Palasome (minéral).................................................................................................................................................................................................Palosome

Roche ou minérale à partir de laquelle une autre roche ou minéral (métasome) peut être formée. Synonyme de Paléosome.

Voir : « Métasome (minéral) »
&
« Quartz
&
« Diagénèse »

Les palasomes sont des minéraux ou des roches qui sont substitués par métasomatose. Ils sont ce que certains géoscientistes appellent roches ou minéraux hôtes. Au cours du processus de cristallisation d'un magma, dans une première étape, peuvent se former des cristaux qui plus tard sont ensuite enveloppés ou fossilisées par la croissance de minéraux qui se forment au cours des phases postérieures de la cristallisation. De cette manière, les minéraux qui se forment les premiers, sont inclus dans les minéraux formés plus tard. De même, aussi des inclusions peuvent être formées et incluses dans le minéral hôte durant les processus de métasomatisme. De toute façon, les inclusions et palasomes sont toujours solides, pouvant prendre bien formes cristallines bien définies (comme, par exemple, de la pyrite dans les émeraudes ou de diamants dans des diamants, zircons au sein de zircons, etc.), ou arrondies (comme pour exemple, la calcite et l'apatite dans de certaines rubis ou du zircon dans certains zircons). Dans cette figure, sont, principalement, illustrés palasomes de zircon (le numéro 8 est un palasome d'anatase). Ces palasomes suggèrent que le granit d'où ils ont été pris est, probablement, d'origine métasomatique. En effet, la présence de palasomes de grains de zircon roulés (comme 1 et 6), inclus dans des métasomes de zircon semblent falsifier (réfuter) l'hypothèse d'une origine magmatique du granit. Probablement, la roche granitique a résulté d'une altération chimique (processus par lequel une roche ou minéral se transforme dans une autre) d'autres roches par l'interaction avec des fluides. C'est ce type altération chimique qui les géoscientistes appellent métasomatisme. Toutefois, une telle altération doit avoir lieu quand la roche ou le minerai, n'est plus en phase fondue, c'est-à-dire, une phase liquide résultant, ou non, de la fusion d'un matériel solide à des hautes températures, de sorte qu'elle puisse être considéré métasomatique. Ainsi, les roches métasomatiques peuvent être très variées et souvent difficiles à caractériser. Souvent, et en dépit de sa grande étendue, elles peuvent si peut altérées, que la seule évidence d'altération métasomatique est une légère altération de couleur ou une augmentation de la cristallisation de minéraux argileux (micas). Dans ces cas, une bonne étude pétrographique et pétrologique sont essentielles pour comprendre la genèse de ces roches.

Paléobathymétrie.............................................................................................................................................................................Paleobathymetry

Profondeur de l'eau lors d’un dépôt sédimentaire. En amont de la rupture de la surface de déposition côtière, elle est pratiquement zéro, c'est-à-dire, que l'espace disponible pour les sédiments, créé par une montée relative du niveau de la mer, est complètement rempli. En aval de la rupture de la surface de dépôt côtière, elle augmente progressivement, vu qu’uniquement une partie de l'espace disponible (accommodation) est remplie. Synonyme de l'eau Paléoprofondeur d’eau.

Voir : « Tranche d’eau de plate-forme »
&
« Montée relative (niveau de la mer) »
&
« Bathyal »

Dans ce schéma, la ligne de rupture côtière de l'inclinaison de la surface de déposition coïncide presque toujours avec la ligne de côte. Cependant, n'oublions pas, que pendant le cortège sédimentaire transgressive, la ligne de côte (plus ou moins, la ligne de rupture de la surface de déposition côtière), s'éloigne du rebord continental (qui dans certains cas ne coïncide pas avec le rebord du bassin), une fois que se forme, peu à peu, une plate-forme continentale entre elles. Ainsi, au début du prisme de haut niveau (la mer), le bassin a toujours une plate-continental. Cependant, au fur et à mesure la montée relative du niveau de la mer, en décélération, se poursuit la ligne de côte (rupture côtière de l'inclinaison de surface de déposition), se déplace, progressivement, vers l'aval, réduisant peu à peu, l'extension de la plate-forme continental, ce qui signifie qu'elle se rapproche du rebord continental qui dans ce cas marque le rebord du bassin. Avec le temps et si une nouvelle chute relative du niveau de la mer ne se produit pas, après un certain temps, le bassin devient sans plate-forme, à condition que la rupture côtière d'inclinaison de la surface de déposition (ligne de rivage) coïncide avec le rebord du basin (rebord continental).Théoriquement, en amont de rupture d'inclinaison de la surface de déposition côtière, tout l'espace disponible pour les sédiments créés par une montée relative du niveau de la mer, qu'elle soit en accélération ou e décélération, est rempli de sédiments. En aval, uniquement une partie de l'espace disponible est rempli (accommodation est égale à l'épaisseur des sédiments déposées plus la profondeur de l'eau). Ainsi, comme illustré dans ce schéma, la paléoprofondeur d'eau peut être calculée, sur les sections géologiques et sismiques, tirant un plan de référence parallèle à la plaine côtière (paléoprofondeur zéro), qui passe par le point où on veut calculer la paléoprofondeur, et de mesurer la distance verticale entre ce plan et la plaine côtière.

