Mesa Abyssale...........................................................................................................................................................................................Mesa abyssal

Volcan ou coulée volcanique sous-marine qui s’est soulevée du planché océanique et qui possède une morphologie relativement plate.

Voir : « Mesa »
&
« Volcan »
&
« Plaine Abyssale »

Contrairement à une mesa qui, en sédimentologie, est une structure résultante de l'érosion différentielle d'une plate-forme stable, où alternent horizons résistants et peu résistants aux agents d'érosion, une mesa abyssale est une structure volcanique intrusive dont le sommet est, plus ou moins, planaire. Dans ce modèle du fond de l'océan Atlantique équatorial, faite par l'expédition allemande du Meteor, entre 1925 et 1929, plusieurs mesas abyssales sont proposées, en particulier, entre le bassin abyssal du Brésil et de l’Argentine. Cependant, il est important différencier les monts sous-marins des mesas abyssales, parfois appelés aussi des plateaux sous-marins. Un mont sous-marin est une montagne qui s'élève depuis le fond sous-marin, mais qui n'atteint pas la surface de la mer, ce qui signifie qu’un mont sous-marin ne forme jamais une île. Les monts sous-marins sont, généralement, des volcans éteints qui se sont formé très rapidement et qui, en général, s’élèvent du fond océanique entre 1000 et 4000 mètres. Les mesas abyssales sont, généralement, de petites provinces volcaniques, volcanique, c’est-à-dire, des petits plateaux volcaniques. Le plateau volcanique des Kerguelen, situé dans l'océan Indien, peut être considérée comme une mesa volcanique de grandes dimensions. Il est environ 3000 km du SO de l'Australie et a environ trois fois la taille du Japon. Cette mesa ou petit plateau abyssal s'étend sur plus de 2200 km selon la direction NO-SE, sous une grande tranche d’eau. En général, les mesas abyssales correspondent aux des points chauds (point dans la surface de la Terre qui a souffert un volcanisme actif sur une période géologique relativement longue). Ainsi, la mesa de Kerguelen, avec des petites mesas abyssales de l’océan Atlantique Sud, sont associés à la rupture du Gondwana qui a eu lieu à environ 130 Ma. En fait, au fur et à mesure que les plaques lithosphériques, avec ses continents et fond océanique, passent au-dessus d’un point chaud, les volcans, qui lui sont associé, déversent sur la croûte continentale ou océanique beaucoup de matériel volcanique formant soit des plateaux soit des mesas abyssales. La tectonique des plaques fournit, et de loin, la meilleure explication de la plupart des mesas abyssales.

Mésobenthos.................................................................................................................................................................................................Mesobenthos

Tous les animaux et plantes qui vivent sur le fond marin à des profondeurs comprises entre 200 et 1000 mètres. Pour certains géoscientistes les zoobenthos sont classés selon leurs dimensions en : Microbenthos, mésobenthos et macrobenthos, ce qui rend le terme mésobenthos très confus.

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

Le fonctionnement de l'environnement marin est semblable à celui de n'importe quel autre écosystème de la planète. Il y a des organismes producteurs qui font la synthèse de la matière organique à partir de matière inorganique. Cela peut être fait grâce à la photosynthèse qui utilise la lumière comme source d'énergie, comme c'est le cas avec les macro et microalgues, bactéries photosynthétisantes et plantes supérieures marines, tels que les graminées marines existantes dans les régions côtières. L'autre façon est à travers de processus de chimiosynthèse, dans lequel la source d'énergie pour la synthèse de la matière organique est obtenue à partir des composants inorganiques. Ce type de production est la base, par exemple de la chaîne alimentaire des sources sous-marines chaudes. Ne niveau suivant est des consommateurs, qui s’alimentent de la biomasse des producteurs (herbivores) ou d'autres consommateurs (carnivores). Enfin, il y a les organismes décomposeurs qui se décomposent la matière organique à nouveau en composés inorganiques, fermant le cycle des matériaux. Les décomposeurs sont fondamentalement constitués par bactéries décompositrices. Dans l'écosystème marin, il y a différentes communautés, c’est-à-dire, des groupes des organismes qui occupent un habitat particulier, et dans chaque communauté il y a des organismes de toutes les catégories trophiques, à savoir des producteurs, consommateurs et décomposeurs. Dans les océans, les benthos, qui forment les communautés benthiques, représentent les organismes qui sont associés d'une certaine façon au substratum. Certains sont fixés (anémones), d'autres enterrés (polychètes), d'autres vagiles (crabes et soles), qui nagent juste près du fond de la mer. Les communautés planctoniques et nectoniques circulation par l'eau. La distinction entre plancton et necton se fait par leur capacité de vaincre ou non les courants. Les organismes du necton (poissons, mammifères marins, etc.) sont capables de nager à contre-courant, tandis que les organismes planctoniques sont transportés par les courants, même si ils ont pouvoir de nager. Les organismes du plancton sont, généralement, microscopiques ou très petits, comme, par exemple, les microalgues du phytoplancton. (http :/ / www.comciencia.br/reportagens/litoral/lit02.shtml).

Mésopélagique (organisme)....................................................................................................................................................................Mesopelagic

Organisme pélagique qui vit entre 200 et 1000 mètres d'eau, autrement dit, qui vie entre la zone photique épipélagique et la zone aphotique bathypélagique, où il n'y a pas de lumière.

Voir : « Pélagique (organisme) »
&
« Benthos »
&
« Physiographique (province) »

Les organismes mésopélagiques sont les organismes qui vivent dans le zone mésopélagique qui est la zone pélagique allant de 200 m à 1000 m au-dessous du niveau de la mer. La zone mésopélagique (le terme meso vient du grec μ?σο signifie milieu) est située entre épipélagique photique et la zone bathypélagique aphotique, où il n'y a guère de lumière. En effet, le peu de lumière qui pénètre au-delà de la zone mésopélagique est insuffisante pour la photosynthèse (le processus par lequel les plantes, êtres autotrophes, c'est-à-dire, qui produisent leur propre nourriture et quelques autres organismes, de convertir l'énergie lumineuse en énergie chimique transformant le dioxyde de carbone, l'eau et minéraux en composés organiques et oxygène. Bien que la température varie moins dans la zone épipélagique que dans la zone mésopélagique, c’est dans la zone mésopélagique que se localise la thermocline (variation brutale de la température à une profondeur donnée de la mer) avec des températures variant d’environ 20° C, au sommet, jusqu’à environ 4° C dans la partie inférieure. Les poissons comme l'espadon, calamars, anguilles-loups, seiche, et autres créatures de mer moyennement profonde vivent dans cette zone et sont considérés comme des organismes mésopélagiques. Il est intéressant de rappeler, que le sonar a commencé a être é utilisé, pendant la Seconde Guerre mondiale, de nombreux opérateurs ont détecté le fond marin à une profondeur de 300-500 m dans la journée, plus proche de la surface que pendant la nuit. En effet, des millions d'organismes, y compris des poissons et zooplancton, au crépuscule, se déplacent vers les parties moins profondes pour se nourrir de plantes microscopiques, où le soleil pénètre. Pendant les nuits de clair de lune, cette couche reste en profondeur, bien que les animaux qui s'y trouvent répondent aux nuages qui passent au-dessus de la lune. De nombreuses espèces, y compris les méduses, calmars et crustacés font partie de ces migrations verticales, mais ce sont, principalement, les poissons qui sont à l’origine de l’écho, qui les opérateurs du sonar ont interprété comme le fond marin. Ce faux fond marin faux est connu, aujourd'hui, comme la couche profonde de dispersion, laquelle prouve qu'il est difficile, et même erroné, de caractériser les organismes uniquement en fonction de la profondeur, une fois qu’ils peuvent migrer verticalement des centaines de mètres.

Mésothème...........................................................................................................................................................................................................Mesothem

Unité stratigraphique, avec une durée significative qui correspond à un cycle de dépôt. Dans la plate-forme continentale, un mésothème est, généralement, limité, en bas et en haut, par des discordances, mais ses limites sont définies par des points typiques sur la base des chronozones des sédiments déposés en continuité dans le bassin. Un mésothème est composé de plusieurs cyclothèmes ; d'autre part, un ensemble de mésothèmes forme un synthème. Dans la stratigraphie séquentielle, un mésothème correspond, plus ou moins, à un cycle stratigraphique dit cycle-séquence.

Voir : « Cyclothème »
&
« Cycle Sequence »
&
« Chronozone »

Depuis l'avènement de la stratigraphie séquentielle, les termes synthème, mésothème et cyclothème sont peu utilisés. Ils sont associés à la méthode biostratigraphique, c'est-à-dire un ensemble de processus géologiques, qui favorisent et facilitent l'intégration pluridisciplinaire des données paléontologiques, géologiques et géophysiques et qui conduit à un modèle fonctionnel de corrélation. La base de cette méthode biostratigraphique est la reconnaissance d'une unité stratigraphique appelé biothème (biotema)" qui n'est rien d'autre qu'un corps sédimentaire : (i) Limité, à montant, c'est-à-dire près de la côte, par des discordance, qui peuvent être reconnues par des fossiles (cependant une discordance ne peut que se dater qu’en eau profonde où l'hiatus est minime) ; (ii) En conformité avec les biothèmes sus-jacente et sous-jacentes dans son maximum de développement, qui, idéalement, est dans plate-forme ; (iii) Quand applicable, en conformité ou limité par des surfaces de non-dépôt et/ou de l'érosion sous-marine (en aval du rebord du bassin) ou l’équivalent condensé (déposé sous des conditions géologiques le faible taux de sédimentation) et (iv) Caractérisé par une succession des faciès un dépôt cohérentes. Les biothèmes sont des unités pratiques avec des définitions et degrés de raffinement dépends uniquement de la qualité et disponibilité des contrôles biostratigraphiques. Les biothèmes représentent hiérarchies stratigraphiques conceptuelles. Dans une hiérarchie décroissante, généralement, on considère trois types de biothèmes : (a) Synthèmes ; (b) Mésothèmes et (c) Cyclothèmes. Idéalement, chaque biotema et en particulier, cyclothèmes et mésothèmes sont interprétés comme ayant été déposés en rapport, et probablement, équivalents à un cycle de transgression-régression (déplacement des dépôts côtiers vers le continent et après vers la mer).

Mésotrophique (lac)................................................................................................................................................................................Mesotrophic

Lac intermédiaire entre un lac oligotrophe et eutrophe. Un lac oligotrophe ou oligotrophique contient peu de nutriments nécessaires à la croissance des plantes et la productivité du lac est faible. Un lac eutrophe, au contraire, est très riche en nutriments et a une productivité élevée.

Voir : « Lac »
&
« Lac Temporaire »
&
« Matière Organique (types) »

Un lac mésotrophe contient une quantité moyenne des nutriments, en particulier du phosphore et azote, et donc, en pratique, il représente un stage intermédiaire entre les extrêmes, autrement dit, entre les lacs oligotrophes et eutrophes. La productivité d'un lac mésotrophe varie entre 250 et 1000 mg de carbone par mètre carré et par jour. Les lacs mésotrophes, comme, par exemple, ceux qui sont situés dans le centre de l'État du Minnesota (Etats-Unis) ont une eau claire avec quelques algues en été. Lacs mésotrophes sont excellentes pour la pêche, une fois qui habitent un grand nombre de variétés de poissons. Tous les lacs subissent des changements importants de température, ce qui rend leurs caractéristiques très variables. Lorsque la température de l'eau augmente, elle devient moins dense. Au contraire, elle est plus dense lorsque la température diminue (l'exception à cette règle c’est lorsque l'eau atteint sa densité maximale à environ 4° C). Quant au changement de température de l'eau en profondeur à l’intérieur d’un lac (stratification thermique), les lacs mésotrophes se comportent très différemment des oligotrophes, car en été, ils se stratifient en plusieurs couches. La couche supérieure devient très chaude avec beaucoup d'algues. Ainsi, un lac mésotrophe s’enrichit en oxygène issu de la photosynthèse. La couche de fond d'un lac mésotrophe reste froid et devient anoxique (pauvre en oxygène). Tout ceci, est dû au fait que les organismes, qui meurent vont vers le fond du lac, où ils se décomposent consommant, ainsi, beaucoup d'oxygène. Pendant l'été, l'eau du fond d’un lac mésotrophe ne se mélange pas avec l’eau de surface et par conséquent, le fond du lac ne peut pas être rechargé en oxygène. Les conséquences de l'absence d'oxygène sont que les poissons ou n’importe quel autre organisme ne pouvant pas vivre sans oxygène, au milieu de l'été, tous les poissons se déplaçant vers les couches supérieures riches en oxygène, ce qui fait le bonheur des pêcheurs sportifs. L'introduction de nouvelles espèces animales ou végétales peut détruire l'écosystème d'un lac mésotrophe.

Mésozoïque...........................................................................................................................................................................................................Mesozoic

L’une des Ères de l’Éon Phanérozoïque, qui a duré de 245 My jusqu'à 6.4 Ma.

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

Comme l'illustré dans cette figure, le Mésozoïque est divisé en trois périodes: (i) Triasique, qui a duré, plus ou moins, 35 My, entre 245 et 208 Ma ; (ii) Jurassique, qui a duré environ 62 My, entre 208 et 146 Ma et (iii) Crétacé, qui a duré environ 81 My, entre 65 et 146 Ma. Le Mésozoïque, qui, en termes étymologiques signifie vie moyenne (animaux), est le temps pendant lequel la faune terrestre a changé, radicalement, par rapport à la faune du Paléozoïque. Les dinosaures, qui sont peut-être les organismes les plus populaires de l'ère Mésozoïque, se sont développé dans le Trias, mais jusqu'au Jurassique, ils n'étaient pas très diversifiés. À l’exception des oiseaux, les dinosaures se sont éteints à la fin du Crétacé. Le Mésozoïque fut, aussi, une période de grands changements dans la végétation terrestre. Au début de l'ère mésozoïque, les fougères, cycas, gynkgophytes et autres plantes, qui ne sont pas très courant de nos jours, étaient prédominants. Les gymnospermes modernes, comme, par exemple, les conifères ont apparu avec sa forme la plus reconnue au début du Trias. Vers le milieu du Crétacé, ont apparu les premières angiospermes, qui ont commencé à se diversifier ont dépassée tous les autres types de plantes. En termes de stratigraphie séquentielle, on peut dire que le Mésozoïque correspond, à peu près, à la montée eustatique induite par la dispersion des continents résultant de la rupture du supercontinent Pangée, c'est-à-dire, la montée du niveau de la mer du cycle eustatique de premier ordre, qui a commencé par la rupture de la Pangée. En effet, c'est à partir du Cénomanien-Turonien, que le niveau eustatique ont commencé à descendre. En d'autres termes, le Mésozoïque correspond, à peu près, à la phase transgressive du cycle d’empiétement continental, le quel est caractérisé par des intervalles sédimentaires avec une géométrie rétrogradante, ce qui explique la montée progressive de la profondeur d'eau de dépôt, au fur et à mesure de l’augmentation de l'extension les plates-formes continentales. Plus exactement, comme dit précédemment, la montée du niveau eustatique à partir du Cénomanien-Turonien, c'est-à-dire, à partir de la surface de la base des progradations SBP. 91.5 Ma, la géométrie des intervalles sédimentaires du Mésozoïque n'est plus rétrogradante, mais progradante, puisque, globalement, le niveau eustatique a commencé à descendre.

Métargillite....................................................................................................................................................................................................Meta-argillite

Argillite qui a été était suffisamment enterrée pour atteindre la zone d’anchimétamorphisme, c'est-à-dire, le premier degré de métamorphisme, qui se manifeste, souvent, par une recristallisation de l'illite.

Voir : « Ardoise (shale) »
&
« Argillite »
&
« Argile »

Au fur et à mesure qu’un argillite est enfouit par les dépôts sédimentaires sus-jacents, l'augmentation de la pression et température commence, peu à peu, à le modifier jusqu'à qu'il devienne un schiste métamorphique. Le long d’un tel enfouissement, l'argillite traverse trois zones bien connues des géologues : (i) Diagenèse ; (ii) Catagenèse et (iii) Métagenèse. L’ensemble du secteur inférieur de la zone de catagenèse et la partie supérieure de la zone de métagenèse supérieure constitue le domaine anchimétamorphique, c'est-à-dire, que les zones qui atteignent ce domaine ne sont pas encore vraiment des roches métamorphiques, mais leur matière organique a déjà, partiellement été transformé, vu que l’indice de la réflectance de la vitrinite est supérieur à 1.2 . En effet, la combinaison de la cristallinité de l'illite (minéral argileux résultant de l’altération de l'orthose) et de réflectance de la vitrinite (un des composants principaux des charbons et de beaucoup de kérogènes sédimentaires) peut être utilisé comme un géothermomètre et indirectement un moyen de déterminer l'enfouissement maximum d'un intervalle sédimentaire. L'histoire suivante montre comment ces géothermomètres étaient et sont utiles dans de l'exploration pétrolière. Dans les années 60, le premier grand problème dans l’exploration pétrolière du bassin onshore de la Kwanza, était de savoir quelle était la roche-mère du pétrole découvert en Quenquela, mais aussi de celui découvert dans l’onshore de Cabinda, une fois que les roches riches en matière organique (roches-mères potentielles) sont, aujourd’hui insuffisamment enterrées. La première hypothèse a être admise supposée les argillites du substrat (Karoo) comme les roches-mères. Cependant, l'analyse faite par Bernard Kubler de l’Université de Neuchâtel a montré, que ces roches étaient des métargillites et que l’anchimétamorphisme était antérieur au dépôt des sédiments du bassin de Kwanza, ce excluait immédiatement l’hypothèse de l’huile avoir été générée par ces roches. En outre, le même B. Kubler en analysant les roches riches en matière organique du bassin de la Kwanza et de Cabinda et a constaté que l’indice de la réflectance de la vitrinite était supérieur à l'enfouissement proprement dit, ce qui l'a amené à admettre que les roches mères avaient été soulevés de plus de 1000 m.

