ii) La marée descendante (reflux ou jusant) qui se dirige vers le large, écoulant l’eau accumulée près de la côte pendant la haute-marée. Le niveau de l’eau plus bas atteint par la marée descendante est appelée basse-marée. Comme la marée est une onde elle se caractérise par les paramètres suivants : (a) Marnage ou hauteur de la marée qui est la différence entre la haute et basse marée ; (b) Amplitude de la marée qui la moitié de la différence entre les niveaux atteints entre la haute-marée et la basse-marée suivante ; (c) Coefficient de la marée, rapport entre l’amplitude de la marée à un certain moment dans un certain endroit et l’amplitude moyenne de la marée à ce même endroit ; (d) Établissement de la marée qui est la période de temps entre le moment de la haute-marée et du passage de la Lune dans semi-méridien de l’endroit ; (f) Étale de la marée, autrement dit, le moment immédiatement avant à l’inversion des courants de marée ; (g) Retard de la marée qui la période de temps entre le moment de la conjonction astronomique (syzygie) et la marée de vives eaux (avec la plus grande amplitude) correspondante ; (h) Période de la marée qui est la période entre deux hautes ou basses-marées consécutives (dans le même endroit). La marée dynamique est le courant de marée qui entre dans les estuaires et deltas vers montant du coin ou biseau salé (front de pénétration de l’eau de mer, qui étant plus dense que celle de la partie terminale du cours d’eau, se déplace vers le fond, d’où le nom de coin ou biseau salé. N’oublions pas qu’une masse d’eau est un volume d’eau qui s’individualise de l’eau environnante par ses caractéristiques physiques (température et salinité) que lui donnent une densité différente (un océan est un ensemble de masses d’eau).

Mer Profonde (ceinture carbonatée)..............................................................................................................................................................Deep sea

Environnement relativement profond localisé dans la partie externe d’une ceinture carbonatée.

Voir : « Récif »
&
« Déposition (carbonates) »
&
« Production Organique (carbonates) »

Comme illustré dans le schéma proposé par W. Schlager (1991), dans une ceinture carbonatée, de la partie interne vers la mer, on peut mettre en évidence plusieurs environnements de dépôt : (i) Évaporites en sebkhas salines ; (ii) Plate-forme de circulation restreinte et plaine de marée ; (iii) Laguna de plate-forme avec une circulation ouverte ; (iv) Zone de déflation des vagues ; (v) Récifs du rebord de la plate-forme ; (vi) Talus externe ; (vii) Bord de la plate-forme profonde ; (viii) Plate-forme de mer ouverte ; (ix) Bassin ou mer profonde. Le contexte géologique Bassin ou Mer profonde (ix) est celui qui se trouve sous l'action des vagues et de la zone photique ou euphotique (où la lumière pénètre suffisamment pour que la photosynthèse se produisent). Une partie de cet environnement atteint, à travers la thermocline (intervalle d'une masse d'eau dans laquelle la température change plus rapidement en profondeur que les intervalles sous et sus-jacents), le domaine des eaux océaniques profondes. Les sédiments plus caractéristiques de cet environnement sont les argiles pélagiques, vases carbonatées siliceuses, boues hémipélagiques (mixture de matériel carbonaté biogénétique et les argiles terrigènes) et turbidites. À proximité des plates-formes, on trouve, aussi, des mélanges de matériaux pélagiques et dérivés de la plate-forme sous la forme de boues et de vases de péri-plate-forme (carbonates de bas de talus, d’eau peu profonde, re-déposés entre carbonates pélagiques). Les carbonates re-déposés sont des carbonates caractérisées par une re-dépôt de sédiments carbonatés, de l'eau peu profonde, en eau profonde, soit par des courants de turbidité, soit par des glissements. Ce type de carbonates est commun dans les péri-plates-formes. Le biota (collection d'organismes d'une région donnée à un moment donné) de l'environnement Mer profonde se compose principalement par des associations de plancton océanique. Dans les sédiments de péri-plate-forme, le benthos, peu profondes, peuvent constituer 75 % du biota. Beaucoup de sédiments déposés dans cet environnement dérivent des environnements supérieurs et peuvent être transportés par les courants de turbidité ou par des flux de détritus. N'oublions pas, qu’il y a cinq catégories de plates-formes carbonatées : (a) Plate-forme auréolée ou frangé ; (b) Plate-forme en rampe carbonatée, (iii) Plate-forme épeirique (ou épirique), (iv) Plate-forme isolée (v) Plate-forme morte ou noyée.