Paléocourant...............................................................................................................................................................................................Paleocurrent

Cours d’eau ancien qui a existé dans le passé géologique. Une direction d'écoulement peut être déduite soit à partir des stratifications entrecroisées, soit des marques ondulation de courant, soit par d'autres structures sédimentaires induites par la paléocourant.

Voir : « Fleuve »
&
« Écoulement »
&
« Paléobathymétrie »

Paléocourants sont des vecteurs qui indiquent le sens d'écoulement des courants qui ont déposé des sédiments à la surface de la Terre dans le passé géologique. L'étude des mers modernes, estuaires et cours d'eau a montré qu'il existe une relation, évidemment, entre la géographie physique et les courants qu'y existent. Les courant impriment dans les dépôts qui leur sont associés leurs caractéristiques, lesquelles, peuvent, ensuite, être déduites par l'étude de la géométrie et forme des plans de stratification des couches sédimentaires. L'étude de paléocourants permet de définir la géométrie des bassins sédimentaires et les patterns de dispersion des sédiments. Potter & Pettijohn (1977) ont suggéré que l'étude de paléocourants, à grande échelle, pourrait même être utilisé pour comprendre l'évolution crustal des continents, ses limites, l'âge des soulèvements et la tectonique. Cependant, il y a d'autres structures telles que, par exemple, les stromatolithes (structures d'accrétion, plus ou moins stratifiées, formées dans l'eau peu profonde par la rétention, liaison et cimentation des grains sédimentaires par pellicules des micro-organismes, en particulier, les cyanobactéries -les algues bleu-vert), qui indiquent la direction des paléocourants. Les stromatolithes peuvent se développer avec une forme allongée, qui souligne le sens des courants, ou peuvent être, plus ou moins, inclinés et asymétriques et utilisés pour déterminer le sens de la direction des courants, c'est-à-dire l'onshore et offshore ou l'orientation de la côte. Ainsi, dans Shark Bay, en Australie, les stromatolithes ont été utilisés pour reconstruire les paléocourants pendant le dépôt des sédiments du Protérozoïque. En fait, ces études ont corroboré l'hypothèse que la forme allongée, elliptiques et colonnaire des stromatolithes est parallèle à la direction des vagues et donc, plus ou moins, perpendiculaire à la ligne de côte (même si parfois celle-ci peut être oblique à la ligne de côte) . Cependant, il semble que dans certains cas (sédiments anciens), les stromatolithes peuvent, également, s'orienter parallèlement au rivage (ligne de côte déduite des structures sédimentaires).

Paléogéographie.................................................................................................................................................................................Paleogeography

Étude de la géographie du passé géologique y compris les archétypes de la surface terrestre, distribution des continents et océans, ainsi que, les anciennes chaînes de montagnes et d'autres éléments terrestres.