Métasome (minéral) ............................................................................................................................................................................................Metasoma

Minérale de remplacement qui se développe aux dépens d'un autre minéral (palasome).

Voir : « Palasome (minéral) »
&
« Diagénèse »
&
« Météorisation »

Un tactite ou skarn est un type de roche qui a une composition minéralogique complexe. Il est, généralement, considéré comme un type de cornéenne et formé par métamorphisme de contact (qui se produit autour des roches ignées) et métasomatisme des roches carbonatées (modification chimique d'une roche par des fluides hydrothermaux et d'autres) et d’autre nature, avec une formation importante de métasomes (minéraux de substitution, qui se développent aux dépens de minéraux originaux appelés palasomes). Le mot cornéenne («skarn» ou «hornfels») a été utilisé, d'abord en Suède, pour désigner uniquement des gisements minéraux formés près des intrusions ignées. Actuellement, cornéenne est utilisée d’une manière une plus large et désigne toutes les roches qui se forment dans les différentes zones de métamorphisme qui peuvent être individualiser autour des intrusions. Ces zones sont caractérisées par l'introduction de grandes quantités de fer, silice, aluminium et magnésium, soit dans les calcaires, soit dans d'autres roches sédimentaires. Les cornéennes se trouvent dans toutes les parties du monde, mais sont particulièrement abondants dans les terrains du Mésozoïque. La zone à cornéennes est, généralement, relativement irrégulière et elle est fonction des limites de la roche intrusive et de la roche initiale. Elle contient, parfois, du minerai de fer, cuivre, or, tungstène, etc., bien qu'en petites quantités. Les caractéristiques les plus importantes de s cornéennes peuvent se résumer ainsi : (i) Elles n’ont pas de schistosité, autrement dit, leurs grains minéraux ne sont pas orientés parallèle ou sub-parallèlement les uns aux autres ; (ii) Certaines cornéennes ont un grain fin et couleur foncée ; (iii) Elles peuvent être dérivées de roches sédimentaires argileuses, en particulier, des argiles par métamorphisme de contact ; (iv) Les cornéennes dérivées des roches argileuses ont, fréquemment, des silicates alumineux (andalousite, cordiérite, etc.) ; (v) Certains cornéennes ont une granulométrie variable et couleur clair, comme, par exemple, celles dérivées des roches sédimentaires carbonatées ; (vi) Les cornéennes dérivées des roches carbonatées, en plus de la calcite, elles ont des silicates de calcium et aluminosilicates de calcium (pyroxènes calciques, épidotes calciques, grenats, wollastonite, etc.) ; (vii) Autres types de cornéenne peut être mis en évidence fonction de la nature de la roche d'origine.

Météorisation....................................................................................................................................................................................................High-tide

Décomposition des roches, sols et leurs minéraux par contact avec l’atmosphère. La météorisation se fait in situ, sans mouvement et ainsi, elle ne peut pas être confondue avec l’érosion, dans laquelle il y a du mouvement et désintégration des roches et minéraux par des agents érosifs comme l’eau, glace, vent, gravité, etc.

Voir : « Palasome (minéral) »
&
« Diagénèse »
&
« Cycle des Roches »

Sur cette photo, les effets de l'a météorisation peuvent être observés sans grande difficulté. Pendant le processus de météorisation, le matériel dur et résistant est laissé en place tandis que le matériel moins résistant est érodé par le vent et l'eau. La météorisation mécanique est la cause de la désagrégation des roches. Le processus principal de météorisation mécanique est l'abrasion (processus par lequel la taille des clastes et autres particules est réduite). Cependant, la météorisation chimique et physique agissent, souvent, en association avec la météorisation mécanique. Par exemple, les fractures attaquées par la météorisation mécanique augmentent la surface d'exposition aux agents chimiques. En outre, et à son tour, l'action chimique sur les minéraux dans les fractures aide la désintégration. C'est le cas, par exemple, quand l'eau des vagues d’une mer agitée est injecté dans des fractures d’une paroi rocheuse. Une telle injection d'eau, comprime l'air dans le fond de la fracture contre la roche, ce qui l’affaiblit considérablement. De plus, dès que l'onde se retire (courant de reflux, par exemple), l'air qui a été comprimé dans le fond de la fracture est rapidement libérée avec une force explosive. Cette libération explosive de l’air sous haute pression individualise des fragments de la paroi rocheuse élargissant, ainsi, les fractures. Dans la zone côtière, il y a un type de météorisation très intéressante que les géoscientistes appellent haloclastie. En effet, comme son nom le suggère, ce type de météorisation est provoqué par la cristallisation du sel, qui, peu à peu, désintègre les roches. En fait, lorsque les solutions salines entre dans les fractures et ensuite s'évaporent, elles déposent des cristaux de sel. Or, ces cristaux, lorsqu'ils sont chauffés par le soleil, se dilatent, ce qui exerce une pression très grande contre la roche. La cristallisation du sel peut, également, se faite à partir de solutions, qui attaquent la roche, et qui forment des solutions salines de sulfate ou carbonate de sodium qu’en s’évaporant déposent du sel.

Méthane......................................................................................................................................................................................................................Methane

L’hydrocarbure plus simple, car il est constitué d'un atome de carbone et quatre d'hydrogène (CH_4). Le méthane est le composant principal du gaz naturel.

Voir : « Gaz »
&
« Gaz Biogénique »
&
« Gaz du Charbon »

Le méthane existe sous diverses formes et en diverses associations, soit dans l'atmosphère soit dans le sous-sol. Actuellement, la concentration de méthane dans l'atmosphère est beaucoup plus faible qu'au au début de l'histoire géologique, principalement, en raison de l’augmentation de la teneur en oxygène. Elle était d’environ 1 745 ppb (partie par milliard, par mille millions, par 109) en 1998, mais ce chiffre est une valeur moyenne, une fois que sa concentration est beaucoup plus grande dans l'hémisphère Nord que dans l'hémisphère Sud. D'autre part, il est nécessaire de tenir compte de la variation induite par les saisons (elle est inférieure au cours de l'été, en raison de son élimination par son radical hydroxyde). L'écart entre les concentrations au nord et sud de l'équateur, que beaucoup lobbies écologistes oublient systématiquement afin d'avoir l'appui des agriculteurs, est, évidement, la production de méthane par les ruminants (bovins, en particulier), l’agriculture et par l’homme. Ceci est extrêmement important, puisque le méthane dans l'atmosphère, est un gaz à effet de serre (s’il existe comme défini, généralement), qui a un potentiel de réchauffement de 25 à 100 ans, autrement dit que les émissions de méthane ont un impact sur la température 25 fois (environ) plus grand que la même quantité de dioxyde de carbone (CO_2), au cours de la même période de 100 ans (autre chose que les écologistes oublient souvent). Dans le sous-sol, le méthane existe, principalement, sous deux formes : (i) Solide cristalline dans les clathrates (hydrates de gaz) et (ii) Gazeuse, dans les marais, charbon ou dans les pores des roches-réservoirs des gisements de pétrole. Certains géoscientistes affirment que la quantité de méthane, dans les clathrates, peut être 100 fois plus élevée que les réserves de gaz conventionnel connus à ce jour. Cependant, uniquement des quantités négligeables de méthane ont été produites à partir des clathrates (production que certains géoscientistes continuent à nier). De toute façon, la plupart des réserves de gaz produites et à produire, sans tenir compte du gaz biogénique, sont associés à des gisements de pétrole et elles sont le résultat de la catagenèse de la matière organique des roches-mères organiques. Sur cette ligne sismique, on reconnaît (par l’amplitude anormale des réflecteurs), un horizon profond avec du gaz de catagenèse et un autre superficiel induit par du gaz biogéniques.

Méthane du Charbon en Couches........................................................................................................................Coal bed methane

Méthane produit au cours de la carbonisation de la matière organique végétale. Contrairement à la matière organique marine (comme celle des algues), le matériel végétal quand enterré ne génère pas du pétrole, mais du méthane. Actuellement, aux États-Unis, la production de méthane à partir du charbon en couches représente environ 8% de la production de gaz naturel. Toutefois, cette production est relativement difficile et coûteuse, car elle nécessite, tout d'abord, la production de l'eau qui remplit les fractures du charbon. Même lors de la production de méthane, la production d'eau, parfois contaminée, peut rendre les projets peu ou non rentables.

Voir : « Gaz »,
&
« Gaz Biogénique »
&
« Méthane »

Récemment, dans l'État du Montana, aux États-Unis, s’est créé une énorme controverse quand certaines compagnies pétrolières ont annoncé la production probable de méthane à partir des couches de charbon qui existent dans la partie orientale de l'État. D'une part, une telle annonce signifiait une bonne chose pour les habitants de la région, étant donné que la production de gaz à partir du charbon en couches fournirait de l'énergie pour le chauffage des maisons et de l'eau. Cependant, d'autre part, une telle annonce signifiait aussi, ce que beaucoup de gens oublient, que la production de méthane implique une énorme production de l'eau, qui très souvent est polluée par un certain nombre de substances dissoutes comme, par exemple, de l'arsenic. En fait, lorsque le matériel végétal est enterré et transformé en charbon, la carbonisation est accompagnée d'une importante production de méthane. C'est la présence de ce gaz dans les couches de charbon que cause les explosions dans les mines de charbon qui continuent à tuer de nombreuses personnes. Comme dans les couches de charbon, une grande quantité de méthane se trouve dans l’eau souterraine qui remplit les fractures et les pores du charbon, la pression géostatique conserve le méthane dissous de la même manière que la pression se conserve le dioxyde de carbone dans une bouteille de Coca Cola fermée. De même, que le gaz est libéré lors de l'ouverture d'une bouteille de coca, dès qu’un puits atteint la couche de charbon, la pression diminue, et l’eau et le méthane montent vers la surface, mais l'eau, qui est beaucoup plus abondant que le méthane, doit être séparé du gaz.

Méthode du CDM (sismique)............................................................................................................................................Common depth method

Pour améliorer le rapport signal / bruit d'un tir sismique, la source et son trace sont décalées d’une certaine distance vers le bas de la ligne de tir, afin que les réflexions, de la même interface, soient captées par les géophones en positions légèrement différentes. Ce processus est appelé - méthode du point de profondeur commune (PFC). Répétant les tirs et les mesurant de positions légèrement différentes le long d'un profil transversal linéaire, les signaux sont enregistrés plusieurs fois et peuvent donc être additionnés. Cela amplifie les signaux et réduit partiellement le bruit, parce que le bruit n'a aucune configuration régulière le long de la ligne de tir. Ensuite, tous les signaux sont regroupés, examiné à l'ordinateur et imprimées sous forme d'un profil sismique.

Voir : « Sismique de Réflexion »
&
« Ligne Sismique »
&
« Réflexion Sismique »

En termes simples, la sismique réflexion est le processus de produire un grand bruit et d’écouter les échos. C’est un processus similaire à celui des sonar des navire qui capte l'écho pour déterminer la profondeur du fond marin. Sur terre, le grand bruit ou vibration est, normalement, produit par une explosion, généralement de la dynamite enterrée, mais peut également être produit de façon mécanique (“vibroseis”). En mer, en général, on utilise le bruit de l'explosion de bulles de gaz sous l'eau. Les ondes sonores se déplacent dans toutes les directions, mais uniquement celles qui voyagent, presque directement vers le bas peuvent être réfléchies, par les interfaces, sous l'explosion. L'acquisition et traitement des données sismiques passe par plusieurs étapes. Ce schéma illustre l'acquisition. La source crée un signal de basse fréquence (explosion), qui est réfléchit par les couches sédimentaires. Une série de géophones (appareils, qui ont un boîtier avec un ressort hélicoïdal magnétique monté de telle manière que quand le terrain vibre le boîtier vibre également) liées au laboratoire, est placé sur le terrain, capte les ondes réfléchies sous d'angles différents de l'émetteur. L'émetteur et les géophones sont, ensuite, déplacés pour permettre que chaque géophone capte les réflexions sous des angles différents. Les réflexions sont enregistrées sur bande magnétique et les registres affichés. Une grande partie du bruit des traces sismiques est éliminée par le traitement électronique et les signaux des réflexions regroupés de point de profondeur commune. En effet, par une correction appropriée, les traces peuvent être additionnés (“stack”), ce qui augmente l'énergie réfléchie et réduit le bruit.

Micrite.............................................................................................................................................................................................................................Micrite

Roche sédimentaire composée de boue ou de matrice calcaire d'une roche. Pour des nombreux géoscientistes, la micrite est l'équivalent de l'argile dans les roches clastiques (comme dans une ardoise). A l'origine, la micrite est déposé sous forme d'aiguilles microscopiques d'aragonite, mais ensuite, elle est convertie en calcite qui forme le ciment de nombreuses roches. Comme roche, la micrite est dense, uniforme, finement granulée et avec une fracturation conchoïdale.

Voir : « Calcite »
&
« Déposition (carbonates) »
&
« Calcaire »

Pour la plupart des géoscientistes, la micrite est une roche sédimentaire composée de particules calcaires ayant un diamètre entre 0.06 et 2 mm qui se dépose, de préférence, mécaniquement, bien qu’en certains cas, elle puisse se déposer à partir de solutions. Les particules carbonatées qui forment la micrite, sont principalement : (i) Restes fossiles ; (ii) Petits cailloux ; (iii) Granules de roches carbonatées et (iv) Oolithes (nodules sphériques avec une structure concentrique), qui sont transportées et calibrées par des cours d'eau. Comme le montre cette photographie, une micrite est roche dense, uniforme, de grain fin et qui a, souvent, une fracturation conchoïdale. Comme on le voit, il n'est pas rare qu'elle ait de veines de couleur claire, et plus ou moins parallèles. Ces lames ou lamelles sont, probablement, des lames d’algues produites dans estran par des colonies d'algues vertes et bleues. La micrite est, en fait, une des roches carbonatées les plus communes. En fait, souvent, ce que beaucoup de monde appelle un calcaire est, en fait, une micrite. Comme ce qui se passe avec l’argile (qui forme ce qu'on appelle une roche argileuse), la micrite se dépose, généralement, dans des eaux calmes et se trouve dans des environnements sédimentaires où ces conditions prédominent. Bien que de nombreux géoscientistes associent les eaux calmes avec de l'eau profonde, où l'influence des vagues et courants est, généralement, nulle, quand il s'agit de dépôts carbonatés, une telle association n’est pas une bonne règle. En réalité, les micrites et en particulier, les micrites avec des lames ou lamelles d’algues, comme l'illustre cette figure, sont formées, principalement, dans la partie supérieure des battures, autrement dit, les zones rocheuses ou sablonneuses, à fleur d'eau, sur laquelle les vagues se brisent  (plaine intertidale supérieure et supratidal), où l'exposition à l'air est fréquente. Les carbonates, quel que soit leur type, sont, généralement, associés à des régions tectoniquement stables et avec climat tropical, autrement dit, à des environnements sédimentaires stables, peu profond, associé à des plates-formes et mers épicontinentales.

Microbenthos.............................................................................................................................................................................................Microbenthos

Organisme benthique (animale ou végétale) de dimensions inférieures à 0.1 mm.

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

En biologie marine et limnologie, on appelle benthos les organismes qui vivent dans le substrat, fixées ou non, par contraste aux organismes pélagiques, qui vivent librement dans la tranche d'eau. Les benthos ou organismes benthiques sont les animaux, qui vivent associés aux sédiments, que ceux-ci soit marins ou des eaux intérieures, comme, par exemple, les coraux. Les benthos sont subdivisés en: (i) Phytobenthos - les macroalgues, certaines microalgues et les plantes aquatiques enracinées et ii) Zoobenthos - les animaux et de beaucoup des protistes benthiques. Les zoobenthos sont, très souvent subdivisée en : (a) Macrofaune, autrement dit, les animaux visibles à l'œil nu, comme la plupart des crabes, échinodermes, larves d'insectes, vers et oligochètes et certaines espèces de poissons ; (b) Méiofaune, c’est-à-dire, les animaux qui vivent en permanence enfouies dans les sédiments, soit libres, soit à l’intérieur de structures construites par eux-mêmes (des nombreux mollusques, comme les palourdes, et divers types de vers) et (c) Microfauna, qui englobe les animaux microscopiques, qui se développent sur le substrat (principalement des protistes). En tenant compte de leur taille, les benthos sont, généralement, subdivisés en : (1) Macrobenthos, qui sont les plus grands benthos, avec une taille supérieure à 0.5 mm (vers polychètes, mollusques, échinodermes, anémones, coraux, éponges, ascidies, tribloblastiques, grands crustacés telles que les crabes, homards, etc.) ; (2) Méiobenthos, qui sont des benthos petits, avec des dimensions inférieures à 0.5 mm, mais supérieur à 32 μm (nématodes, foraminifères, petits crustacés tels que copépodes et ostracodes) ; (3) Microbenthos, autrement dit des benthos microscopiques avec une taille inférieure à 32 μm (bactéries, diatomées, ciliés, amibes, flagellés, etc.). Par rapport à leur emplacement de nombreux géoscientistes considèrent : (A) Épibenthos, qui vivent à la surface des sédiments et (B) Hiperbenthos, qui vivent, immédiatement, au-dessus des sédiments du fond de la mer. N’oublions que la notion de benthos est totalement indépendant de la profondeur d'eau, ce qui signifie que la vie benthique existe à différentes profondeurs auxquelles se peut trouver le fond de la mer. Autrement dit, on peut trouver des organismes benthiques dans la zone côtière (I), zone néritique (II), zone abyssale (III) et zone hadale (IV).