Mer de Réique...............................................................................................................................................................................................Rheic sea

Mer formée dans le Cambrien Tardif - Ordovicien Initial par rifting et rupture des terrains ou micro-continents micro de la marge nord du Gondwana, comme l’Avalonie, Caroline, etc. Cette mer s’est fermée complètement dans le Carbonifère lors des collisions continent-continent qui ont formée la Pangée. L'expansion de la Mer de Rhéique s’est faite, au fur et à mesure que la Mer de Iapetus se fermait en raison de la collision entre le Gondwana et la Laurasie. Le terme Rhéique vient du grec Rhéa (fille du Ciel et de la Terre, épouse de Jupiter et sa sœur des Titans). Ainsi, on peut dire que, dans le Paléozoïque, la Mer de Rhéique mer avait un frère aîné, qui était la Mer de Iapetus.

Voir : « Supercontinent »
&
« Rodinia »
&
« Mer de Iapetus »

Le soulèvement des montagnes crée par l'orogénie calédonienne a mis la plupart de l'Angleterre au-dessus du niveau de la mer, ce qui a créé un important apport terrigène. L’Angleterre (Laurentia) était située dans au sud d’une ceinture désertique où les sédiments arides étaient prédominants. Lorsque l’orogénie calédonienne a terminé, la partie sud de l'Angleterre a été, à nouveau, affectée par un régime tectonique compressif (raccourcissement) qui a clôturé la mer de Rhéique qui existait entre le sud de l'Europe (Laurasie) et le nord de l'Afrique (Gondwana). La fermeture de cette mer, qui correspond à la collision entre l'Afrique et Amérique du Sud avec l'Amérique du Nord et Europe, a été l'une des dernières étapes de la formation du supercontinent Pangée. À environ 400 Ma, la mer de Rhéique a joué un rôle très important dans l'histoire de la Terre, une fois que au fur et à mesure elle se fermait, les montagnes des Appalaches et la ceinture Varisque (montagnes entre le sud de l'Europe et l’Afrique du Nord, depuis l'Irlande jusqu’à la Tchéquie et du Maroc à la Mer Noire) se sont soulevée, au fur et à mesure, que les continents, résultant de la rupture de la Proto-Pangée (supercontinent Rodinia), s’approchaient les uns des autres pour, à la fin, s'agglutinaient et former le supercontinent Pangée. La formation de ce nouveau continent s'est accompagnée d'une chute eustatique importante, puisque le volume des bassins océaniques a diminué, une fois que des nombreuses montagnes océaniques (dorsales océaniques) disparaissent le long des zones de subduction de type Benioff (en supposant que le volume total d'eau, sous toutes ses formes, est constante depuis environ 4,5 Ga, c'est-à-dire, depuis la formation de la Terre et des autres corps célestes).

Mer de Téthis..................................................................................................................................................................................................Tethys sea

Mer entre le NE du Gondwana et SE de la Laurasie qui a remplacé l'océan Paléo-Téthys (ancien Mer de Téthys de Suess, c'est-à-dire, l'océan paléozoïque entre le Gondwana, Europe centrale, Iberia, Chine et l'Asie centrale). La mer Téthys a commencé à se former dans le sud de Paléo-Téthys dès que la plaque lithosphérique Cimmérienne (Permien - Trias) s’est individualisé. Expansion de la Mer de Téthys a obligé la plaque Cimmérienne a entrer en collision avec la Laurasie, pour, finalement, la remplacer complètement. Téthys était la mère d'Achille et l'une des filles de Nérée et Doris (sœur du roi Scyros, Nicomède).