Voir : « Supercontinent »
&
« Cycle de Wilson »
&
« Milieu de Faciès de Dépôt »

A grande échelle, la paléogéographie étudie les positions, surfaces, topographie et géologie des continents, ainsi que la bathymétrie des océans. A petite échelle, la paléogéographie étudie les contextes des bassins sédimentaires ou environnements dont certaines formations géologiques se forment. Pour ce type d'étude, il est essentiel de définir le temps géologique des données utilisées, ce qui peut être fait par biostratigraphie (c'est-à-dire, zone, stage or époque) ou à partie de l'existence d'environnements de dépôt particuliers tels que, par exemple, un bassin évaporitique ou delta. Toutes les géosciences contribuent directe ou indirectement à ce type d'étude, une fois que les paléogéographies successives suggèrent beaucoup sur l'évolution de la surface de la Terre, hydrosphère et biosphère. La plupart des données paléogéographiques sont placés sur les cartes, qui comprennent les paléogéographiques qui montrent les positions des continents et, éventuellement, des affleurements pour un temps géologique particulier. Outre l'intérêt scientifique, ce type de carte a une valeur économique (par exemple, dans la délimitation des zones où la présence de certaines ressources naturelles est plus probable). L'exemple représenté sur cette figure, montre, à grande échelle, les principales paléogéographies au cours du Paléozoïque jusqu'à la formation du supercontinent Pangée. Ainsi, au cours de l'Ordovicien, on peut dire que la plupart de la masse continentale était située dans l'hémisphère sud et distribué en quatre grands continents : (i) Gondwana (Afrique, Amérique du Sud, Australie, Inde, Antarctique) ; (ii) Laurentia ; (iii) Baltique et (iv) Eurasie. La mer d'Iapetus séparait la Laurentia et Baltica de l'Eurasie. L'Eurasie a été séparée du grand continent Gondwana par la mer Réique. Au cours du Dévonien, l'océan Iapetus s'est fermé avec la formation de l'ancien continent de grès rouges (Orogénie Calédonienne). Dans le même temps, le Gondwana a commencé à se déplacer vers le nord, ce qui a initié la fermeture de la mer de Réique (début de l'orogénie Hercynienne). Pendant le Permien, la mer de Réique s'est fermé complètement avec l'orogénie Hercynienne, qui a conduit à la formation du supercontinent Pangée, qui, ensuite s'est fracturé individualisant différents continents, qui correspondent plus ou moins, aux continents actuels.

Paléolatitude...............................................................................................................................................................................................Paleolatitude

Latitude (localisation sur la Terre au Nord ou au Sud de l'équateur) d'un continent ou toute autre partie de la croûte terrestre dans le passé géologique. En raison de l'expansion océanique, les continents beaucoup changé de latitude au cours des différentes périodes géologiques.

Voir : « Expansion Océanique »
&
« Migration Polaire »
&
« Baltica »

Lorsque le paradigme de la tectonique des plaques lithosphériques a été acceptée par la plupart des spécialistes des géosciences (dans les années 60 - 70), les données paléomagnétiques ont commencé à être utilisées pour interpréter la dérive des continents et déterminer, ainsi, les paléolatitudes des continents le long de l'histoire géologique. En fait, comme le montre cette figure, l'influence de la dérive des continents (dans ce cas, l'évolution de paléolatitude du Nouveau-Mexique, Etats-Unis) dans le climat, géomorphologie et habitat à travers le temps géologique, est plus qu'évident. Les pôles paléomagnétiques sont désormais disponibles sur tous les continents et leurs distributions temporelles, sur le globe, définissent trajectoires de dérive apparente du pôle (DAP). Cela signifie que pour un même continent et pour des roches chaque fois plus jeunes, les pôles virtuels (coordonnées géographiques où se devraient localiser les pôles magnétiques de la Terre, pour expliquer l'acquisition de la magnétisation rémanente pour une roche donnée) suivent une trajectoire jusqu'aux pôles actuels de la Terre. Pour l'Amérique et Europe, les trajectoires des pôles virtuels sont différentes, mais tendent les deux vers les pôles géomagnétiques actuels. Cependant, il est important de ne pas oublier que la position du pôle paléomagnétique, c'est-à-dire, le point qui correspond à une moyenne du pôle magnétique virtuelle pour une période 10000-100000 ans, relativement, au continent échantillonné ne donne pas la paléolongitude du continent. D'autre part, n'oublions pas non plus que la distance du pôle paléomagnétique à la zone échantillonnée, réfléchie par l'inclinaison magnétique, fournit une estimation directe de la paléolatitude du continent. C'est pour cela, que les échantillons doivent être orientées afin qu'on puissent déterminer les angles de déclinaison et inclinaison du champ paléomagnétisme, c'est-à-dire, de manière à qu'on puisse relier les angles mesurés en laboratoire avec des angles du référentiel Terre (à la condition, bien sûr, que le champ magnétique terrestre puisse être assimilé au champ d'un dipôle dont l'axe coïncide avec l'axe de rotation de la Terre, et localise situé au centre de celle-ci).