Microcontinent......................................................................................................................................................................................Microcontinent

Fragment de la croûte continentale, relativement petit (plus petit qu'un continent) et isolé.

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

Souvent, pour respect les registres géologiques dans les reconstitutions paléogéographiques, les géoscientistes sont, parfois obligés à considérer des microcontinents, autrement dit, des portions de la croûte continentale, plus grandes que les îles, mais plus petites que les continents. Par exemple, le microcontinent du Briançonnais (dans la région de Briançon, en France) est un morceau de croûte continentale des nappes Pénnines qui, selon certaines reconstitutions paléogéographiques, semble être partie d'un autre microcontinent appelé Iberia, lequel comprenait non seulement la péninsule ibérique (Portugal et Espagne), mais aussi, la Corse, Sardaigne et Baléares. Un autre microcontinent bien connu des géoscientistes est l’Apulie, illustrée sur ce bloc-diagramme et qui fait partie du puzzle des éléments géologiques qui, il y a 150 Ma, formaient la frontière entre l'Europe, Amérique du Nord et Afrique. En fait, la géologie des Alpes orientales est complexe, en raison de l'existence de plusieurs domaines océaniques et microcontinents (microplaques lithosphériques) qui se sont individualisées entre l'Afrique et Europe. Cette complexité est amplifiée par les relations entre le raccourcissement sédimentaire (régimes tectoniques compressifs) et les mouvements latéraux de déplacement, qui difficultent substantiellement un arrangement cohérent des plaques lithosphériques de la région. C’est pour cela, que certains géoscientistes ont divisé l'orogenèse alpine en différentes unités tectoniques, qui reflètent, surtout, la paléogéographie du Mésozoïque et du Paléocène. Dans sa forme la plus simple, comme illustré ci-dessus, les plaques tectoniques (lithosphériques) impliqués dans cette orogenèse sont : (i) Plaque européenne ; (ii) Plaque océanique associée à la mer Téthys ; (iii) Microcontinent Apulie et (iv) Océan Meliata (océan hypothétique déduite de la présence de petites plaques tectoniques le long de la ALCAPA (ALpes orientales, des CArpates de l'Ouest et la région de PAnnonie du NO en Hongrie). Par conséquent, on peut dire, qu'au départ, la Pangée s'est fracturée et induit la formation de la mer Téthys et de l'océan Atlantique centrale, entre l'Europe, toujours associé avec l'Amérique, et l'Afrique. Après le microcontinent Iberia s’est séparé de l'Europe avec la création d'un étroit bras de mer, appelé la mer du Valais. Plus tard, le microcontinent Apulie, qui correspond, actuellement la mer Adriatique et la moitié Est de l'Italie, s’est individualisé du continent africain.

Migration (Kirchhoff)..........................................................................................................................................................................Kirchhoff migration

Méthode utilisée dans la recherche pétrolière dans l’image en profondeur et l'analyse de la vitesse. Dans de la migration d'un événement en un seul trace, une bande de migration de Kirchhoff propage l'énergie provenant d'une source à tous les points du sous-sol. Après avoir parcouru tous les échantillons en tous les traces, une image de migration est obtenue par l'empilement de toutes les contributions individuelles.

Voir : « Ligne Sismique »,
&
« Ligne Migrée (sismique) »
&
« Loi de Snell »

Étant donné une source, un géophone sur la surface libre, et un réflecteur incliné dans un milieu acoustique homogène, il n'y a qu'une réflexion primaire enregistrée dans la trace sismique (diagramme de gauche). Pour plus de commodité, les multiples et ondes directes sont ignorées. Le temps d'arrivée d’un tel événement est égal au temps de transit de l'énergie pour se propager dès la source vers le point P et depuis le point p jusqu’au géophone. La ligne en pointillé dans le diagramme de gauche montre le rayon associé avec cette trajectoire. Dans ce modèle, la réflectivité dans le point p est convoluée avec l'impulsion de la source, ce qui produit une onde différente de l’impulsion observée. Mathématiquement, le modèle est décrit par d = Lm, où d est le modèle de données sismiques, L est un modèle opérateur linéaire et m le modèle de réflectivité. Le processus inverse du modelage sismique direct est la migration sismique, qui projette l’énergie observée par rapport à son réflecteur de subsurface. Mathématiquement, l'image migrée est donnée par m = LTd. Pour implémenter la migration, on a besoin de connaître la vitesse moyenne. En appliquant l'analyse de vitesse, une technique pour extraire des informations de vitesse à partir des données, on peut obtenir une estimation raisonnable de la distribution de vitesse. Les méthodes de migration ne peuvent pas être atteint sans la connaissance de la distribution de la vitesse du milieu. La première étape en KM est de calculer les camps de transit vers la source et géophone. En général, on utilise la méthode de la trace des rayons pour générer un camp de transit approximatif, et après pour obtenir un camp de transit beaucoup plus fin par interpolation. On peut aussi calculer les camps de transit par résolution de l'équation eikonale ou iconale (équation différentielle partielle non linéaire utilisée dans les problèmes de propagation des ondes, lorsque l'équation de l’onde est approchée en utilisant la théorie WKB; elle est dérivable des équations de Maxwell de l'électromagnétisme, et fournit une relation entre la physique optique-onde et géométrie optique-rayons ).

Migration Polaire.............................................................................................................................................Polar wandering, Poles' migration

Déplacement des pôles de la Terre invoquée pour expliquer les glaciations de l'orogenèse des Appalaches (Amérique du Nord, Afrique du Sud, Australie et Inde). Plusieurs géoscientistes ont admis que lorsque ces régions étaient agglutinées (continent de Gondwana), le pôle Sud était situé dans l'océan Pacifique, non loin des îles hawaiiennes. Kreichgauer (1950), pour expliquer la grande couverture de glace entre l'Amérique du Nord et l'Europe du Nord, a admis qu’au début du Cénozoïque, le pôle Nord s’est déplacé vers l'Alaska, et après vers le sud du Groenland, et que le climat doux du Quaternaire est dû au déplacement du pôle Nord du sud du Groenland vers sa position actuelle. Notons que, sauf pour les mouvements de courte période (vacillation des axes), sont les continents et non les pôles qui se déplacent.

Voir : « Supercontinent »
&
« Gondwana »
&
« Baltica »

Depuis longtemps les géoscientistes ont constaté que les directions de magnétisation de beaucoup de roches, ne correspondaient pas à la direction actuelle du champ magnétique terrestre. Cependant, uniquement en 1950, il y avait suffisamment de données paléomagnétiques pour suggérer que les pôles se sont déplacés de manière systématique tout au long de l'histoire géologique. A l'échelle de la migration des pôles, les inversions de polarité du champ magnétique terrestre sont relativement fréquentes et la direction du champ peut être négligée. Cette figure montre les différentes positions du pôle Nord depuis le Paléozoïque Initial jusqu'à nos jours. Pendant le Paléozoïque Initial, il était situé dans l'océan Pacifique. Dans le Carbonifère, il était situé près de l'équateur, tandis que pendant le Jurassique, il était, plus ou moins, à la latitude de Vancouver (Canada). Dans l’âge pré-glaciaire, le pôle Nord était situé dans l’Alaska. Cependant, au cours des âges glaciaires elle était située entre le Groenland et l'île de Baffin (Canada). Si les continents avaient été des positions fixes, on pourrait supposer que les trajectoires du pôle magnétique sur la surface de la Terre étaient un phénomène mondial, indépendamment de la position de l'observateur. Cependant, comme les courbes de migration des pôles pour différents continents ne concordent pas les unes aux autres, ceci est devenu une des premières preuves de la dispersion déplacement des continents. Comme les courbes de migration des pôles convergent vers la présente localisation, il est possible déterminer le mouvement relatif des différents blocs continentaux au cours de différents intervalles du temps géologique.

Milieu Sédimentaire.....................................................................................................................................................Depositional environment

Conditions dans lesquelles les sédiments se sont déposés. Les environnements de dépôt sont très variés. Les environnements de dépôt varient depuis les parties profondes de l'océan jusqu’aux récifs et coraux, et même, jusqu'aux lacs glaciaires des hautes montagnes.

Voir : « Milieu Sédimentaire »
&
« Sédimentation »
&
« Sédimentation Carbonatée (principes) »

Dans cette figure sont illustrés des corps sédimentaires déposés dans différents milieux de déposition : (i) Dépôts de talus, lesquels, en général, à cause de l'érosion, sont rarement conservées dans les enregistrements géologiques ; (ii) Cônes ou éventails de déjection, qui se forment, généralement, à la base des formes topographiques, surtout quand la rupture de pente est bien marquée ; (iii) Dépôts lagunaires, généralement très argileux que quand ils sont riches en matière organique et enterré suffisamment pour que la matière organique atteint la maturation, ils forment des magnifiques roches-mères (qui génèrent des hydrocarbures) ; (iv) Dépôts de "Playa", parfois riches en évaporites, qui se forment quand un lac asséché se transforme dans une "Playa" ; (v) Dépôts de rivière en tresse, qui sont caractérisés par une granulométrie importante et un dépôt le long de chenaux qui se ramifient et fusionnent de manière, plus ou moins, aléatoire (dans certaines conditions, ces dépôts peuvent être considérés comme des roches-réservoirs de pétrole ou de gaz) ; (vi) Dépôts de Méandre, formés, principalement, par du sable, qui se dépose le long de rivières méandriformes qui, contrairement aux rivières anastomosées ont un seul canal qui serpente dans la plaine inondable déposant des barres de méandre et formant des lacs méandre ; (vii) Dunes éoliennes de sable, qui nécessitent un apport terrigène presque constant de sable et de vent pour se développer ; (viii) Dépôts deltaïques qui se déposent dans des deltas, lesquels se forment lorsque les cours d'eau entrent dans une importante masse d'eau, comme, par exemple, un océan ou d'un lac ; (ix) Dépôts marécageux ; (x) Flèches ; (xi) Plages et (xii) Récifs. À ces environnements sédimentaires s’ajoutent les milieux marins de plate-forme et ceux d’eau profonde (dépôts turbiditiques), où se déposent les cônes sous-marins de talus et de bassin, ainsi que les dépôts abyssaux. Tous ces environnements sédimentaires sont caractérisés par une : (a) Morphologie ; (b) Énergie d’écoulement des fluides (eau, vent, courants de turbidité, etc.) ; (c) Activité biologique ; (d) Abondance de divers substances chimiques et (e) Climat.

Milieu de Faciès de Dépôt...................................................................................................................................Sedimentary environment

Zone géographique, plus ou moins circonscrite, où les sédiments sont déposés et préservées. Un milieu sédimentaire est caractérisé par : (i) La morphologie de la région ; (ii) L'atmosphère ; (ii) L'énergie des cours d'eau ; (iv) L'énergie éolienne ; (v) L'activité biologique et (vi) L'abondance relative des divers produits chimiques.

Voir : « Milieu Sédimentaire »
&
« Sédimentation »
&
« Sédimentation Carbonatée (principes) »

Comme le montre ce schéma, les roches sédimentaires se forment dans différents environnements sédimentaires qui peuvent être continentaux (non marins) et marins (d’eau peu profonde ou d’eau profonde). Les environnements sédimentaires côtiers ou de transition sont, par convention, pas considéré comme des environnements non marins. Les milieux fluviaux sont situés en amont de la ligne de la baie. Dans tous les cas, trois processus géologiques sont toujours présents : (i) Transport, (ii) Dépôt et (iii) Diagenèse. Dans le cas des roches sédimentaires clastiques, on peut dire que : (A) Les sédiments sont transportés soit par des glissements le long des talus (continental, deltaïque) et les pentes de montagne, que ce soit par le vent ou par des courants fluviaux ou marines ou par courants de turbidité ; (B) La distance à laquelle un sédiment est transporté et l'énergie du moyen de transport, laissent des indices précieux sur le mode de transport des sédiments ; (C) Les sédiments sont déposés lorsque l'énergie du milieu de transport est si faible, qu’elle ne peut pas continuer le processus de transport, c'est-à-dire, que les sédiments tombent sur le fond sont et se déposent ; (D) Le dépôt final reflète l'énergie du moyen de transport ; (E) La première étape de la diagenèse (processus qui transforme les sédiments en roches) est la compaction, qui se produit au fur et à mesure que le poids des sédiments augmente ; (F) La compaction force les grains à se serrer, les uns contre les autres, réduisant l'espace entre les pores (porosité), éliminant ainsi une grande quantité d'eau ; (G) L'eau de formation peut contenir des minéraux en solution, que, plus tard, précipitent dans l’espace intergranulaire en tant que des minéraux nouveaux, ce qui provoque une cimentation, au fur et à mesure, que les grains sont soudés uns contre les autres ; (H) La subsidence et la continuation du processus de dépôt augmentent l'enfouissement, ce qui intensifie la compaction et recristallisation d’autres minéraux rendant font la roche de plus en plus compacte et dure.

Mississippien...............................................................................................................................................................................................Mississippian

Subdivision de la période Carbonifère, qui a duré de 359 à 318 Ma. Comme beaucoup d’autres périodes géologiques, les roches qui se sont déposées au cours de cette sous-période s’identifient facilement, mais leurs âges varient, à peu près, de 5 à 10 My. Ce sont les roches qui affleurent le long de la vallée du fleuve Mississippi, qui ont donnée à cette sous-période.

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

À la fin du XIXe siècle, les géoscientistes américains ont commencé à appeler Mississippien à l’intervalle carbonaté inférieur du Carbonifère, une fois qu’il apparaît dans d'excellents affleurements dans la vallée du Mississippi. De même, ils ont appelé Pennsylvanien, l'intervalle supérieur riche en charbon, qui affleure très souvent en Pennsylvanie. Rapidement, le Mississippien et Pennsylvanie ont été reconnus comme des systèmes indépendants et en 1953, l’United States Geological Survey, les a officiellement reconnut. Bien que la distinction entre la partie inférieure et supérieure du système Carbonifère soit observée dans presque toutes les parties du monde, les géoscientistes européens ont continué d'admettre un seul système, autrement le Carbonifère. En Amérique, le Mississippien est formé, essentiellement, par des calcaires marins. Dans l'État du Kansas, les roches du Mississippien affleurent en presque toutes les régions, sauf sur les crêtes du soulèvement de la partie centrale de l'État (arc de Cambridge), nord et nord-ouest de l'anticlinal de Nemah et d'autres petites régions, où ils ont été érodés par les baisses relatives du niveau de la mer qui se sont produites dans Mississippien Initial et Pennsylvanien tardive. En effet, ces descentes relatives du niveau de la mer ont été suffisamment importantes pour placer le niveau de la mer sous ce rebord du bassin, ce qui a exhume les plateaux continentaux (où les bassins avaient une plate-forme continentale). Une telle exhumation des roches a exposé les roches du Mississippien aux agents d'érosion, qui ont été, largement, érodées. C'est durant cette période que a pris place la plus importante phase de l'orogenèse qui a formé les Appalaches. Aux États-Unis, il est courant de subdiviser le Mississippien en quatre stages : (a) Kinderhookien, (b) Osagean, (c) Meramecien et (iv) Chesterien, tandis qu’en Europe, il est, généralement, subdivisé en trois stage : (i) Tournasien entre 359 et 345 Ma (± 3.0 Ma) ; (ii) Visean, entre 345 et 326 Ma (± 2.0 Ma) et (iii) Serpukhovien entre 326 et 318 mA (± 2.0 Mon).

Modèle (Ceintures carbonatées)............................................................................................................................................Standard carbonate facies belt

Indépendamment du temps et contexte géologique, les carbonates d'eau peu profonde ont tendance à former des modèles de ceintures similaires. D'amont en aval, on observe, souvent, la séquence suivante : (9) Évaporites dans sebkhas salées ; (8) Plate-forme de circulation (8) restreinte et plaine de marée ; (7) Laguna de plate-forme avec circulation ouvert ; (6) Rebord des sables émoussés ; (5) Récifs de rebord de plate-forme ; (4) Talus externe ; (3) Rebord de plate-forme profonde ; (2) Plate-forme de mer ouverte et (1) Bassin.