Voir : « Supercontinent »
&
« Rodinia »
&
« Mer de Iapetus »

En 1893, en utilisant les fossiles trouvés dans les Alpes et en Afrique, E. Suess a avancé une hypothèse, dans laquelle il a admit qu'il y avait eu une mer, relativement, peu profonde dans la partie Est de la Pangée, entre le Laurasia et la Pangée qui à l'époque étaient toujours connectés. Suess l’a appelée mer de Téthys. Plus tard, la théorie de la Tectonique des Plaques l’a remis en question et dans certains cas, réfuté même plusieurs conjectures de la théorie de Suess, allant même jusqu'à suggérer l'existence d'une grande masse d’eau plus ancienne, que bon nombre de géoscientistes continuent à la confondre avec la mer de Téthys de Suess, une fois qu’elle est aussi appelée mer de Téthys. La mer proposée par Suess correspond pratiquement à l'océan, qu’aujourd'hui, on appelle paléo-Téthys. Cependant, comme l’idée de Suess, dans son ensemble, a été révolutionnaire, il est, généralement crédité, de la découverte des deux plans d'eau, ce qui n'est pas du tout vrai. À l'heure actuelle, la plupart des géoscientistes pensent qu’il y a environ 250 Ma, au cours du Permien Tardif, un nouvel océan a commencé à se former dans la partie sud de l'océan Paléo-Téthys. Une dorsale océanique s’est formé le long de la plate-forme continentale sud de la Pangée (NE du Gondwana) individualisant une nouvelle plaque lithosphérique appelée Cimmérie. Cette plaque s’est déplacée vers le Nord, durant 60 My, au fur et à mesure de l'expansion océanique, induite par la nouvelle dorsale, obligeant le fond de la Paléo-Téthys (nord de la Cimmérie) a entrer en subduction sous la partie Est et nord de la Pangée (Laurasie). Tout cela, non seulement a causé la collision de la Cimmérie avec Laurasie (orogenèse Cimmérienne), mais aussi a provoqué l'ouverture complète de la mer de Téthys et la fermeture de l’océan Paléo-Téthys, ce qui, pratiquement, a été remplacé par la mer de Téthys.

Mérobenthos...............................................................................................................................................................................................Merobenthos

Organismes saisonniers benthiques qui sont planctoniques seulement à certains stades de leur développement (holobenthos quand ils passent toute leur vie comme planctoniques). Ces organismes planctoniques sont inclus dans le méroplancton. Dans mérobenthos sont également inclus organismes qu’en conditions défavorables de l'année (hiver, par exemple) s’établissent sur le fond marin.

Voir : « Benthos »
&
« Mésobenthos »
&
« Méiofaune »

En biologie marine et limnologie, on appelle benthos les organismes benthiques qui vivent dans le substrat, fixés ou non, par opposition aux pélagiques qui vivent librement dans la colonne d'eau. Ainsi, les benthos ou les organismes benthiques sont ceux qui vivent associés aux sédiments, soit marins soit des eaux intérieures, comme les coraux (colonies qui se développent dans les mers et qui peuvent former récifs de grandes dimensions qui ont un écosystème avec une biodiversité et productivité extraordinaire. Les benthos se subdivisée en : (i) Phytobenthos, tels que les macroalgues, certaines microalgues et des plantes aquatiques enracinées et (ii) Zoobenthos, comme les animaux et des nombreux protistes benthiques. Dans les zoobenthos on peut considérer : (a) Macrofaune qui englobe les animaux visibles à l'œil nu, comme la plupart des crabes, échinodermes, larves d'insectes, vers oligochètes et certaines espèces de poissons ; (b) Méiofaune qui comprend les animaux qui vivent en permanence enfouis dans les sédiments, soit libres, soit à l’intérieur de structures construites para eux, comme, par exemple beaucoup de mollusques, palourdes et différents types de vers et (c) Microfaune qui englobe les animaux microscopiques qui se développent sur le substrat (principalement des protistes). En outre, le benthos peuvent, encore, se subdiviser en : (1) Holobenthos, qui vivent au fond de la mer à tous les stades de leur cycle de vie ; (2) Mérobenthos, qui sont benthiques à l'âge adulte, mais planctoniques pendant la phase larvaire ; (3) Épibenthos qui vivent à la surface de la mer ou des lacs ; (4) Endobenthos qui vivent à l’intérieur des sédiments, qui forment le fond de la mer ou des lacs (par exemple les arénicoles) ; (5) Mésobenthos qui englobent les organismes marins qu’on trouve dans les fonds marins entre les particules sédimentaires, en particulier entre 200 et 1000 m de profondeur. Selon leur mobilité, les benthos peut être subdivisés en: (A) Sessiles qui ne se déplacent pas volontairement de leur lieu d'attache (vivent enfouis dans le substrat), tels que les macroalgues, huîtres, éponges, etc, et (B) Vagiles qui se déplaçant par ses propres moyens.