Paléomagnétisme..............................................................................................................................................................................Paleomagnetism

Étude des anciens champs magnétiques qui, parfois, sont préservés dans les propriétés magnétiques des roches, changements de position des pôles magnétiques et des inversions des pôles magnétiques dans le passé géologique.

Voir : « Expansion Océanique »
&
« Migration Polaire »
&
« Magnétostratigraphie »

Comme l'illustré dans cette figure, le paléomagnétisme est l'étude des registres du champ magnétique de la Terre, qui est préservé dans divers minéraux magnétiques à travers le temps géologique. Le paléomagnétisme a montré qu'à travers le temps, le champ magnétique de la Terre a varié beaucoup, soit en orientation soit en intensité. Ainsi, on peut dire que certains géoscientistes étudient les champs magnétiques anciens en mesurant l'orientation que des minéraux magnétiques des roches ont acquis au moment de sa formation (magnétisme rémanent) pour déterminer la configuration, le plus probable, du champ magnétique de la Terre au moment du dépôt, en fonction des orientations observées. En réalité, le pôle nord magnétique s'est déplacé constamment par rapport à l'axe de rotation de la Terre, ce qui signifie que le magnétisme est un vecteur et qu'une variation du champ magnétique terrestre peut être déterminée par des mesures de la déclinaison et inclinaison magnétique et paléo-intensité. Dans l'exemple illustré sur cette figure, la magnétisation des roches qui constituent les plaques lithosphériques A et B indiquent certain pôle paléomagnétique (1). Cependant, 200 My après (c'est-à-dire, après 200 millions années d'expansion océanique), la magnétisation des roches indique, bien sûr, un autre pôle (2). Rapidement, les géoscientistes on compris qu'en réalité étaient des pôles qui restaient fixes et qui ont été les continents qui se sont déplacés horizontalement et de manière, plus ou moins, indépendante. En outre, les géoscientistes ont, également, noté que le sens de la magnétisation des roches fossiles correspondaient à celui du champ magnétique actuel (normal) ou à l'inverse. Les inversions magnétiques se sont produites à des intervalles de temps irréguliers tout au long de l'histoire de la Terre. Les âges et patterns de ces inversions ont été déterminées à partir de l'expansion océanique et de la datation des roches volcaniques associées. Ainsi, en 1963, il a été suggéré que les anomalies magnétiques linéaires observées à la surface de la croûte océanique étaient induites par bandes magnétisées alternativement dans des directions opposées.

Paléontologie................................................................................................................................................................................................Paleontology

Étude des fossiles, c'est-à-dire, des restes des anciens êtres vivants afin de pouvoir non seulement les reconstituer, mais aussi pour les utiliser à établir des relations évolutives. Science des fossiles, des formes de vie anciennes et de leur évolution.

Voir : « Fossile »
&
« Temps Géologique »
&
« Âge Relative »

La paléontologie permet la reconstruction des environnements sédimentaires anciens et surtout la biostratigraphie, dans laquelle la distribution des fossiles observés à travers le temps géologique est utilisé non seulement dans les datations, mais aussi les corrélations. Ainsi, la paléontologie lie les sciences de la géologie et biologie, en prenant ses grands principes et méthodes des deux, et donc les reliant. Au fil du temps, la paléontologie a été subdivisé en différentes disciplines : (i) Paléontologie des vertébrés, qui se concentre sur l'étude des vertébrés, dès les poissons jusqu'aux mammifères ; (ii) Paléontologie des invertébrés, qui se concentre sur l'étude des fossiles invertébrés, comme, par exemple, les mollusques, arthropodes, vers et échinodermes ; (iii) Paléobotanique, qui étudie les fossiles des plantes ; (iv) Palynologie, qui traite de l'étude des pollens et spores produits par les plantes terrestres et protistes, et (v) Micropaléontologie, qui étudie les fossiles de micro-organismes, quel que soit le groupe auquel ils appartiennent. Dans cette figure est représenté un fossile d'une ancienne ver sans fin (macaeríde), à gauche, et sa représentation graphique à droite. Ce fossile est une créature, peu commune, du groupe de macaerídes. Il est un invertébré sans épine dorsale, qui existait il y a environ 180 millions d'années entre 485 et 305 Ma. Dans la représentation graphique, les différentes nuances soulignent: (a) Le tronc ; (b) Les membres ; (c) Les poils ; (d) Les plaques du bouclier ; (e) Les intestins et (f) Une structure dorsale linéaire. La découverte, dans le SE du Maroc, de cet fossile exceptionnel qui a conservé l'évidence des tissus mous de l'animal, a résolu puzzle paléontologique sur l'origine d'un groupe éteint d'animaux étranges semblables à un mollusque terrestre, mais avec une série de bandes de plaques minéralisée dans la coquille. Tandis que l'évolution, le long de l'histoire géologique, a produit une grande diversité dans le corps des animaux, certains groupes très distincts, comme, par exemple, les trilobites et ammonites ont disparu.