Voir : « Calcaire »
&
« Déposition (carbonates) »
&
« Variation Relative (du niveau de la mer) »

Dans cette succession, plus ou moins, typique des ceintures carbonatées d’eau peu profonde, on distingue les modèles suivants (l’utilisant do terme faciès serait source de confusion, car dans chaque modèle on peut distinguer différentes lithologies) : (1) Bassin, situé sous le niveau de base et de la zone photique, allant, dans la partie profonde du bassin, à travers la thermocline ; (2) Plate-forme de mer ouverte, sous l'action des vagues en mer calme, mais à l'intérieur de la zone atteinte par l'action des vagues en mer très agitée, qui peut être à l'intérieur ou légèrement en plus basse que de la zone photique, et qui forme des plateaux entre la plate-forme active et la partie profonde du bassin ; (3) Rebord de plate-forme profondeur, sous l'action des vagues en mer calme et sous la zone photique, avec des cônes de débris formés par des sédiments transportés par les courants de gravité ; (4) Talus externe, avec le fond de la mer fortement inclinée (> 1.4 °), en aval de la plate-forme ; (5) Récifs du rebord de la plate-forme, qui sont des constructions organiques stables situées sur le supérieure du talus externe ou dans les rampes des récifs monticulaires des sables bioclastiques ; (6) Bords des sables émoussés, bancs de sable de haute fond et bans de marée, par fois, avec des îles d’éolianites, situées au-dessus du niveau de action des vagues en mer calme et dans la zone photique avec une forte influence des marées ; (7) Lagune de plate-forme avec circulation ouverte, plate-forme sub-horizontale au sein de la zone photique, et généralement, au-dessus de l'action des vagues en mer calme, lagune quand protégée par des hauts fonds de sable (relié à la mer) ; (8) Plate-forme de circulation restreinte et plaine de marée, connectée à l'océan ; (9) Évaporites en sebkhas salines, apporte d’eau de la mer épisodique et climat aride (présence gypse et halite).

Modèle (géologique).......................................................................................................................................................................................Geologic Model

Conjecture ou l'hypothèse géologique qui peut expliquer, de façon satisfaisante, un certain nombre d’observations géologiques.

Voir : « Principe Géologique »
&
« Système »
&
« Coupe Géologique »

Avant tout, il est important de ne pas oublier qu’un modèle géologique, comme illustré dans cette figure, n'a rien à voir avec une théorie géologique, comme, par exemple, la théorie de la tectonique des plaques. Contrairement à l'usage courant, la définition scientifique formelle de théorie géologique correspond à une simple spéculation ou conjecture géologique. En fait, une conjecture ou hypothèse géologique qui peut être testée, c’est que les géoscientistes appellent hypothèse ou modèle géologique. Une théorie géologique est quelque chose de beaucoup plus important. Elle correspond à un ensemble d’hypothèses géologiques cohérentes, testées par évidence et raisonnement, avec une grande puissance explicative. En d'autres termes, une théorie géologique est un ensemble de conjectures géologiques interconnectées et basées en évidence et raisonnement qui expliquent un certain nombre d'observations (de terrain, champ, subsurface, sismiques, etc.). De même, un fait géologique, comme : “Cette roche est une roche-réservoir”, peut se définir comme un état de fait bien étayée par évidence, raisonnement et observations. De cette manière un géoscientiste ne peut pas oublier que dans la définition de théorie géologique (groupe d'hypothèses reliées entre elles), il y a trois aspects importants des affirmation ou des hypothèses : (i) Elles doivent être fondées sur des observations ou des éléments de preuve ; (ii) Elles doivent être fondées sur le raisonnement et la logique et (iii) Elles doivent être cohérents et internement consistantes. Dans l'exemple illustré sur cette figure, les géoscientistes, à l'aide des données sismiques, ont fait un certain nombre d'observations : (a) Failles normales courbes qui s’aplatissent sur des sutures salifères plus au moins continues ; (b) Prisme salifère à la base d’une des failles normales ; (c) Un structure antiforme avec un noyau d'anhydrite et carbonates poreux (roche-réservoir) dans l'enveloppe externe ; (d) Une couverture argileuse avec une configuration interne divergente en direction de la faille en amont. Ayant en compte ces observations, qui peuvent être considérées comme des faits géologiques, le géoscientiste à avancé une hypothèse ou modèle géologique (schéma en bas à droite dans la figure), qui explique, théoriquement, les observations et qui parmi toutes les modèles ou hypothèses possibles, est le plus difficile à réfuter.

Modèle de Dépôt (calcaires)......................................................................................................................................................Depositional model

Dans stratigraphie séquentielle, deux modèles de déposition ont été proposés par Vail (1977), un pour les clastiques et l’autre pour les carbonates. En supposant, pour le modèle clastique, un apport sédimentaire constant et pour le modèle des carbonates, une production de carbonate de 7.0 cm / ka (productivité un maximale entre 3-10 m de profondeur d’eau) et tous les autres paramètres égaux (eustasie, subsidence, etc.), la géométrie des cycles séquence reconnus dans chaque modèle est très différent comme on peut le voir dans la figure ci-dessous.

Voir : « Modèle de Dépôt (sable-argile) »
&
« Sédimentation »
&
« Cycle Stratigraphique »

Les échelles verticales et horizontales sont métriques, mais différentes. Dans le modèle pour clastiques : (i) L'exagération verticale est d'environ 200 fois ; (ii) Chaque ligne correspond à une surface chronostratigraphique ; (iii) L'espacement entre les lignes chronostratigraphiques est de 100 k ans k; (iv) L'apport sédimentaire est constante (la surface entre deux lignes chronostratigraphiques consécutives est la même). Le modèle pour carbonates, a été construit avec la même courbe relative du niveau de la mer que le modèle pour clastiques. Uniquement l'apport sédimentaire a été remplacé par une courbe de production de carbonates ( 7.0 cm / ky , ce qui signifie, que au contraire de ce qui se passe dans le modèle pour clastiques, la région située entre deux lignes chronostratigraphiques consécutives n'est pas constante. Comme le montre cette figure, la géométrie d'ensemble des deux modèles est très différente. Dans le modèle pour clastiques il y a déposition au-dessus du niveau de la mer ce qui n'est pas le cas dans le modèle pour carbonates, car la productivité de carbonate est compris entre 3 et 10 mètres de profondeur d'eau. D'autre part, les cortèges sédimentaires de bas niveau, en particulier les cônes sous-marins de bassin et talus sont beaucoup moins développés dans le modèle pour carbonates. Toutefois, les terminaisons des lignes de chronostratigraphiques sont les mêmes, ce qui implique que les deux modèles reconnaissent le même nombre de cycles-séquence, une fois que les cycles stratigraphiques sont induites par la courbe des variations relatives du niveau de la mer, qui est la même dans les deux modèles, et non par la nature des sédiments. On reconnaît trois cycles séquences , desquels uniquement l'intermédiaire est complet. Le cycle le plus ancien et le plus récent cycle sont incomplètes. Dans le premier uniquement le prisme de bas niveau s'est déposé, tandis que le deuxième manque le prisme de haut niveau et les cônes sous-marins.

Modèle de Dépôt (sable-argile)...............................................................................................................................................Depositional model

Dans le modèle de dépôt (sable - argile) proposé par P. Vail (1977) qui est illustré dans la figure ci-dessous, on suppose les hypothèses suivantes : (1) L’eustasie est le principal facteur qui contrôle la cyclicité des dépôts sédimentaires ; (2) Les intervalles sédimentaires ont un grand intégrité ; (3) L’eustasie, subsidence, accommodation, apport sédimentaire et le climat sont les principaux paramètres qui déterminent la configuration des strates ; (4) Les variations de la subsidence et apport terrigène sont plus lents que les changements eustatiques ; (5) L’apport sédimentaire est constante dans le temps et espace ; (6) La subsidence augmente, progressivement, de manière linéaire vers les parties profondes du bassin ; (7) L'intervalle de temps entre chaque ligne chronostratigraphique est de 100 ans, autrement dit, à l'échelle géologique, les processus dépôt sont instantanés et catastrophiques.

Voir : « Modèle de Dépôt (carbonates) »
&
« Sédimentation »
&
« Cycle Stratigraphique »

Dans une ligne sismique, un cycle-séquence (cycle stratigraphique) est une succession génétique de réflexions, limitées par des discordances (ou par leurs conformités corrélatives) induites par les couches déposées pendant un cycle eustatique de 3e ordre, c’est-à-dire, que le cycle eustatique est limitée entre deux chutes relatives du niveau de la mer consécutives qui diffèrent entre 0.5 et 3-5 My. Dans ce modèle (sable-argile), on reconnaît trois cycles séquences. Le plus ancien, qui comprend les intervalles de 1 à 5, est incomplet, ainsi que le cycle plus récent (intervalles 22 à 29). Le cycle intermédiaire (intervalles de 6 à 21) est complet, c'est-à-dire, que tous les cortèges sédimentaires qui forment, normalement, un cycle séquence, sont représentées. De haut en bas, on reconnaît : (i) Prisme de haut niveau (PHN) ; (ii) Cortège transgressif (CT) et (iii) Prisme de bas niveau (PBN). Le cortège de bas niveaux est composé de trois membres : (a) Cônes Sous-marins de Bassin (CSB) ; (b) Cônes sous-marins de talus (CST) et (c) Prisme de bas niveau (PBN). Chaque cycle séquence est limitée, à la base et au sommet, par une discordance (ou sa conformité corrélative en eau profonde), c’est-à-dire, par une surface d'érosion induite par une chute relative du niveau de la mer (eustasie plus tectonique, autrement dit, subsidence ou soulèvement). Une discordance se reconnaît par les terminaisons des réflecteurs : (1) Biseaux d’aggradation et (2) Biseaux sommitaux (supérieurs), qu’ils soient par troncature ou par non-dépôt.

Moho (discontinuité de Mohorovicic).......................................................................................................................................................Moho discontinuity

Abréviation pour la discontinuité de Mohorovicic, c'est-à-dire, la surface qui sépare la croûte terrestre du manteau sous-jacent.

Voir : « Croûte »
&
« Asthénosphère »
&
« Sial »

La discontinuité de Mohorovicic (ou Moho) limite la croûte terrestre du manteau. Elle est à plus de 60 km sous les chaînes de montagnes et son épaisseur varie entre 0.2 et 3 km. La discontinuité de Mohorovicic est situé à environ 5 km, en dessous de la croûte océanique et entre 30 et 50 km sous la croûte continentale. Sous les chaînes de montagnes, où la croûte continentale est plus épaisse, à cause des zones de subduction de type A, la profondeur de la discontinuité de Mohorovicic atteint des profondeurs extrêmes, comme sous le plateau du Qinghai (Tibet), où elle est une profondeur d'environ 75 kilomètres. En réalité, ce plateau est entouré de chaînes de montagnes importantes : Kunlun, au nord-ouest, qui le sépare le bassin du Tarim et les montagnes de Qilian, qui séparent le plateau du désert de Gobi. Cette discontinuité : (i) Souligne un changement brusque de la vitesse des ondes sismiques, comme on peut le voir sur le schéma à gauche de cette figure ; (ii) Correspond à l'horizon où la vitesse des ondes P (ondes plus rapide et par conséquent les premières à atteindre une station sismique, et qui se déplacent à travers des roches solides et liquides) change brusquement de 6.7 à 7.2 km / s, dans la croûte inférieure, pour 7.6 à 8.6 km / sec (moyenne 8,1 km / sec) dans la partie supérieure du manteau et (iii) Représente un changement chimique du matériel ou basaltique ou simatique (riche en silicium et magnésium), en haut, vers un matériel péridotique ou dunitique à la base. Notons qu'une péridotite est un terme général pour désigné une roche à gros grains composée, principalement, d'olivine (silicate de fer et magnésium avec la formule SiO_4 (Mg, Fe)_2, avec ou sans autres minéraux mafiques tels que, par exemple, pyroxène, amphibole ou mica contenant peu ou pas de feldspath (une dunite est une péridotite dans lequel le minéral mafique est presque entièrement l’olivine avec un peu de chromite, qui est, pratiquement toujours présent). Certains géoscientistes pensent que la discontinuité de Mohorovicic souligne un changement de phase basalte-éclogite (roche grenue composée, principalement, par du grenat, almandine-pyrope et pyroxène sodique, c'est-à-dire, omphacite).

Moment (linéaire).................................................................................................................................................................................................Momentum

Vecteur qui a une quantité et une direction. La quantité du moment est égale à la masse de l'objet en mouvement multiplié par la vitesse. La direction du moment est la même que la direction de la vitesse de l'objet.

Voir : « Orbite »
&
« Théorie Cinétique »
&
« Transport (sédiments) »

Le moment linéaire ou quantité de mouvement (“momentum” en anglais), appelé aussi moment, élan ou emballement est une grandeur physique donnée par le produit de la masse d’un corps par sa vitesse. La quantité de mouvement linéaire est une grandeur vectorielle, avec une direction et sens, dont le module est le produit de la masse par le module de la vitesse et dont la direction et le sens sont les même que ceux de la vitesse. La quantité de mouvement totale d'un ensemble d'objets reste inchangé, sauf si une force extérieure est exercée sur le système. Cette propriété a été mise en évidence par Newton qui a défini et démontré la quantité de mouvement et sa conservation. En physique, on dit qu’un système est, mécaniquement, isolé lorsque la somme des forces extérieures est nulle. La quantité de mouvement est la seule grandeur qui est conservée après une collision inélastique, si le système est isolé mécaniquement. Dans le système international (SI), l'unité de quantité de mouvement est kilogramme mètre par seconde (kg.m / s). Ainsi, si on considère un couple de patineurs sur une patinoire et si on néglige les effets de l’air et les forces de friction entre la piste et les patins, lorsqu’ils sont ensemble, ils agissent dans la même direction, mais en sens opposées. Notons que la verticale, la force poids est équilibré avec la normale, c'est-à-dire, P = N, à la fois dans l'homme et dans la femme. Horizontalement, au moment de la poussée, tant l'homme que la femme se poussent mutuellement, une fois qu’ils agissent en forces d'action et réaction, FHM = - FMH, et ainsi FHM + FMH = 0, puisque toutes les forces en toutes directions s’annulent directions, ce qui assure la conservation de la quantité de mouvement. La conservation de la quantité de mouvement permet de calculer le rapport entre la vitesse de l'homme et la vitesse de la femme après la poussée, étant connues leurs masses et vitesses initiales. Comme la quantité de mouvement totale doit être conservé, la variation de vitesse de l’homme est VH = - MM / MHVM, où VM est la variation de la vitesse de la femme. La variation de la quantité de mouvement est appelée impulsion (quantité physique qui mesure la variation de la quantité de mouvement d'un objet) : I = ΔP = Pf − Po I, dont unité utilisée est N.s (Newton x seconde).

Moment Linéaire (conservation)......................................................................................................................Conservation of linear momentum

La loi de conservation du moment dit que la quantité le moment total d'un système fermé d'objets, c'est-à-dire, qui n'a pas d'interactions avec des agents extérieurs, est constante. Une des conséquences de cette loi, c’est que le centre de masse d'un système d'objets aura toujours la même vitesse, sauf s’il est affecté par une force extérieure au système.

Voir : « Moment (linéaire) »
&
« Théorie Cinétique »
&
« Big Bang (théorie) »

La quantité de mouvement linéaire est le produit d'inertie pour la vitesse. L'inertie est la tendance que toutes les choses ont pour ne pas changer et la vitesse signifie la rapidité d’une chose qui se déplace. L’impulsion traduit la tendance qu’un objet en mouvement a de ne pas ralentir. La quantité de mouvement est de deux types : (i) Angulaire et (ii) Linéaire. Les deux types sont conservés dans une collision. La conservation signifie que rien n'est perdu. La quantité de mouvement linéaire est la tendance d'un objet à se déplacer dans une direction donnée toujours à la même vitesse. Elle est le produit d'inertie de l'objet par sa vitesse. La conservation de la quantité de mouvement, lorsqu'elle est appliquée à une collision, comme illustrée ci-dessus ou la collision entre une raquette de tennis avec la balle, elle permet d’écrire une équation avant et après, définissant la somme des quantités de mouvement de la raquette et de la balle avant la collision, qui est égale à la somme des quantités de mouvement après la collision. Le moment de la raquette est le produit de sa masse et de la vitesse linéaire du centre de masse. Le moment de la balle est le produit de sa masse par sa vitesse linéaire. Notons que les centres de masse de la raquette et de la balle ne sont pas dans la même ligne ; c’est pour cela qu’on parle d’un impact excentré. Dans le cas d'un impact excentré, comme dans le tennis, il existe une force de stabilisation exercée par le joueur afin de maintenir l'axe de rotation de la raquette pendant l'impact. La force de stabilisation multipliée par le temps de cette opération, donne une impulsion additionnelle qui doit être ajouter pour conserver le moment dans la direction choisie. Notons que la seule direction qui est ici important est la direction du joueur par rapport au filet. Dans ce qui concerne les signes, la convention est que la vitesse est négative en direction du joueur et positive en direction du filet. Le poids de la raquette fois la vitesse linéaire, avant la collision, plus la masse de la balle multipliée par la vitesse linéaire de la balle plus la réaction impulsive multipliée par le temps de l’impact est égale à la masse de la raquette multipliée par la vitesse raquette linéaire après la collision plus la masse de la balle multipliée par la vitesse linéaire de la balle après la collision.