Méroépipélagique (organisme).......................................................................................................................................................Meroepipelagic

Organisme qui passe, uniquement, une partie de sa vie dans la zone épipélagique. Comme exemple de ce type d’organisme on peut citer les poissons qui passent leur vie d’adulte dans la zone épipélagique adulte, mais qui pondent leurs œufs dans les eaux côtières (hareng, requin-baleine, dauphins, etc.) ou en eau douce, comme le saumon.

Voir : « Pélagique (organisme) »
&
« Méroplancton »
&
« Océan Côtier »

Dans cette figure, sont illustrés des poissons méroépipélagiques, c'est-à-dire, des poissons qui passent uniquement une partie de leur dans la zone épipélagique. En réalité, le necton océanique est composé d'une grande variété de poissons osseux, requins, raies, et dans une moindre mesure, des mammifères et reptiles. Les seuls invertébrés qui peuvent être considérés comme necton sont les mollusques céphalopodes. Les poissons qui passent toute leur vie entière dans la zone épipélagique, sont appelés holoépipélagiques. Parmi eux, on peut citer les requins à pointe blanche, thon à nageoires jaunes, marlin rayé, etc. Les poissons, qui passent uniquement une partie de leur vie dans la région épipélagique, sont nommés méroépipélagiques. Ce groupe est plus diversifié et inclut les poissons qui passent leur vie adulte dans la zone épipélagique, mais qui se reproduisent dans les eaux côtières (hareng, requin-baleine, dauphin, etc.) ou dans l'eau douce (saumon). Notons que la plupart des poissons a une vessie natatoire remplie de gaz. En outre, comme la plupart des poissons peut réguler la quantité de gaz dans la vessie, ils peuvent contrôler leur flottabilité. Les cavités remplies de gaz (poumons) aident à flotter tous les animaux nectoniques qui respirent. Un autre moyen utilisé par les mammifères marins pour augmenter leur flottabilité est la réduction osseuse ou la présence d'une importante couche de lipides (graisses ou huiles). De grandes quantités de lipides existent aussi dans les poissons nectoniques qui n’ont pas une vessie natatoire (requins, maquereaux, bonites, etc.). En dehors de ces moyens statiques pour augmenter la flottabilité, certains animaux nectoniques ont des mécanismes hydrodynamiques pour produire la flottabilité pendant le mouvement, comme les nageoires pectorales ou caudales (queue hétérocerque). Rappelons-nous que les poissons ont deux types de nageoires : (i) Paires, comme les pectorales (avec la base derrière les ouvertures des branchies) et pelviennes ou ventrales (situées devant l'anus) et (ii) Impaires, comme les dorsales, qui peuvent être trois, situé dans le dos), la caudale (parfois lobée, dans l'extrémité postérieure du corps) et l’anale (dans la région ventrale derrière l'anus).

Méroplancton............................................................................................................................................................................................Meroplankton

Les organismes qui sont planctoniques uniquement une partie de leur vie, surtout durant le stade larvaire, comme les larves d'oursins, étoiles de mer, crustacés, vers marins, quelques gastéropodes marins et des nombreux poissons. Après la période de planctonique, les organismes méroplanctoniques évoluent comme necton ou adoptent un style de vie benthique (parfois sessile) sur le fond marin.