Paléoprofondeur d’Eau ..................................................................................................................................................................Paleowater

Profondeur de l'eau sous laquelle un certain intervalle sédimentaire s’est déposé. En amont de la rupture de la surface de déposition côtière, la profondeur d’eau de dépôt est presque zéro, autrement dit, l'espace disponible pour les sédiments (accommodation), créé par une montée relative du niveau de la mer, est complètement rempli. En aval de la rupture de la surface de déposition côtière, l’accommodation progressivement, car uniquement une partie de l'espace disponible est remplie.

Voir : « Tranche d’eau de plate-forme »
&
« Paléogéographie »
&
« Variation Relative (niveau de la mer) »

Pendant les intervalles régressifs, partir d'un certain moment, la rupture d'inclinaison de la surface de déposition coïncide, plus ou moins, avec le rebord du bassin (rebord continental), cela signifie, que le bassin n'a pas de plate-forme continentale. Ces conditions géologiques sont particulièrement fréquentes dans les lignes sismiques car, une fois que dû à la résolution verticale, tous les intervalles transgressifs inférieurs à 30-40 mètres d'épaisseur ne peuvent être mis en évidence. En fait, dans la plate-forme continentale, sous une profondeur d'eau de 20 mètres, sur les lignes sismiques, le bassin est interprété comme n'ayant pas de plate-forme et la rupture côtière de l’inclinaison de la surface de dépôt est considérée comme coïncidant avec le rebord du bassin, que dans ce cas correspond au rebord continental. Sur la ligne sismique illustrée sur cette figure, il est évident que la rupture côtière d’inclinaison de la surface de déposition est le rebord du bassin, une fois qu'elle marque la limite entre la plaine côtière et la partie supérieure du talus pente continentale. Sismiquement le bassin n'a pas de plate-forme. En effet, il est facile d'identifier les ruptures d'inclinaison le long des réflecteurs (lignes chronostratigraphiques), lesquelles marquent les positions successives du rebord du bassin, et de constater que la ligne qui les joint est diachronique (elle coupe toutes les lignes chronostratigraphiques). Ainsi, on peut dire, qu'en temps, en amont du rebord du bassin la paléoprofondeur le est égale à zéro. D'autre part, pour déterminer la paléoprofondeur dans les sédiments du talus continental, il suffit de prendre la partie du réflecteur en amont du rebord du bassin (qui est ici aussi la rupture d'inclinaison de la surface de déposition côtière) comme ligne de référence et la déplacer parallèlement vers le bas d'une certaine quantité de temps (dans cet exemple de 0.20 et 0.40 millisecondes). L'intersection de ces lignes avec le réflecteur indique les sédiments qui se sont déposés sous une profondeur de 0.20 et 0.4 millisecondes (temps double).

Paléosome (minéral)...........................................................................................................................................................................................Paleosoma

Roche ou minéral à partir de laquelle autre roche ou minéral (métasome) peut être formée. Synonyme de Palasome.