Monadnock.......................................................................................................................................................................................................Monadnock

Résidu d’érosion au-dessus d’une pénéplaine. Mont proéminent, escarpé, formé par des roches dures et cohérentes, s’élevant, brusquement, d’une plaine de bas-relief (Whittow, 1984). Parfois aussi appelé ‘inselberg’, bien que ce terme soit utilisé dans des paysages tropicaux, en particulier dans les zones de savane, bien que le désert hyper-aride de la Namibie existent des inselbergs granitiques avec centaines de mètres de haut. Synonyme d’Inselberg.

Voir : « Érosion »
&
« Inselberg (monadnock) »
&
« Chute Relative (du niveau de la mer) »

Monadnock est le terme que les tribus nord-américaines utilisent pour désigner un mont isolé, plus ou moins important qui a résisté à l'érosion. Les géoscientistes américains ont pris ce terme du mont Monadnock situé dans le sud-ouest du New Hampshire (on pense que ce nom est dérivé de la langue des Abénaquis, dans laquelle le terme “menonadnocke” signifie montagne arrondie et “menadena” signifie montagne isolée). Cette photographie illustre le monadock (butte témoin en français est une bonne traduction) dit “Big Pinnacle” de la montagne Pilote (Caroline du Nord aux États-Unis). Comme on peut le voir, on peut dire qu’un monadock ou «inselberg» (terme allemand qui signifie île montagneuse utilisée par les explorateurs du XVIIIe siècle) est un mont, plus ou moins isolé, une crête ou une petite montagne, qui s'élève brusquement d’une plaine (qui peut être légèrement incliné). Dans les flancs d’un monadnock il peut exister un fronton (pédiment) plus ou moins développé (surface d'érosion qui forme la base d'une montagne ou falaise rétrogradante). Dans la partie centrale et sud de l'Afrique, il y a beaucoup de monadnocks granitiques que les autochtones appellent "kopje". La présence d'une butte témoin ou inselberg suggère, typiquement, l'existence, pas très loin, soit un plateau soit ses vestiges. Cela est, particulièrement, évident dans le cas de inselbergs sédimentaires, qui, généralement, ont les mêmes unités stratigraphiques que les plateaux avoisinants. Il existe aussi des monadnocks créés par des intrusions volcaniques, qui, généralement, sont plus dures et résistantes que les roches qu'elles recoupent. L'érosion désagrège les roches moins résistantes pour former une plaine, tandis que les plus résistantes, c’est-à-dire, que les intrusions volcaniques résistent plus longtemps et forment une montagne isolée, qui au fil du temps (géologique) disparaîtront également.

Mousson....................................................................................................................................................................................................................Monsoon

Inversion du vent saisonnier accompagné par des variations de la précipitations. Le terme mousson est, maintenant, utilisé pour décrire les variations saisonnières de la circulation atmosphérique et les précipitations. Les grands systèmes de mousson se produisent dans l'Afrique de l'Ouest. Asie et Australie.

Voir : « Changement Global »
&
« Climat »
&
« Variation Relative (du niveau de la mer) »

L'effet de la mousson est causée par l'apparition de grands écarts saisonniers de température entre la mer et les régions adjacentes du continent dans les zones proches des bords de la cellule de Hadley. La différence de température est généré en raison d'une moindre capacité thermique des surfaces émergées par rapport aux régions maritimes. Les roches qui forment les sols ont une capacité thermique relativement faible par rapport à celle l'eau, plus le fait que la variation de température, généralement, ne se propage pas dans chaque saison au-delà de 1 à 1.5 m au-dessous surface. Cette situation contraste avec la surface de la mer, où la plus grande capacité thermique de l'eau s’additionne à l'existence de la convection et de la vorticité induite par les vents et pluies qui conduisent à l'apparition d'une couche de mélange, de la température relativement homogène, qui, en général, est d'environ 50 m d'épaisseur. Ainsi, la quantité de chaleur qu’en chaque saison chaude est absorbée et accumulée dans la mer et est incomparablement supérieure à celle accumulée sur terre. Par conséquent, les régions terrestres se réchauffent beaucoup plus rapidement pendant la saison chaude, mais aussi refroidissent plus rapidement pendant la saison froide. À la suite de ces différentes dynamiques, au cours de l'été, la terre est plus chaude que l'eau de mer, de sorte que l'air chaud au-dessus de la terre a tendance à monter créant une zone de basse pression atmosphérique au-dessus de la région, ce qui contraste avec l'air plus frais situé sur la mer où se forme une zone anticyclonique. À son tour, cette différence de pression atmosphérique crée un vent régulier de la mer vers la terre, transportant sur le continent un air maritime riche en humidité. Cet air soulevé par l'effet de convection, en particulier quand il est présent sur la région la zone de convergence intertropicale ou par l'effet de la présence de montagnes, se refroidit, ce qui provoque une condensation et la pluie. Notons que, entre les latitudes 30° N et 30° S, l'atmosphère se caractérise par des faibles variations de température, ce qui caractérise une région avec des vents faibles dominants.

Mont Sous-marin ...........................................................................................................................................................................Guyot, Seamount

Montagne volcanique sur le fond de la mer. Lorsque la morphologie du sommet d’une montagne volcanique est plane, elle est appelée mesa abyssale ou guyot.

Voir : « Mesa Abyssale »
&
« Volcanisme »
&
« Plaine Abyssale »

Dans une tentative d'interprétation d’une ligne sismique de l’Océan Atlantique Nord, une grande anomalie sédimentaire, visible sur le côté ouest de la ligne, a été interprétée comme un mont sous-marin. Il est connu de tous géoscientistes britanniques, comme le mont sous-marin de Darwin. Les résultats du DSDP 163 / 1 ont montré un faciès volcanique plutôt subaérien que d'eau peu profonde. Les terminaisons et la géométrie des réflecteurs sismiques associés à cette anomalie suggèrent, fortement, que les réflecteurs sont induits par des coulées de lave. Notons que le matériel volcanique peut s’écouler uniquement dans un environnement continental ou subaérien où les périodes d'immersion alternent avec des périodes d'exhumation. Dans l'eau, le matériel volcanique gèle ; il se solidifie, rapidement, et ne peut pas former des laves volcaniques. Ainsi, il est possible que le mont sous-marin le Darwin correspond plutôt à un volcan de la dépression de Rockwall qui, plus tard, au cours d'une phase transgressive a été recouvert par la mer, que à un volcan formé sur le fond marin. Les éléments illustrés dans cette tentative d’interprétation, qui corroborent la première hypothèse (immersion d'un volcan continental ou subaérien), peut se résumer ainsi : (i) Présence d'une dépression au sommet de l'anomalie qui peut être interprétée comme un cratère ; (ii) Divergence des réflecteurs à partir du cratère (avec la polarité opposée) ; (iii) Configuration interne divergente des intervalles définie par deux réflecteurs consécutifs, ce qui signifie que les coulées volcaniques s’amincissent, au fur et à mesure, que la distance au cratère augmente, jusqu'à disparaître par des biseaux de progradation ; (iv) Formation des deltas de lave, autrement dit, dès qu’une coulée entre dans une masse d'eau (lac ou mer épicontinentale), le matériel volcanique se fige, car il ne peut pas s’écouler dans l'eau, et forme des deltas de lave ; (v) Trois deltas de lave sont parfaitement visibles sur le flanc de l'anomalie, qui peuvent être interprétée comme le résultat de trois épisodes transgressifs (trois montées relatives du niveau de la mer au sein d'un épisode transgressif) ; (vi) Présence d’un delta de lave dans le flanc Est de l’anomalie, mais l'individualisation des incréments du niveau relatif de la mer n'est pas évidente.

Montée Relative (du niveau de la mer)..............................................................................................................................Relative rise of sea level

Montée apparente du niveau de la mer par rapport à la surface de dépôt sous-jacent. Une montée relative de niveau de la mer se produit lorsque : (i) Le niveau de la mer monte, tandis que la surface du dépôt initiale descend, reste stationnaire ou monte plus lentement ; (ii) Le niveau de la mer est à stationnaire, et la surface initiale dépôt descend rapidement et (iii) le niveau de la mer descend, alors que la surface de dépôt initiale s'enfonce plus rapidement. Une montée relative du niveau de la mer est reconnue, sur le terrain et lignes sismiques, par des biseaux d’aggradation, en particulier, par des biseaux d’aggradation côtiers.

Voir : « Eustasie »
&
« Subsidence »
&
« Variation Relative (du niveau de la mer) »

Dans une tentative d'interprétation d’une ligne sismique de l’offshore Est de la Chine, les terminaisons des réflecteurs (biseaux d’aggradation) suggèrent des montées relatives du niveau de la mer. Quoi qu'il en soit, pour que des sédiments se déposent doit y avoir une augmentation de l'espace disponible pour les sédiments (accommodation), en particulier, en amont du rebord du bassin ou en amont du rebord continental (pendant le dépôt du prisme de bas niveau). En d'autres termes, les systèmes de dépôt turbiditique peuvent se déposer lors d'une chute relative du niveau de la mer à quand de la formation des discordances (surfaces d'érosion). Dans cette tentative, la discordance qui sépare le substratum Paléozoïque (probablement un socle) des sédiments du Méso-Cénozoïque du bassin de type-rift et de la marge divergente de type non Atlantique (dans cette partie Est de la ligne) est soulignée par des biseaux d’aggradation. Dans le bassin de type rift, les biseaux d’aggradation sont non marins, tandis que les biseaux d’aggradation à l'intérieur de la marge (au-dessus de la discordance, qui souligne la rupture de la lithosphère) sont marins. Des nombreux géoscientistes pensent que l'influence des variations relatives du niveau de la mer dans les bassins de type rift n'est pas très importante. Dans la marge de divergence, en amont du rebord du bassin (ou en amont du rebord continental du prisme de bas niveau, dans des conditions géologiques de bas niveau marin), le niveau relatif de la mer doit toujours monter, soit pendant les épisodes transgressifs soit pendant les épisodes régressifs. La seule différence, c'est que lors des épisodes transgressifs, le niveau de la mer monte en accélération, alors que pendant les épisodes régressifs, il monte en récession.

Monticule (biseaux sommitaux ascendants).................................................................................................................................Climbing toplap mound

Structure monticulaire dans laquelle la configuration interne des plans de stratification ou des réflecteurs associés a une géométrie des biseaux sommitaux ascendants.

Voir : « Monticule Sédimentaire »
&
« Configuration des Réflecteurs »
&
« Biseau Sommital Ascendant »

Cette tentative d'interprétation géologique d'un détail d'une ligne sismique régionale de l’offshore de la Namibie, dans l’intervalle progradant, au moins, quatre discordances sont reconnus par les surfaces sismiques définies par les terminaisons des réflecteurs qui, ici, correspondent tous à des lignes chronostratigraphiques (interfaces entre les groupes de couches). Ces discordances sont associées à des chutes relatives du niveau de la mer significatives, ce que veut dire que le niveau de la mer, après chaque chute relative était plus bas que le rebord du bassin (conditions géologiques de bas niveau marin). Ces chutes relatives induites par les variations eustatiques et par la subsidence thermique de la marge, sont les responsables des surfaces d'érosion qui définissent les discordances, en particulier dans le talus continental supérieur, plate-forme et la plaine côtière (canyons sous-marins et vallées incisées, comme illustré dans cette tentative). La différence d'âge entre deux discordances consécutives est toujours inférieure à 3-5 My. Ainsi, les intervalles sédimentaires qu’elles limitent, correspondent à des cycles stratigraphiques dits cycles séquences. Le cycle-séquence supérieur, dont le sommet est caractérisé par une discordance le long de la quelle reconnaît trois canyons sous-marins (probablement le même canyon coupé trois fois par la ligne sismique), est incomplète. Les cortèges de haut niveau, à savoir le cortège transgressif (CT) et le prisme de haut niveau (PHN) ne se sont pas déposés (il est peu probable qu'ils ont été érodées). Au contraire, le cortège de bas niveau (CBN), avec ses trois membres : (i) Cônes sous-marin de bassin (CSB) ; (ii) Cônes sous-marins de talus (CST) et (iii) Prisme de bas niveau (PNB), sont bien développés. Chacun de ces membres est reconnu sans grande difficulté par la configuration interne caractéristique de chaque entité. Les cônes sous-marins de bassin (CSB) ont une configuration parallèle ; Les cônes sous-marine de talus (CST) ont une configuration monticulaire avec des biseaux sommitaux ascendants, laquelle est induite par le dépôt de digues marginales naturelles et de la dépression qui existe entre eux. Le prisme de bas niveau (PBN), qui est le membre supérieur du cortège de bas niveau, a une configuration progradante bien marquée.

Monticule Chaotique....................................................................................................................................................................Chaotic mound

Structure monticulaire dans lequel la configuration interne des plans de stratification ou des réflecteurs n’est ordonnée et parfois chaotique.

Voir : « Monticule Sédimentaire »
&
« Configuration des Réflecteurs »
&
« Dépôt de Débordement (chenal) »

Dans cette tentative d'interprétation géologique d'un détail d'une ligne sismique de l’offshore profond du Golfe du Mexique, le remplissage des dépressions (jaune pointillé), les dépôts de débordement (digues naturelles marginales turbiditiques), crée des petites anomalies monticulaires avec une configuration interne, le plus souvent, chaotique. Quand la morphologie de la partie supérieure du remplissage est monticulaire, il est probable, que le faciès du remplissage soit sableux, ce qui signifie que cette morphologie est le résultat d’une compaction différentielle. Comme l'illustré dans cette tentative, les relations géométriques et terminaisons des réflecteurs sont caractéristiques des cônes sous-marins de talus, qui se déposent dans des conditions géologiques de bas niveau marin (niveau de la mer plus bas que le rebord du bassin). Les deux membres inférieurs du cortège de bas niveau, c'est-à-dire, les cônes sous-marins de bassin et de talus, sont les seuls intervalles sédimentaires du cycle-séquence que se déposent lors des chutes relatives du niveau de la mer. Les autres, c'est-à-dire le prisme bas niveau, cortège transgressif et le prisme de haut niveau ne peuvent se déposer que quand il y a une augmentation de l'espace disponible pour les sédiments (augmentation de l’accommodation). En effet, en aval du rebord du bassin, où se déposent les cônes sous-marins de bassin et de talus, il y a toujours de l’espace disponible pour les sédiments une fois que la tranche d’eau est importante. La seule chose qui est nécessaire pour avoir déposition c'est avoir des sédiments. Ainsi, quand les courants de turbidité qui transportent les sédiments vers le bassin, perdent de la vitesse, ils déposent les sédiments (plus grossiers) sous la forme de lobes, en général, de chaque côté du lit du courant ou de la dépression utilisé par le courant. Les sédiments les plus fins sont transportés plus loin par la partie centrale et énergétique du courant. La dépression entre les premiers lobes canalise les courants suivants qui doivent déborder la dépression pour déposer, latéralement, les sédiments sous la forme de digues marginales naturelles. Ainsi, peu à peu, la dépression centrale devient de plus en plus grande et peut s’accentuer par érosion. Dès que l’apport sédimentaire diminue la dépression est remplie, en rétrogradation, de manière plus au moins chaotique.

Monticule Complexe..................................................................................................................................................................Complex mound

Structure monticulaire, sur une section géologique ou sismique, dans laquelle la configuration interne des plans de stratification ou des réflecteurs associés a une géométrie très complexe.

Voir : « Monticule Sédimentaire »
&
« Configuration des Réflecteurs »
&
« Monticule Chaotique »

Cette tentative d'interprétation géologique d'un détail d'une ligne sismique régionale de la Mer du Nord, les anomalies situées à la base du bassin sédimentaire cratonique suggèrent, fortement, des dépôts turbiditiques du talus continental. La morphologie de ces anomalies et la configuration interne permettent de les considérer comme des exemples de structures monticulaires complexes. Comme suggéré dans cette tentative, ces anomalies sont, probablement, des cônes sous-marins de talus qui ont été légèrement érodés. En outre, ces anomalies fossilisent, en grande partie, la discordance BUU qui sépare le bassin de type rift du bassin cratonique de la Mer du Nord. Cette discordance (surface d'érosion ou de sa conformité corrélative) correspond à un changement du type de subsidence. Dans le bassin de type-rift, la subsidence était différentielle (allongement de la croûte continentale de la lithosphère), alors que pendant le bassin cratonique, la subsidence était d'origine thermique. En Mer du Nord, le déplacement, vers l’Ouest, de l'anomalie thermique du substrat, responsable de l’allongement de la croûte continentale (phase de “rifting”), a eu plusieurs conséquences dans cette région : (i) Fin de la formation des bassins de type-rift (fin de l’allongement) ; (ii) Déplacement vers l’Ouest de la rupture de la lithosphère ; (iii) Chute relative du niveau de la mer ; (iv) Formation de la discordance BUU et (v) Formation d'un bassin cratonique (subsidence thermique par rééquilibrage des isothermes). C'est au cours de la chute relative du niveau de la mer que les cônes sous-marins de bassin et de talus se sont est déposés sur la discordance (dans cette tentative, c'est-à-dire, dans les eaux profondes, il est plus correct de dire sur limite inférieure du cycle stratigraphique, vu que la discordance passe, latéralement et en profondeur, à une conformité corrélative). Sont ces cônes sous-marins de talus qui peuvent être considérés comme des anomalies sédimentaires de type monticulaire complexe. En fait, comme on peut le constater dans cette tentative d'interprétation, la limite supérieure des cônes sous-marins de talus, qui, au moment du dépôt est complète, a été érodée, probablement par des courants de contour, qui ont transporté les sédiments, non loin de là, pour les déposer sous la forme de contourites (caractérisés, dans cette région, par un angle de re-déposition d’environ 10-15°).