Voir : « Benthos »
&
« Necton »
&
« Benthonique (organisme) »

En biologie marine, on appelle méroplancton à l’ensemble des formes planctoniques qui peuvent se développer et devenir une partie de necton, comme c'est le cas des larves et poissons juvéniles, céphalopodes, ou des benthos, dont font partie les échinodermes, annélides, et des nombreux crustacés tels que les homards et crabes. Les formes planctoniques qui passent tout leur cycle de vie dans le plancton, comme les copépodes et autres crustacés planctoniques, forment le holoplancton. Le plancton est l'ensemble des organismes qui ont peu de pouvoir de locomotion et qui vivent librement dans la colonne d'eau (pélagiques), étant souvent transportés par les courants océaniques. Le holoplancton est l’ensemble de tous les organismes qui dépensent tout leur cycle de vie dans la colonne d'eau dans le cadre du plancton. Font partie de ce groupe, non seulement les organismes caractéristiques du zooplancton, comme les copépodes, qui forment, souvent, 70 % de l'ensemble du zooplancton et autres crustacés, quelques mollusques, tels que les ptéropodes, et même des chordés, comme les salpes et appendiculaires Urochordata mais aussi de nombreux protozoaires. Parmi ceux-ci, on trouve des formes, que parfois sont considérés comme faisant partie du phytoplancton, comme les dinoflagellés, mais aussi les foraminifères, dont les coquilles forment de grands dépôts de sédiments calcaires dans les fonds marins. Contrairement au méroplancton, les stades larvaires de ces animaux font également partie de l’holoplancton. Notons que le plancton est divisé en : (i) Phytoplancton, constitué principalement par des algues microscopiques ; (ii) Ichtyoplancton, formé par des formes larvaire ou juvénile du necton avec peu de locomotivité et (iii) Zooplancton, constitué par des animaux. Comme exemple d’ organismes méroplanctoniques on peut citer, les poissons, palourdes, moules, cirripèdes, crevettes, éponges, etc. Quelques formes larvaires du méroplancton ressemble aux formes adultes, comme certains poissons, mais d'autres non, comme par exemple les cirripèdes.

Mesa.......................................................................................................................................................................................................................................Mesa

Résidus d’érosion typique de plates-formes stables, associés aux formations géologiques résistantes et caractérisé par une morphologie, relativement, plate dans la partie supérieure et les côtés constitués de versants. Une mesa est plus petite qu’un plateau, mais plus grand qu'une butte-témoin, c'est-à-dire, un petit monticule avec le haut aplati.

Voir : « Plateau »
&
« Pénéplaine »
&
« Érosion »

Quand un socle, plus au moins, horizontal, est recouvert par une mer peu profonde, il se dépose par dessus une série sédimentaire horizontale. Cette série qui est, relativement, peu épaisse (2-3 km), par rapport à l'épaisseur du socle, forme une plate-forme stable. Dans ces conditions, un petit soulèvement du socle, avec peu ou pas de basculement, peut exposer la couverture sédimentaire. Dès que cette couverture sédimentaire, qui, généralement, est composée par une alternance de grès et argiles induites par les variations relatives du niveau de la mer, est exposée à l'air libre, dans une région aride, les agents d'érosion vont créer de s formes morphologiques typiques. Comme les horizons argileux sont, généralement, peu résistant, et les grès, en particulier, les grès carbonatés (cimentés par de la calcite) sont plus durs et plus, l’érosion ronge les intervalles moins résistants en laissant un couvercle de protection, formée par un intervalle plus résistant, qui forme un plateau, plus ou moins, horizontal. Comme l'érosion progresse, il est très possible qu’elle individualise une partie, plus au moins, importante du plateau, c’est-à-dire, une mesa, comme suggéré dans le schéma illustré sur cette figure (en bas à droite). C'est probablement dans cette manière que c’est formée qui a formé la Mesa de Gosseberry, illustrée dans la photo (en haut à gauche). Comme on le constater, les sédiments de la formation Moenkopi, dans l'Utah (États-Unis), sont, plus ou moins, horizontaux et les couches plus résistantes (fonction de la taille des grains d'argile et de la quantité de calcaire présente dans la matrice) forment petites crêtes. Le tope de la mesa est formé par les sédiments de la formation Chinle (Trias Tardif), qui étant beaucoup plus résistantes que ceux de la formation Gosseberry, résistent mieux aux agents érosifs et forment au sommet de la mesa. L'érosion a fait reculée, peu à peu, le rebord du plateau créant une série de falaises et escarpements jusqu'à ce qu'une partie du plateau a été individualisée par l'érosion (courants) pour former la Mesa de Gosseberry (comme suggéré dans le diagramme).