Voir : « Palasome (minéral) »
&
« Quartz »
&
« Métasome (minéral) »

Dans cette figure est illustrée une lame mince (en haut à droite) et deux détails (1 et 2) d'une migmatite (onshore de la Norvège) qui est le résultat de la métasomatose d'un paléosome (roche supracrustale de composition basique). L'étude microscopique a suggéré : (i) Une métasomatose potassique qui a été responsable d'une décalcification de la plagioclase, dans laquelle le potassium a remplacé le calcium de l'anorthite et permit la cristallisation d'une plagioclase plus proche de l'albite ; (ii) L'augite qui se trouve sous la forme de reliques dans migmatites s'est transformé en amphibole qui, parfois, a conservé la morphologie des pyroxènes ; (iii) En utilisant l'alumine disponible, la métasomatose potassique a transformé, aussi, l'amphibole en biotite ; (iv) La formation d'épidote est, également, liée à métasomatose et il apparaît comme un sous-produit de chloritisation de la biotite ; (v) La métasomatose potassique a été accompagnée par une métasomatose siliceuse, comme le suggère la structure des mirmequites (les gouttes de quartz vermiculaire ne traversent jamais les plans des macles des feldspaths) ; (vi) La transformation de l'amphibole en biotite, la réaction entre la microcline et plagioclase ou le remplacement des feldspaths alcalins par le calcium représentent, probablement, la source de la silice ; (vi) Que les pegmatites sont parallèles à la stratification et schistosité, mais, sur le terrain, la présence d'enclaves de paléosome est évidente. Bien que la plupart des minéraux de fer et magnésium ait été digéré, certains ont résisté à la granitisation créant des enclaves et paléosome minéraux caractéristiques. Dans cette section mince, la roche qui est formé par des alternances et lits quartz-feldspathique et ferro-magnésiens, montre que les minéraux accessoires ne sont pas, exclusivement, liés aux lits mélanocrates, mais qui se trouvent aussi dans les lits quartzo-feldspathiques, où ils se disposent d'une manière plus ou moins régulière. Il s'agit, principalement, de zircon, sphène et apatite, qui provient des roches antérieures et qui ont résisté à la métasomatose, laquelle a transformé le paléosome en migmatites (roche métasome). Ces minéraux forment ce Wegmann (1935) a appelé des enclaves de minéraux.

Paléozoïque...........................................................................................................................................................................................................Paleozoic

Ère du temps géologique qui a duré de 570 Ma (millions d'années) jusqu’à 245 Ma.

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

Dans cette figure sont illustrées les limites des périodes géologiques du Paléozoïque d'après plusieurs géoscientistes (de gauche à droite): (i) Holmes, 1937 ; (ii) Holmes, 1960 ; (iii) Kulp, 1961 ; (iv) NGS 82 (Odin et al 1982) ; GTS 82 (Harland et al 1982), GTS 89 (Harland et al 1990) ; Odin & Odin, 1993 ; Gradstein et Ogg, 1996 ; Laurie et al., 1996 ; Remane et al., 2000 ; GTS 2004. La paléogéographie du Paléozoïque a débuté avec la dispersion des continents résultant de la rupture du supercontinent protérozoïque (Proto-Pangée ou Rodinia), dans l'hémisphère sud et a continué avec un regroupement progressif des continents près de l'équateur au Carbonifère. Le résultat a été la formation d'un nouveau supercontinent appelé Pangée qui présentait une grande variété de conditions climatiques. Au cours de cette longue période de temps, l'activité tectonique sur les marges des plaques lithosphériques a été très importante. Plusieurs fois, une grande partie du sud du continent Gondwana (grand continent du Paléozoïque composé par l'Amérique du Sud, Afrique, Antarctique, Inde et Australie) a été couvert par des calottes glaciaires : (a) Au cours du Silurien, dans le nord de l'Afrique ; (b) Pendant le Dévonien, dans l'Amérique du Sud et (iii) Au cours du Carbonifère et Permien, dans tous les continents méridionaux. Bien que les fluctuations glaciaires aient affecté, constamment, les glaciers, la sédimentation et les variations eustatiques, on peut dire que le Paléozoïque correspond au cycle eustatique de 1er ordre du Phanérozoïque. Globalement, le niveau de la mer a augmenté durant la dispersion des continents, résultant de fracturation de la Proto-Pangée, et a commencé à chuter dès que les continents ont commencé à se rapprocher pour former le supercontinent Pangée. Toutes modernes phylums du règne animal (classes similaires forment un phylum (ou embranchement), les phylums similaires forment un règne: Règne -- Phylum -- Classe -- Ordre -- Famille -- Genre -- Espèce) et une partie des plantes du règne végétal étaient déjà représentées dans le Paléozoïque. Plusieurs groupes d'animaux qui se sont développés et ont prévalu à cette époque, ont disparu avant la fin du Paléozoïque. Le développement de la végétation terrestre a atteint son maximum dans le Carbonifère. Les tétrapodes terrestres sont apparus avant la fin du Dévonien. Notons que les fossiles marins suggèrent que de nombreuses extinctions et événements géochimiques mondiaux ont eu lieu en particulier à la fin du Paléozoïque.