Monticule de Glissement....................................................................................................................................Slide mound, Slump mound

Structure monticulaire sur coupe géologique ou ligne sismique, situé dans un contexte de glissement, et dans laquelle la configuration interne de plans de stratification ou des réflecteurs associés a une géométrie d’éboulement ou écroulement.

Voir : « Monticule Sédimentaire »
&
« Configuration des Réflecteurs »
&
« Monticule Complexe »

Dans une tentative d'interprétation géologique d’une ligne sismique du Golfe du Mexique, où les structures salifères sont communes, on peut voir une série de monticules de glissement. Comme on peut le constater, ces anomalies fossilisent, partiellement, les discordances (ou conformités corrélatives) qui limitant les différents cycles stratigraphiques (dans ce cas particulier, des cycles-séquence). Probablement, elles correspondent à des cônes sous-marins de bassin qui ont été déposés dans de petits bassins induits par expulsion de sel de l’horizon évaporitique sous-jacent. En d'autres termes, ces anomalies se sont déposées dans un petit bassin entouré de tous côtés par des dômes de sel ou des murs salifères. Si le sel de la partie centrale d’un large et épais horizon salifère, comme par exemple une nappe salifère, commence à s'écouler latéralement, une grande dépression se forme due à l’évacuation du sel. C’est dans ce type de dépressions ou bassins (connu sous le nom de bassins par expulsion salifère) qui se forment les anomalies de glissement illustrées dans cette tentative d’interprétation. En termes de stratigraphie séquentielle, on peut dire que ces anomalies sont associées à des chutes relatives du niveau de la mer induites par l’ eustasie et par le soulèvement diapirique de certaines parties de l’horizon salifère. Il est probable que les mouvements diapiriques déstabilisent les sédiments des bassins par expulsion salifère et que les sédiments glissent vers la partie centrale du bassin. Comme on peut le voir dans cet exemple, les cycles-séquence sont incomplète. Ils sont formés uniquement par les sédiments du cortège de bas niveau marin. Les trois membres qui composent cet cortège sédimentaire sont tous représentés : (i) Cônes sous-marin du bassin (CSB) ; (ii) Cônes sous-marins de talus (CST) et (iii) Prisme de bas niveau (PBN). Les cônes sous-marins de bassin (CSB) ont une configuration monticulaire, les cônes sous-marins de talus (CST) ont une configuration en ailes de mouette et le prisme de bas niveau (PBN) a une configuration parallèle apparente (dans les lignes sismiques perpendiculaires, la configuration est progradante). Dans certains cas, en raison des conditions imposées par le sel, dans ce type de bassin, les monticules de glissement peut également être associé au cônes sous-marins de talus (CST).

Monticule Récifal....................................................................................................................................................................................Reef mound

Anomalie sédimentaire en forme de monticule constitué par de la boue calcaire bioclastique et des petits niveaux de constructions organiques. Ce monticule récif se réfère, surtout, à des anomalies autochtones contrôlées biologiquement, qui sont génétiquement différents des anomalies hydrodynamiques qui sont des accumulations allochtones de débris de squelettes, par exemple, des restes de crinoïdes ou des récifs.

Voir : « Monticule Sédimentaire »
&
« Configuration des Réflecteurs »
&
« Récif »

Dans cette tentative d'interprétation géologique d’un détail d'une ligne sismique de offshore de l’Indonésie, une anomalie sédimentaire récifale est visible, au sommet d'un cycle stratigraphique (cycle-séquence) individualisé par deux discordances (discordance inférieure et supérieure ou surfaces de noyade), qui le limitent. Au sujet de la limite inférieure de cet cycle-séquence, la plupart des interprètes considère qu'elle correspond à une discordance, c’est-à-dire, à une surface d'érosion induite par une chute relative du niveau de la mer suffisamment importante pour mettre le niveau de la mer plus bas que le bord du bassin. En revanche, la limite supérieure est interprétée de différentes manières suivant que les interprétateurs sont adeptes d’école Vail (stratigraphie séquentielle comme considérée par la plupart des géoscientistes d'Exxon) ou de l'école de W. Schlager (carbonates). Pour les premiers, elle correspond à une discordance créée par chute relative du niveau de la mer. Cependant, pour les derniers, elle correspond à une surface d’inondation créée par une montée relative du niveau de la mer qui a mis les sédiments sous la zone photique (noyade). Ce veut dire, que si la limite supérieure du cycle-séquence est une plate-forme carbonatée, ce qui est le cas dans cet exemple, elle disparaît par noyade (augmentation significative de la tranche d'eau), car sous la zone photique il ne peut pas avoir formation de carbonates. Dans notre interprétation, cette limite est considérée plutôt comme une discordance (chute relative et non montée relative du niveau de la mer), une fois que, latéralement, se sont déposé des cônes sous-marins de bassin et talus, non seulement de faciès carbonatée, mais également de faciès sableux. Notons que comme cette tentative interprétation est en temps en temps, les grandes ondulations des réflecteurs sous-jacentes au cycle séquence considéré, qui est, principalement, formé par des carbonates, correspondent, très probablement, à des artefacts induits par des variations d'épaisseur de carbonates (variations latérales de vitesse).

Monticule Sédimentaire..................................................................................................................................................Sedimentary mound

Structure sédimentaire avec une géométrie, plus ou moins, ondulée, généralement, liée à des anomalies sédimentaires qui peuvent se trouver en n’importe quel cortège sédimentaire. La configuration interne de ces anomalies permet de les classer en différents types, dont les noms varient suivant les géoscientistes : (i) Monticule à structure aggradante ; (ii) Monticule avec structure complexe ; (iii) Monticule avec structure de toit en bardeaux ; (iv) Monticule avec une structure en pente ; (v) Monticule avec structure progradante ; (vi) Monticule avec structure chaotique ; (vii) Monticule avec la structure perturbée ; (viii) Monticule avec une structure tronquée, etc. Chacun de ces types est, souvent associé, à des corps géologiques typiques : (a) Cônes sous-marins de bassin et talus ; (b) Cônes turbiditiques de la base des progradations, c’est-à-dire, turbidites à géométrie type toit en bardeaux ; (iii) Contourites ; (iv) Glissements ; (v) Plate-forme carbonatée ; (vi) Récifs, etc.

Voir : « Structure Sédimentaire »
&
« Configuration des Réflecteurs »
&
« Monticule Complexe »

Dans les lignes sismiques, le terme monticule est un terme, très général, utilisé, normalement, pour décrire des configuration des réflecteurs sismiques, interprétées comme des strates qui forment formant des constructions ou proéminences qui s'élèvent au-dessus du niveau moyen des dépôts sédimentaires environnants. Beaucoup de monticules correspondent à des anomalies topographiques résultant des processus sédimentaires classiques, comme du volcanisme, constructions organiques, etc. En général, ils sont relativement petits et avec une extension limitée, mais ils peuvent être définis par une grille sismique conventionnelle (3 x 3 km). Comme le montre cette figure, normalement, ils sont caractérisés par des biseaux d’aggradation et progradation des sédiments internes et sus-jacents. En raison de la diversité d’origine que les monticules peuvent avoir, ils peuvent avoir plusieurs formes extérieures et configurations internes très différentes. Comme la plupart des subdivisions sont descriptives (selon la configuration interne et la géométrie externe), ils doivent toujours être considérés comme une étape préliminaire d'une interprétation génétique. En effet, les cônes sous-marins de bassin et de talus, glissements de terrain, contourites, construction du récifales, intrusions volcaniques, etc., ont, presque toujours, une géométrie monticulaire.

Monticule Tronqué................................................................................................................................Truncated mound

Structure géologique monticulaire sur une section sismique, dans laquelle le bord extérieur est le résultat de l'érosion, qui peut avoir tronquée, plus ou moins, les de couches ou réflecteurs internes qui définissent la configuration interne du monticule.

Voir : « Monticule Récifal »
&
« Configuration des Réflecteurs »
&
« Érosion »

Dans cette tentative d'interprétation géologique d'un détail d'une ligne sismique de la Mer du Nord, il est facile de reconnaître que la morphologie originelle des cônes sous-marins de bassin sous-a été, fortement, affectée par l'érosion des courants de contour, ce qui a créée un monticule tronqué ou monticule par troncature. En fait, au-dessus de la discordance, qui sépare le bassin de type-rift, caractérisé par une subsidence différentielle (demi-grabens), du bassin cratonique de la Mer du Nord qui se caractérise par une subsidence thermique (rééquilibrage des isothermes), se sont déposés des cônes sous-marins de bassin. Ces lobes turbiditiques, déposés au cours de la chute relative du niveau de la mer qui a induit la discordance entre les deux bassins sédimentaires, ont une configuration interne, plus ou moins, parallèle. Les courants de contour, qui ont érodé, latéral et verticalement, une grande partie des cônes sous-marins de bassin, ont ré-déposé les sédiments érodés comme des contourites. Certains de ces contourites ont fossilisé même la surface d’érosion des cônes sous-marins de bassin. Plusieurs puits d’exploration pétrolière ont traversé non seulement les cônes sous-marins de bassin, mais aussi contourites. Les diagraphies des puits, et en particulier, la diagraphie d’inclinaison, ont corroboré la configuration interne, plus ou moins parallèle des cônes sous-marins, suggéré par les données sismiques, avec une inclinaison maximale des surfaces de stratification de 1°, pratiquement dans toutes les directions. En outre, les résultats des diagraphies d'inclinaison ("pendagemètre"), obtenus dans les contourite, ont montrée, clairement, la différence entre ces deux types d'anomalies sédimentaires, car elles suggèrent des inclinaisons des surfaces de stratification de l'ordre de 10-15 ° vers l’Est. Une autre différence, très importante pour l'industrie du pétrole, entre ces deux corps sédimentaires gréseux, est que les roches-réservoirs associés aux cônes sous-marins de bassin ont, souvent, une matrice argileuse, alors qu'elle n'existe pratiquement pas dans contourites, qui sont, particulièrement, riches en minéraux lourds comme le zircon, allanite, etc.

Monticule Type Toiture en Bardeaux..............................................................................................................Shingled mound

Structure monticulaire ou monticule sur une coupe géologique ou ligne sismique, dans lequel la configuration interne de plans de stratification ou des réflecteurs associés a une géométrie progradante similaire à la géométrie d’une toiture en bardeaux.

Voir : « Monticule Sédimentaire »
&
« Configuration des Réflecteurs »
&
« Turbidite »

Dans cette tentative d'interprétation géologique d’une ligne sismiques de l’offshore du Labrador (Canada), où localement, la profondeur de l'eau augmente vers à la terre ferme (Ouest), en raison de l'érosion du fond de la mer induite par de mouvement des icebergs, l'intervalle de coloré en jaune, à l'intérieur du quel on voit des progradations qui se chevauchent les uns les autres (faible aggradation par rapport à progradation), peut être considérée comme une anomalie sédimentaire monticulaire avec une configuration interne en toiture de bardeaux. Cette tentative d'interprétation, en termes de stratigraphie séquentielle, suggère que l'intervalle progradant correspond à des systèmes de déposition turbiditique associés avec la progradation d’un prisme de niveau bas et non à des cônes sous-marins de bassin. En effet, cette hypothèse a été admise, dans les années 70, par certains géoscientistes de Total, a été corroborée par les résultats du puits d’exploration (puits ≠ 1), et en particulier, par l’étude des carottes de forage. En effet, l'étude des carottes a, clairement, montré que l’intervalle en cause correspond à un chevauchement des cônes sous-marins. En outre, les données sismiques régionales suggèrent, fortement, que ces cônes ne sont pas associés au membre inférieur du cortège de bas niveau, c'est-à-dire, ni à des cônes sous-marins de bassin ni à des cônes sous-marins de talus, qui forment le membre intermédiaire élément du milieu, mais au membre supérieur, c'est-à-dire, au prisme de bas niveau. En effet, sur les lignes sismiques bien orientées (longitudinales par rapport à l’apporte sédimentaire), les lobes se localisent dans le prolongement des biseaux de progradation d’un prisme de bas niveau. En outre, les diagraphies du puits ≠ 1, correspondantes à cet intervalle, montrent une morphologie typique de ce qu'on appelle aujourd'hui des turbidites type toiture en bardeaux (situés à la base des progradations d’un prisme de bas niveau), c’est-à-dire, une superposition de corps sableux (parfois avec de la glauconite et charbon dans les débris de forage) et avec des limites très nettes, qui dans les diagraphies se traduisent par une géométrie, plus ou moins, cylindrique soit dans la diagraphie du rayon gamma (GR), soit du potentiel spontané (SP).

Moraine.......................................................................................................................................................................................................................Moraine

L'accumulation de cailloux et sable grossier, non stratifiée, en forme de monticule ou de crête, déposée par l'action directe d'un glacier qui repose sur une grande variété de formes topographiques. Il y a plusieurs types de moraines, les uns qui forment paysages facilement reconnaissables et d'autres qui n'existent que lorsque le glacier est, encore, présent. Les types associés avec la présence d'un glacier sont les moraines : (i) supraglaciaires et (ii) englaciaires (moraines à l’intérieur du glacier).

Voir : « Milieu Sédimentaire »
&
« Glacier »
&
« Bloc Erratique »

Les glaciers de vallée, comme les illustrées sur cette figure, forment un réseau dendritique. La zone d'alimentation comprend plusieurs languettes en provenance des cirques supérieurs. Ces langues sont unis en confluence et en l'aval, uniquement langue résultante redescend la topographie convexe, une fois que l'ablation est plus important sur les bords. La surface du glacier est, plus ou moins, couverte de dépôts (moraines). Les types de moraines qui créent des formes topographiques sont : (i) Moraines latéraux ; (ii) Moraines médianes ; (iii) Moraines de fond ; (iv) Moraine frontales ; Moraines de récession et (vi) Moraines terminales. Les moraines latérales sont formées par le matériel qui a tombée sur le glacier ou qui a été arraché aux parois de la vallée. Lorsque deux courants glaciaires convergent, comme illustré ci-dessus, il se forme une moraine médiane par juxtaposition de deux moraines latérales. Le glacier peut transporter des pierres à l'intérieur de la masse de glace. Elles constituent la moraine intérieure (non représentée sur le schéma), mais il semble que cette charge interne est négligeable. Au contraire, les moraines de fond, constituées par des blocs et du matériel broyé dans la base du glacier, représentent un volume appréciable. Le glacier dépose, devant lui, les matériaux qu’il transporte. Ils constituent la moraine terminale ou frontale, que certains experts appellent vallée morainique. En effet, les moraines terminales se déposent uniquement si le front du glacier est stationnaire pendant un certain temps dans le même endroit, ou si le glacier les pousse, en avant, pendant la progression glaciaire (moraine poussée). Lorsque les glaciers s’amincissent, les moraines frontales sont abandonnées et un autre type de moraine frontale se dépose (moraine de récession) si le front du glacier stationne. Toutes ces formes d'accumulation ne sont pas spécifiques aux glaciers de vallée, mais c'est en eux que les différents types de moraines sont faciles à reconnaître.

Moraine Englaciaire................................................................................................................................................................Englacial moraine

Tout le matériel stocké à l'intérieur d'un glacier. Une moraine en-glaciaire, comprend non seulement le matériel qui tombe dans les fissures du glacier, mais également les roches qui ont été arrachés du lit du glacier.

Voir : « Moraine »
&
« Glacier »
&
« Moraine de Fond »

Sur cette photo, la moraine supraglaciaire (matériel sur la surface du glacier, y compris les moraines médianes et latérales, et la poussière des roches qui tombent de l'atmosphère) est en train de tomber dans les fissures du glacier pour former ce que les glaciologues appellent moraine englaciaire qui englobe tous les sédiments stockés et transportés à l’intérieur du glacier. Les moraines englaciaires et supraglaciaires comprennent des sédiments qui formeront, plus tard, les différents types de moraines, qu’ont peut mettre en évidence dans un glacier de vallée. Cela signifie que la moraine supraglaciaire comprend les sédiments qui forment plus tard : (i) La moraine terminale ; (ii) Les moraines latérales ; (iii) La moraine médiane et (iii) La moraine de récession. Cependant, la moraine englaciaire englobe, également, tous les sédiments qui sont piégés dans la glace. Rappelons que les moraines latérales sont formées par du matériel qui tombent sur le glacier ou qui est arraché aux parois de la vallée. Les moraines latérales peuvent fusionner, quand deux courants glaciaires convergent, et former une moraine médiane. Les moraines de fond sont composées de blocs et de matériel écrasé à la base du glacier. Les moraines de fond peuvent représenter un volume très important de matériel sédimentaire. Notons, également, qu’un glacier dépose, devant lui, les matériaux qu'il transporte et qui forment une grande partie des moraines englaciaires et supraglaciaires. Lorsque les sédiments se déposent, ils forment la moraine terminale, que certains géoscientistes appellent moraine frontale ou vallée morainique. Cependant, on ne peut pas oublier que la moraine terminale se dépose uniquement lorsque le front du glacier s’arrête, dans un lieu donné, pendant un temps suffisant grand pour que les sédiments se déposent. Quand un glacier est en phase de grossissement, il pousse, peu à peu, la moraine terminale vers jusant, jusqu’à que le glacier s’arrête et commence à s’amincir. Le nouveau dépôt est abandonné c'est la moraine poussée. D'autre part, quand un glacier s’amincit, la moraine frontale est abandonnée et un autre type de moraine frontale est déposé (moraine de récession), si le mouvement du glacier s’arrête. Les types de moraines qui créent des formes topographiques sont : (i) Les moraines latérales ; (ii) Les moraines médianes ; (iii) Les moraines de fond ; (iv) Les moraines frontales ; (v) Les moraines de récession et (vi) Les moraines terminales.

Moraine de Fond..............................................................................................................................................................................Ground moraine

Moraine déposée sur le sol de la vallée glaciaire. La moraine de fond n'a pas de caractéristique évidente. Elle est située là où le glacier trouve la roche sous-jacente. Elle peut être lessivée par les courants infra-glaciaires et isolée lorsque le glacier fond.

Voir : « Moraine »
&
« Glacier »
&
« Bloc Erratique »

Tous les restes de roche visibles dans le premier plan de cette photographie forment la moraine du fond qui a été exposée dès s’a amincit et disparut. En effet, ce matériel était auparavant sous le glacier. En général, on peut dire que les moraines de fond sont des dépôts de till (sédiments non travaillés et non stratifié directement pour, ou sous, un glacier et qui ne sont pas réactivés par la fusion des eaux glaciaires) avec une topographie irrégulière qui forment soit de petites collines soit des plaines. Ces moraines s'accumulent sous la glace, non seulement lorsque le glacier s'épaissit, mais aussi, quand il se rétrécit. Dans les glaciers alpins, la plupart du temps, les moraines de fond se déposent entre les deux moraines latérales. Ce type d’accumulation sous la glace, lorsque le glacier est actif, peut se présenter, essentiellement, sous deux formes qui caractérisent des paysages différents : (i) Une succession de drumlins et (ii) Des plaines de moraines de fond (comme c’est le cas dans cette photo). Le premier est caractérisé par des collines en forme de dos de baleine, lesquelles ont des dimensions variables (longueur de quelques dizaines à plusieurs centaines de mètres, largeur, en moyenne, environ un tiers de la longueur et une hauteur entre 5 et 40 mètres). Les drumlins apparaissent en groupes, appelés champs de drumlins, où des dépressions marécageuses se forment entre les collines ovoïdes. Les drumlins sont rien d'autre que des épaississements locaux de la moraine de fond, que le glacier a modélisé selon certaines formes en fonction de leur propre dynamique. Dans les plaines de moraines de fond, l'accumulation ne se fait pas dans des paquets, plus ou moins localisées, comme dans le cas des drumlins, mais de manière uniforme. L'épaisseur d’une plaine de moraine un fond clair n'est jamais très grande (plusieurs mètres en moyenne, 20 ou 30 mètres si plusieurs moraines se superposent), ce qui fait dire à certains géoscientistes, qu’elles servent à atténuer le relief préglaciaire. Outre les moraines de fond existent aussi : (i) Les moraines latérales ; (ii) Les moraines médianes ; (iii) Les moraines frontales ; (iv) Les moraines de récession et (vi) les moraines terminales.

Moraine Latérale...........................................................................................................................................................................Lateral moraine

Dépôt de till le long des côtés d'un glacier. En général, il y a, toujours, deux moraines latérales d’un écoulement glaciaire, lesquelles, en cas de confluence avec d’autres écoulements glaciaires, forment des autres points de vente, des moraines médianes.

Voir : « Moraine »,
&
« Glacier »
&
« Moraine Terminale»

Cette photographie illustre une moraine latérale abandonnée suite à l’amincissement (recul) du glacier. Le long d’un glacier il y a toujours deux moraines latérales, une de chaque côté, comme son nom l'indique, ce qui signifie que les moraines latérales se forment sur les bords du glacier. En fait, au fur et à mesure, que le glacier avance, le matériel des parois de la vallée qui se fracturent sous l'effet de variations de température, tombe sur la surface du glacier et est transporté le long des bords du glacier. Lorsque la glace fond, un long cordon de sédiments apparaît sur les pentes de la vallée glaciaire. Ainsi, on peut dire, que les moraines latérales sont des petites buttes de till (sédiments non travaillés et non stratifiés déposés directement par, ou sous, un glacier et qui ne sont pas réactivés par la fusion de l'eau glaciaire), déposés le long des côtés du glacier. Les sédiments non consolidés résultant de l'abrasion glaciaire des parois de la vallée et des ruisseaux, qui se jettent dans la vallée principale, sont déposés sur la surface du glacier et transportés le long des rives du glacier, jusqu'à ce qu'il fonde. Comme les moraines latérales sont déposées sur la surface (top des glaciers), elles ne souffrent pas de l’érosion post-glaciaire qui se produit dans la vallée. Par conséquent, lorsque le glacier fond et disparaît, les moraines latérales sont préservées sous la forme de monticules, plus ou moins, élevés. Lorsque deux écoulements glaciaires, avec leurs respectives moraines latérales, convergent, les moraines latérales adjacentes forment la moraine médiane du nouveau glacier, par juxtaposition, tandis que les moraines latérales opposées forment les moraines latérales du nouveau glacier. Des exemples de ce type de convergence peuvent être observés dans les glaciers alpins, mais les exemples les plus représentatifs se trouvent en Alaska et au Groenland, comme la formation des moraines médianes du glacier de Edward Bailer, dans l'Est du Groenland (Milne Land). N'oublions pas que les types de moraines qui créent des formes topographiques sont: (i) Moraines latérales ; (ii) Moraines médianes ; (iii) Moraines de fond ; (iv) Moraines frontales ; (v) Moraines de récession et (vi) Moraines terminales.

Moraine Médiane.............................................................................................................................................................................Medial moraine

Moraine formée par deux moraines latérales. Lorsque deux glaciers se touchent, les deux bords qui se rejouant forment un bourrelet central dans le nouveau glacier. Les deux moraines latérales vont se retrouver au milieu du glacier et former un cordon de matériel sédimentaire sur la surface du nouveau glacier.

Voir : « Moraine »
&
« Glacier »
&
« Moraine de Récession »

L'existence d'une moraine médiane est la preuve que le glacier a plusieurs sources, ce qui signifie qu’il y a eu confluence de deux cours glaciaires et que les moraines latérales adjacentes se sont fusionné pour former la moraine médiane du nouveau glacier. De tout évidence, les moraines latérales du nouveau glacier comprennent le matériel des moraines latérales opposées des deux glaciers confluents. Quand la glace fond, le glacier laisse un cordon de matériel sédimentaire au milieu de la vallée. Sur cette photo, on reconnaît les moraines médianes, par la couleur la plus foncée. Comme illustré, ce glacier contient plusieurs moraines médianes bien définies. En effet, comme dit ci-dessus, dès que deux glaciers de vallée fusionnent, les moraines latérales, autrement dit, les bandes de chaque côté du glacier fusionnent pour former une moraine médiane. Les moraines médianes illustrées dans cette photo suggèrent que ce glacier est le résultat de la fusion d’au moins deux glaciers (probablement trois). En effet, dans cette région, un grand nombre de glaciers de vallée ont plusieurs moraines médianes formées par la fusion de plusieurs glaciers affluents. Notons que ces confluences sont rares dans les glaciers de cirque, c’est-à-dire, dans les glaciers qui s'accumulent dans les parties plus hautes des montagnes (au-dessus de la ligne des neiges persistantes) arctiques ou subarctiques, montagnes tempérées et tropicales. Par ailleurs, ce type de glaciers n'a, pratiquement, pas de moraines latérales. Uniquement la moraine frontale ou terminale est significative. Contrairement aux glaciers de vallée, les glaciers de cirque ont des petites dimensions et sont dominées par des parois rocheuses presque verticales, d’où descendent les avalanches que les nourrissent. Notons que tous les termes de transition existent entre un glacier de cirque et glaciaire de plateau, qui sont des glaciers déposés dans des plateaux, plus ou moins, ondulés entre les glaciers de cirque et les glaciers de vallée. Les glaciers de plateau sont parfois considérés comme des répliques des inlandsis à petite échelle Outre les moraines médianes, il y a : (i) Les moraines latérales ; (ii) Les moraines de fond ; (iii) Les moraines frontales ; (iv) Les moraines de récession ; (vi) Les moraines terminales, etc.

Moraine Poussée.................................................................................................................................................................................Push moraine

Moraine formée par les glaciers qui s’amincissent et s’épaississent à nouveau. La présence d'une moraine de poussée met en évidence un climat qui devient plus froid après une période relativement chaude. En fait, le matériau qui a été déposé est poussé et empilé au fur et à mesure que le glacier avance (s’épaissit). Cependant, comme la plupart du matériel du matériel de la moraine de poussée est déposé par gravité, il y a des différences importantes dans l'orientation des fragments des roches à l'intérieur de la moraine. Une caractéristique importante qui permet l'identification d'une moraine de poussée, c'est que les fragments ont poussés et soulevés de leurs positions horizontales originelles.

Voir : « Moraine »
&
« Glacier »
&
« Moraine de Fond »

Cette moraine poussée est composée de sédiments qui ont été transportés le long de la base du glacier, bien que certains de ces sédiments puissent être en contact direct avec la paroi rocheuse du fjord. La plupart des moraine de poussée se trouvent dans les plaines, plus ou moins, horizontales situées dans à hautes latitudes et formées au cours des différentes phase de l'âge glaciaire Quaternaire. Ainsi, elles se trouvent dans les plaines de l'Amérique du Nord, Sibérie et Europe du Nord. Elles se sont formées pendant des périodes froides (phases glaciaires), lorsque les glaciers se sont épaissis et avancés, recouvrent une grande partie de l’Amérique du Nord et Europe. En outre, ce type de moraines est mieux développé devant les glaciers polythermiques (qui combinent les caractéristiques des glaciers polaires ou froids, dont gelés a leur base, et des glaciers tempérés, qui ont une température partout proche du point de fusion, sauf à la surface, où la température fluctue selon la saison deux groupes précédents). Dans certaines régions, on peut reconnaître des moraines de poussée avec plus d'une phase glaciaire ou différentes générations, formées au cours d'une unique phase glaciaire. Une fois que les glaciers avancent (s’épaississent) et reculent (s’amincissent), certains de ces moraines sont détruits lorsque des avancées glaciaires. La plupart de ces moraines, qui peuvent atteindre plus de 100 km de long et plusieurs centaines de mètres de haut, se sont formées lors de la dernière ou avant-dernière grande phase d’avance (épaississement) des glaciers, c'est-à-dire, entre 110 et 100 ka et entre 238 et 128 ka respectivement.

Moraine de Récession........................................................................................................................................................Recessional moraine

Moraine formée dans l'extrémité d'un glacier. Elle se dispose à travers la vallée glaciaire et non le long d’elle. Elle se forme quand un glacier en recul (s’amincit) reste stationnaire suffisamment pour produire un monticule de matériel. Le processus de formation est le même que pour une moraine terminale, mais elle se forme lorsque le glacier en retrait stationne.

Voir : « Moraine »
&
« Glacier »
&
« Moraine de Fond »

Sur cette photo plusieurs moraines de récession sont visibles dans la bouche d'un glacier de vallée suspendue. Comme illustré, une moraine de récession est, en fait, une moraine terminale secondaire déposée au cours d'une période de stabilité glaciaire, c'est-à-dire, déposée quand le glacier ni s’épaissit ni s’amincit. Ces moraines mettent en lumière l’histoire des amincissements (recul) des glaciers le long de la vallée glaciaire, qu'il s'agisse de la vallée principale, secondaire ou suspendue. Dans certains cas, dix ou plus moraines de récession peuvent être présent dans une vallée donnée. Dans cet exemple, au moins deux moraines de récession peuvent être identifiée. La plus ancienne s’est déposée dans la partie avale de la vallée, qui dans ce cas particulier semble être une vallée suspendue. La formation des moraines de récession est corroborée par l'observation du mouvement actuel des glaciers. Dans les vallées glaciaires du Canada, où la plupart des glaciers est, globalement, en amincissement, une nouvelle moraine de poussée peut être vu chaque hiver, lorsque le s s’épaississent. Quand un glacier avance, les sédiments qu’il transport (till) et les sédiments fluviaux associés avec lui, avancent jusqu’à qu'il s'arrête, pour après, pendant l’été suivant commencer à s’amincir. À la fin de l'âge glaciaire, la glace des glaciers a commencé à fondre et à son extension a commencé à diminuer. Cependant, l’amincissement ne s’est pas fait de manière continue. Plusieurs fois la fusion de la glace a cessé et le front glaciaire a gardé la même position pendant une période de temps suffisante pour que les moraines de récession se de déposent. Dans certaines vallées glaciaires on peut observé plusieurs moraines de récession, derrière, et parallèles à la moraine terminale. Les moraines terminales et de récession bouchent souvent les vallées glaciaires, ce qui contribue à la formation de lacs. En dehors de ces moraine il existe des moraines d’autre type : (i) Moraines latérales ; (ii) Moraines médianes ; (iii) Moraines frontales ; (iv) Moraines de fond, etc.

Moraine Supraglaciaire.................................................................................................................................................Supraglacial moraine

Matériel sur la surface du glacier, dont la moraine latérale et médiane, ainsi que des fragments et de poussière de roches, qui tombent de l'atmosphère.

Voir : « Moraine »
&
« Glacier »
&
« Moraine de Fond »

L'un des exemples les plus typiques de moraine supraglaciaire se trouve le long des 7 km du Scharffenbergbotnen, Heimefrontfjella, Dronning Maud Land, dans l’Antarctique (Hattestrand, C. & Johansen, N., 2005). La surface de la glace est caractérisée par des champs de glace bleue (zones avec moins de 50 000 km^2 de glace, que souvent se trouvent dans les climats très froids et avec des altitudes très élevées, où il y a suffisamment de précipitations) et est, partiellement, recouvert de complexes de moraines supraglaciaires. La couverture de débris de la moraine supraglaciaire est, généralement, est peu épaisse (moins de 50 cm) et repose sur la glace du glacier (cristaux de glace, intercroissants, compactée et ayant une densité de 0.83 à 0.93 km^-3), et dans lequel la morphologie de surface (petites dorsales et trous de fusion) reflètent les irrégularités de la glace sous-jacente. Les débris se composent, principalement, de clastes sub-anguleux du substrat rocheux local. Pour les géoscientistes qui ont étudié ce type de moraine, elle a une histoire totalement supraglaciaire. Le colluvions (sédiments meubles déposés ou accumulés, par gravité, dans la base d’un talus ou barrière) et les moraines préexistantes ont été amenés à Scharffenberbotnen, principalement, de SSO, dû à l'avancement glaciaire au cours du dernier maximum glaciaire dans la région. La couverture des débris des moraines supraglaciaires s'étend jusqu’à environ 200-250 mètres au-dessus de la surface actuelle de la glace dans talus des environs de Scharffenberbotnen, et généralement à moins de 100 mètres au-dessus de la surface actuelle de la glace des talus en dehors de la vallée glaciaire. Ceci souligne, sans doute, la hauteur de la surface de la glace dans la région au moment du dernier maximum glaciaire. Le dépôt des moraines supraglaciaires dans la vallée, de l'époque, et sa préservation dans la région, jusqu’à ce jour, indiquent que le centre de l’ablation, local, et probablement les champs de glace bleue, étaient présents dans Scharffenberbotnen lors du dernier maximum glaciaire, ce qui a été une caractéristique persistante depuis. Dans un contexte plus large, on peut dire que les moraines supraglaciaires sont un moyen, encore peu utilisé, pour reconstruire l'étendue des champs de glace. Les moraines qui créent des formes topographiques sont principalement : (i) Les moraines latérales ; (ii) Les moraines médianes ; (iii) Les moraines de fond ; (iv) Les moraines terminales ; (v) Les moraines de récession, etc.

Moraine Terminale.....................................................................................................................................................................Terminal moraine

Moraine formée à l'extrémité du glacier. Elle marque l’extension maximale du glacier et se forme, plus ou moins, perpendiculairement à la vallée glaciaire. Elle correspond à un gros tas de débris et correspond, généralement, à la limite entre les débris grossiers et irréguliers et début des sédiments fluvio-glaciaires.