Panache (manteau)............................................................................................................................................................................................Mantle plume

Ascension anormale de matériel rocheux chaud dans le manteau terrestre qui peut atteindre les niveaux supérieurs de la lithosphère. Comme la partie supérieure des panaches peut être, partiellement, fondue, beaucoup de géoscientistes pensent qu’elles sont l'une des causes des points chauds (centres de volcanisme) qui peuvent former de grandes provinces basaltiques.

Voir : « Point Chaud »
&
« Sima »
&
« Théorie de la Tectonique des Plaques »

Comme illustré dans cette planche, une panache mantéllique est un phénomène géologique marqué par l'ascension d'une grande quantité de volume de magma depuis les régions profondes du manteau vers les régions infra-crustales de la Terre. Ce phénomène est expliqué par certains géoscientistes comme l'influence de la température sur la densité du magma. En fait, l'intérieur de la Terre est très chaud dû à la désintégration radioactive des minéraux y présents. Le gradient géothermique, est dans le sens de l'augmentation de la température. Il augmente au fur et à mesure qu'on se déplace vers le centre de la Terre. Au point de vue mathématique, la densité d'un corps est représentée par la relation entre sa masse et le volume qu'il occupe, autrement dit, d = m / v, (où d est la densité, m la masse et v le volume). Ceci explique la tendance de n'importe quel corps à plonger ou à flotter relativement à un milieu de densité constante. Une augmentation de la température dilate tous corps, c'est-à-dire, que leurs volumes augmentent. Ceci implique une diminution de la densité que les oblige a flotter dans le milieu où ils trouvent. Le contraire est aussi vrai. Ainsi, au fur et à mesure qu'une panache mantéllique se rapproche des régions terrestre plus superficielles, sa température diminue et la densité do magma augmente, car pour la même quantité de matériel la masse est toujours la même. De cette façon, le magma descendra vers parties plus profondes de la Terre. C'est ce phénomène qui est à l'origine des cellules de convection du magma dans le manteau, qui sont utilisées pour expliquer le mouvement relatif des plaques lithosphériques (Tectonique des Plaques). D'après cette théorie, une diminution du mouvement des plaques lithosphériques, qui peut être associée avec la formation d'un supercontinent, en général dû à l'absence ou réduction des cellules de convection dans l'asthénosphère, surchauffe, localement, le manteau supérieur. Ces régions de surchauffement du manteau, proche de la limite noyau-manteau, commencent à monter relativement aux régions voisines démarrant un diapirisme qui peut, plus tard, créer des panaches métalliques.

Panache de Cendres...............................................................................................................................................................................Ash plume

Nuage de pyroclastes qui, très souvent, se trouvent à la verticale d'un volcan en éruption et qui est composée, principalement, de cendres volcaniques et vapeur d'eau. Les particules les plus fines d'un panache de cendres peuvent être transportées à plusieurs centaines, voire des milliers de kilomètres.

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

Cette figure illustre un important panache de cendres sur le mont de Cleveland qui forme la partie occidentale de l'île de Chuginadak dans la partie centrale des îles Aléoutiennes de l'Alaska. Ce mont correspond à un volcan stratiforme, c'est-à-dire, à un haut cône volcanique composé d'une succession de couches de lave, tephra et cendres volcaniques. Ce type de volcan, appelé, aussi, volcan composite a des côtés très inclinés et éruptions explosives très régulièrement. La lave qui forme ce type de volcan est, généralement, visqueuse et se solidifie rapidement. Le magma qui forme la lave est de nature felsique, c'est-à-dire qu'il a beaucoup de silice (comme les rhyolites, dacytes et andésites). Le magma mafique est présent, mais en très petites quantités. Les cendres volcaniques qui forment le panache de cendres se composent de tephra (des morceaux de roche et de verre pulvérisé créé au cours des éruptions) de petite taille. Les particules ont, en général. moins de 2 millimètres de diamètre. La nature violente des éruptions volcaniques qui ont de la vapeur d'eau, transforme le magma et les roches solides, autour des fentes, en particules de la taille de l'argile et du sable. Les cendres volcaniques créent des problèmes respiratoires chez les personnes vivant à proximité du volcan et quand elles sont très abondantes peuvent créer un refroidissement de la température globale, comme cela semble avoir été le cas après la grande éruption du Krakatoa, le 26-27 Août 1898, laquelle a libéré, selon certains géoscientistes, environ 13000 fois l'énergie libérée par la bombe atomique (13-16 kT) qui a détruit Hiroshima pendant la Seconde Guerre mondiale. Les cendres après être tombé au sol, quand cimentées, forment une roche solide appelé tuf volcanique. L'éjection, plus ou moins périodique de grandes quantités de cendres produit cônes de cendres qui peuvent détruire de nombreux écosystèmes locaux et produire l'effondrement de maisons. Cependant, comme elles créent de nombreux sols fertiles, les populations, naturellement, se localisent autour des régions volcaniques, ce qui amplifie de manière significative les catastrophes naturelles.