Voir : « Moraine », figure M082
&
« Glacier », figure G028
&
« Moraine de Récession », figure M088

Tous les restes de roche visibles dans le premier plan de cette photographie forment la moraine du fond qui a été exposée dès s’a amincit et disparut. En effet, ce matériel était auparavant sous le glacier. En général, on peut dire que les moraines de fond sont des dépôts de till (sédiments non travaillés et non stratifié directement pour, ou sous, un glacier et qui ne sont pas réactivés par la fusion des eaux glaciaires) avec une topographie irrégulière, qui forment soit de petites collines soit des plaines. Ces moraines s'accumulent sous la glace, non seulement lorsque le glacier s'épaissit, mais aussi, quand il se rétrécit. Dans les glaciers alpins, la plupart du temps, les moraines de fond se déposent entre les deux moraines latérales. Ce type d’accumulation sous la glace, lorsque le glacier est actif, peut se présenter, essentiellement, sous deux formes qui caractérisent des paysages différents : (i) Une succession de drumlins et (ii) Des plaines de moraines de fond (comme c’est le cas dans cette photo). Le premier est caractérisé par des collines en forme de dos de baleine, lesquelles ont des dimensions variables (longueur de quelques dizaines à plusieurs centaines de mètres, largeur, en moyenne, environ un tiers de la longueur et une hauteur entre 5 et 40 mètres). Les drumlins apparaissent en groupes, appelés champs de drumlins, où des dépressions marécageuses se forment entre les collines ovoïdes. Les drumlins sont rien d'autre que des épaississements locaux de la moraine de fond, que le glacier a modélisé selon certaines formes en fonction de leur propre dynamique. Dans les plaines de moraines de fond, l'accumulation ne se fait pas dans des paquets, plus ou moins localisées, comme dans le cas des drumlins, mais de manière uniforme. L'épaisseur d’une plaine de moraine un fond clair n'est jamais très grande (plusieurs mètres en moyenne, 20 ou 30 mètres si plusieurs moraines se superposent), ce qui fait dire à certains géoscientistes, qu’elles servent à atténuer le relief préglaciaire. Outre les moraines de fond existent aussi : (i) Les moraines latérales ; (ii) Les moraines médianes ; (iii) Les moraines frontales ; (iv) Les moraines de récession et (vi) les moraines terminales.

Morphologie des Diagraphies (turbidites)........................................................................................................................Log patterns

Dans les diagraphies électriques, les différents types de dépôts turbiditiques ont une signature, plus ou moins, typique, comme illustrée dans la figure suivante.

Voir : « Diagraphie Électrique »
&
« Turbidite »
&
« Calibration Sismique »

Dans ce schéma sont illustrées les morphologies, les plus fréquentes, de la diagraphie des rayons gamma (GR) des principaux dépôts turbiditiques du cortège sédimentaire de bas niveau (CBN). Rappelons que le cortège de bas niveau (CBN) est composé de trois membres. De bas en haut, quand le cortège est complet, on reconnaît : (i) Les cônes sous-marins de bassin (CSB) ; (ii) Les cônes sous-marins de talus (CST) et (iii) Le prisme de bas niveau (PBN). Dans chacun de ces membres peuvent se déposer des roches-réservoirs, en général, de faciès sableux, soit sous la forme de lobes, soit sous la forme de chenaux ou dépressions allongées entre les digues marginales naturelles. Les morphologies des diagraphies du potentiel spontané (PS) et rayon gamma (GR) sont les plus caractéristiques. À partir de cette figure, on peut dire que la diagraphie du rayon gamma des cônes sous-marins de bassin (CSB) a, généralement, une forme cylindrique et que les limites inférieure et supérieure sont tranchantes. La limite inférieure correspond à un discordance (surface d’érosion) et la limite supérieure correspond à la une surface de la base de progradations (vergence opposée) des cônes sous-marins de talus. La morphologie de la diagraphie des contourites est similaire à celle des cônes sous-marins de bassin (CSB), une fois que la configuration interne est parallèle et que l’inclinaison, vers l’aval, des contourites, n’ont aucune influence dans la diagraphie. La morphologie de diagraphie des cônes sous-marins de talus (CST) est caractérisée par une succession de morphologies croissantes et décroissantes, qui sont typiques des dépôts de débordement (digues marginales naturelles turbiditiques) et des dépressions entre eux (par fois des chenaux lorsqu'il y a érosion). La limite inférieure peut correspondre à une discordance (en l'absence de cônes sous-marins de bassin), mais la limite supérieure correspond, presque toujours, à la surface de base des progradation du prisme de bas niveau. Enfin, la morphologie de turbidites type toiture en bardeaux correspond à une succession verticale de morphologies cylindriques, comme celle des cônes sous-marins de bassin. Toutefois, les limites de chacun de ces lobes ne correspondent pas à des discordances, mais à des faibles hiatus par non dépôt.

Morphologie du Fond de la Mer...............................................................................Seafloor morphology

Carte bathymétrique, c'est-à-dire, la carte de profondeur du fond de la mer, laquelle exhibe une morphologie particulière qui corrobore la théorie des plaques tectoniques.

Voir : « Eustasie »
&
« Accommodation »
&
« Abyssal »

Compte tenu de l'exagération verticale de ces deux coupes géologiques, il est facile de conclure, au moins, au niveau du tropique du Cancer, que la topographie et bathymétrie de la surface de la Terre ne falsifient pas la théorie de la tectonique des plaques lithosphère. En effet : (i) Les fosses océaniques soulignent les zones de subduction de type B (Benioff), dans lesquelles la croûte océanique plonge sur la croûte continentale ; (ii) Les Andes correspondent bien à des chaînes de montagne et arcs volcaniques induits par les zones de subduction de type B ; (iii) Les montagnes océaniques, de chaque côté de la dorsale mid-océanique, soulignent l’accrétion océanique d, c’est-à-dire, la formation de nouvelle croûte océanique, au fur et à mesure de d'expansion océanique et (iv) Les fonds océaniques, entre les montagnes océaniques et les continents, marquent la croûte océanique ancienne, froide et dense. Tout cela signifie, que la bathymétrie corrobore la structure et le mécanisme de la tectonique des plaques lithosphère, autrement dit, la formation de nouvelle croûte océanique le long de la dorsale mid-océanique et la consommation de la croûte océanique ancienne le long des zones de subduction (type B). En d'autres termes, l’allongement le long des dorsales mid-océaniques est compensée par l'absorption de la croûte océanique dans les zones de subduction et par le raccourcissement des sédiments dans les plaques lithosphériques chevauchantes le long des zones de subduction. Comme illustré dans des coupes géologiques de cette figure, les principales subdivisions de la surface terrestre sont les suivantes : (i) Les bassins océaniques, qui couvrent environ 60 % de la surface totale de la Terre ; (ii) Les plates-formes continentales (profondeur de l'eau jusqu'à 200 mètres) ; (iii) Les fonds marins ; (iv) Les montagnes océaniques et (v) Les talus continentaux (glacis inclus), entre les fonds océaniques et les plate-formes continentales. L'eau des bassins océaniques couvre 71 % de la surface terrestre. Toutefois, le volume total des bassins océaniques varie long de l'histoire géologique (une cause de eustasie). Dans l'hémisphère nord, plus de 65 % de la terre est sous l’eau. Les montagnes océaniques couvrent environ 25 % de la surface totale de la Terre. Le système montagneux des continents ne couvre qu'environ 12 %. Les arcs volcaniques insulaires volcaniques et les fosses associées forment environ 1.2 % de la surface totale de la Terre.

Mouvement d’Eckman........................................................................................................................................................Eckman movement

Déplacement de la surface de l'eau de mer à 45° de la direction du vent dominant. Cet angle est dû à la combinaison du mouvement du vent et de l’effet de Coriolis. La couche de surface de l'eau de mer entraîne la couche sous-jacente, laquelle est déviée au-delà de la couche de surface. Comme illustré dans la figure ci-dessous, la flexion du déplacement de l'eau augmente avec la profondeur et la forme ce qu'on appelle une spirale Eckman.

Voir : « Effet de Coriolis »
&
« Transport d’Eckman »
&
« Fetch »

Les courants marins sont initiés par le vent. En général, les effets des courants est de déplacer l'eau chaude vers les pôles et l’eau froide vers l'équateur. Le facteur principal du mouvement de l'eau des océans est l’effet de Coriolis (produit par la force de Coriolis, laquelle, apparemment, semble être causée par la rotation de la Terre, car tous les corps en mouvement, qui se déplacent à la surface de la Terre, sont déviés vers la droite dans l'hémisphère Nord et vers la gauche dans l'hémisphère Sud). Afin de mieux comprendre l'effet de Coriolis, il suffit de considérer le mouvement d'un projectile lancé par une pièce d’artillerie. Le projectile se déplace de manière linéaire, mais comme la Terre tourne au-dessous du projectile (effet de Coriolis), un observateur sur la surface de la terre voit le projectile se dévier vers la droite. La même chose s'applique aux courants. En outre, comme l'illustre cette figure, lorsque le vent souffle une certaine direction, les courants de surface, en raison de l'effet de Coriolis, sont détournées 45° (vers la droite dans l'hémisphère Nord et vers la gauche dans l'hémisphère Sud). La vitesse (vecteur de la vitesse) est de plus en plus déviés, au fur et à mesure que la profondeur augmente, jusqu'à ce qu'il soit orienté dans la direction opposée de vent (profondeur de frottement). Le résultat de ce processus est que l'eau, en profondeur, se déplace perpendiculairement à la direction du vent, c'est-à-dire, en direction du centre d'une spirale ou vortex, ce qui provoque une légère accumulation d’eau (10-20 mètres de hauteur) dans le centre de la spirale. Ces accumulations d'eau, sous l'influence de la gravité, s’écoulent vers l'extérieur du vortex, mais l’effet de Coriolis dévie l’écoulement vers la droite jusqu'à ce qu'il soit parallèle à l'accumulation et vers le point où la gravité et l’effet de Coriolis se compensent (courant géostrophique). C'est pourquoi les grands tourbillons sont centrés à environ 30° au nord et au sud de l'équateur.

Mouvement Orogénique..................................................................................................................................................Orogenic movement

Mouvement de translation, principalement horizontal, de la croûte terrestre dominante qui raccourcit les sédiments. Ce mouvement est, généralement, associée à la formation des chaînes de montagnes induites par le mouvement des plaques lithosphériques. Après l'avènement de la Tectonique des Plaques, les déformations de la croûte en extension (mouvements épirogéniques, intrusions ignées ou volcaniques) ne sont plus considérées comme des orogènes (pour de nombreux géoscientistes).

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

Pour de nombreux géoscientistes, un mouvement orogénique est induit, exclusivement, par une ou plusieurs régimes tectoniques de compressifs (ellipsoïde des contraintes effectives avec l’axe principal, σ_1, horizontal). Cela implique, uniquement, un raccourcissement des sédiments, mais ne suggère pas la coupe géologique illustrée ci-dessus. En fait, cette définition est un peu extrême pour deux raisons. La première est qu’avant de raccourcir les sédiments il est nécessaire qu’il se déposent et leur dépôt implique, toujours, un régime tectonique en extension (axe principal de l'ellipsoïde des contraintes effectives, σ1, vertical). La seconde raison, c'est que se déforme les sédiments n’est pas la contrainte tectonique, mais la combinaison de la pression géostatique (poids des sédiments) avec la pression hydrostatique (poids de la colonne d'eau contenue dans les pores d'un système ouvert) et la contrainte tectonique (mouvement relatif des plaques lithosphériques). La pression géostatique se traduit par un ellipsoïde biaxial dont le grand axe est vertical. La pression hydrostatique (pression des pores) se traduit par un ellipsoïde uniaxial (une sphère). La contrainte tectonique correspond à un vecteur, plus ou moins, horizontal. Dans ces conditions, la somme des trois (ellipsoïde des contraintes effectives) correspond à un ellipsoïde triaxial, ce qui signifie que lorsque la pression géostatique est trop grande et la contrainte tectonique faible (mais positif), le résultat est un ellipsoïde des contraintes effectives oblongues, c'est-à-dire, avec σ_1 verticale, ce qui implique un allongement et non un raccourcissement des sédiments. Ainsi, on peut dire (d'une manière pédagogique) que dans toutes les chaînes de montagnes, au fur et à mesure qu’on s’éloigne du centre de compression (raccourcissement), la contraint tectonique diminue, et qu'à partir d'une certaine distance, le régime tectonique devient extensif, avec formation de failles normales et grabens orientés perpendiculairement à la direction des montagnes (anticlinaux et failles inverses). En réalité, ce n’est pas la contrainte tectonique qui varie, mais plutôt la résistance à la déformation des sédiments, mais le résultat est le même.

Mouvement Rampant.................................................................................................................................................................................Creep

L'une des diverses façons dont les sédiments peuvent être transportés dans un écoulement. En effet, les sédiments sont transportés, généralement, par une combinaison de : (i) Roulement ou glissement sur le substrat ; (ii) Saltation (sauts dans l'écoulement et ensuite repos sur le substratum) et (iii) Suspension dans l’écoulement.

Voir : « Transport (sédiments) »
&
« Sédiment »
&
« Écoulement »

Si on considère le transport des sédiments marins, par exemple, il ne faut oublier que les marées et les vagues génèrent des courants marins dont l'énergie permet le début du détachement des sédiments et leur transport au-dessus du fond du lit. Dans le transport des sédiments fluviaux, c’est l’énergie du cours d’eaux qui permet l’arrachement et le transport. De manière générale, le transport des sédiments s'effectue différemment selon la nature du sédiment et la taille du grain, à des niveaux variables de profondeur et de proximité du fond de l’eau. Ce phénomène dépend essentiellement de deux paramètres : la vitesse de cisaillement et la taille du grain des sédiments. Notons avant tout que la force de l'écoulement se décompose en une force de flottabilité verticale ascendante (portance) et une force de frottement de l'eau sur les sédiments, horizontale dans le sens de l'écoulement (traînée). Pour qu'il y ait transport de sédiments il faut que cette force soit suffisante pour compenser à la fois la force de gravité à laquelle les sédiments sont soumis et la force de frottement des sédiments en contact avec le fond. Fondamentalement, il faut distinguer deux grands types de transport des sédiments : (i) Le transport à la surfaces immédiate du fond, souvent appelé transport par charriage, dans lequel le transport des sédiments est horizontal (ce sont les collisions successives des particules entre elles qui sont à l'origine du mouvement du sédiment, une fois que l'écoulement turbulent influence moins le mouvement) ; dans ce type de transport, certains géoscientistes différencient le mouvement rampant et transport pour saltation ; et (ii) Le transport des sédiments en suspension, où c'est l'écoulement turbulent qui favorise le détachement et le transport des sédiments. Le mouvement des sédiments dans le lit (fond de la mer ou d’un cours d’eau) débute lorsque la contrainte de cisaillement (T) est suffisamment grande pour compenser le poids des sédiments et la force de frottement des sédiments avec le substrat.

Mur de Récif...................................................................................................................................................................................................Reefal wall

Paroi abrupte ou bord externe d'un récif de corail (récif bio-construit, de coraux et algues, restes de squelettes de coraux morts et autres organismes). La marge interne d'un récif de corail a une faible pente, ce qui contraste avec la paroi externe (paroi, qui parfois, a une plate-forme creusée par les vagues (plate-forme récifale).

Voir : « Déposition (carbonates) »
&
« Récif », figure R014
&
« Plate-forme Carbonatée Auréolée »

Sur cette photo, la morphologie et les dimensions (voir plongeur) du mur (bord extérieur) d'un récif de corail sont bien illustrés. Un récif corallien est un banc de calcaire récifal, biogénique, composé par les squelettes externes de colonies de polypiers associés à des algues incrustantes, calcaires, en particulier du genre Lithothamnium et des débris de calcaire corallien que les vagues accumulent dans le récif lui-même, le tout cimenté par de la calcite de précipitation (Moreira, 1984). En fonction de la forme du récif et de la position qu'il occupe par rapport au substrat, un récif peut être considéré comme : (i) Un récif frangeant ou côtier ; (ii) Récif barrière ; (iii) Atoll ; (iv) Récif tabulaire, etc. Notons que les géoscientistes on définit les récifs et termes associés (bioherme, biostrome, monticule carbonaté, etc.) en utilisant le relief de déposition, structure interne et composition biotique. En réalité, il n'existe pas de consensus sur une définition universellement applicable. Certains géoscientistes distinguent les récifs des monticules carbonatés de la manière suivante : (a) Les deux sont considérés comme des variétés de constructions bio-sédimentaires, qui se peuvent définir comme des structures construites par l'interaction d’organismes et de leurs environnements, qui ont relief synoptique (marquée sur les cartes océanographiques) et dont les compositions biotiques diffèrent de celles trouvées dans ou au-dessous des fonds marins avoisinants ; (ii) Les récifs sont supportés par une structure squelettique macroscopique (comme, par exemple, les récifs coralliens) ; (iii) Les coraux et algues calcaires se développer le haut soit des récifs soit des monticules carbonatés et forment des structures tridimensionnelles qui sont modifiées de diverses manières par d'autres organismes et processus inorganiques, (iv) les monticules carbonatés structure squelettique n'ont pas macroscopique ; (v) Les monticules sont construits par des micro-organismes et organismes sans structure squelettique ; (vi) Les monticules microbiens sont construits, exclusivement ou presque, par des cyanobactéries.