Pangée .............................................................................................................................................................................................................................Pangea

Supercontinent formé à la fin du Paléozoïque qui était composé par deux grands continents : (i) Gondwana, au Sud et (ii) Laurasie, au Nord.

Voir : « Supercontinent »
&
« Collision Continentale »
&
« Rodinia »

En 1858, géographe Antonio Snider-Pellegrini a illustré, dans deux cartes, l'hypothèse selon laquelle les continents américain et africain, dans le passé géologique, ont été ensemble avant de se séparer plus tard. Au début du XXe siècle, Alfred Wegner a avancé l'hypothèse selon laquelle un immense continent qu'il a appelé Pangée, existait avant de se fracturer dans le Mésozoïque et que les fragments continentaux, ainsi individualisés, se sont séparés les uns des autres, ce qui s'est poursuivit jusqu'au Présent. Dans cette hypothèse, que les géoscientistes ont appelé la dérive des continents, Wegner a admis que le supercontinent Pangée a commencé à se fracturer il y a environ 225-200 millions d'années ans et qu'il a fragmenté, plus ou moins, dans les continents que connaissons aujourd'hui. L'hypothèse de Wegner était basée, principalement, sur le fait que pour lui, l'Amérique du Sud et l'Afrique ont des côtes complémentaires, ce qui avait déjà été avancé, il y a trois siècles, Abraham Ortelius. Wegner a également noté la présence de structure géologiques et fossiles d'animaux et plantes très similaires sur les deux côtes, même si aujourd'hui ils sont séparés par des milliers de kilomètres par l'océan Atlantique. Wegner a conjecturé que c'était physiquement impossible que plusieurs de ces organismes puissent nager ou être transportés sur une très grande distance. Pour lui, la présence de fossiles similaires sur les deux côtes de l'Amérique du Sud et Afrique de l'Ouest était la preuve que dans le passé, les deux continents avaient été collés. Dans l'hypothèse de Wegner, la dérive des continents, après la rupture de la Pangée, expliquait non seulement la présence de fossiles similaires sur deux côtés, mais aussi l'évidence de changements climatiques majeurs dans les deux continents. La découverte de fossiles de plantes tropicales (gisements de charbon) en Antarctique suggérait aussi que cette terre actuellement gelée était, dans le passé, située près de l'équateur. Bien que l'idée du supercontinent de Wegner ait été combattue pendant de nombreuses années, l'avènement de la tectonique des plaques a confirmé l'idée de base de Wegner (Pangée), mais non les détails ni le mécanisme de rupture et séparation des continents.

Paracycle Eustatique...............................................................................................................................................................Eustatic paracycle

Intervalle de temps occupé par une montée et stabilisation relative du niveau de la mer (échelle régionale), suivie d'une autre montée relative sans qu’aucune chute relative du niveau de la mer significative se produise. Les paracycles eustatiques sont, probablement, induits par les cycles orbitaux de Milankovitch qui contrôlent l'énergie solaire reçue par la surface de la Terre. Les variations climatiques induisent des changements de la quantité d'eau dans les bassins océaniques. Les cycles orbitaux de Milankovitch ont des durées de 19 k, 23 k, 41 k et 100 k années.

Voir : « Cycle de Milankovitch »
&
« Cycle Eustatique »
&
« Cycle Stratigraphique »

La définition d'une surface d'inondation (limite des paracycles eustatiques) est indépendant du mode de formation. Elle peut être produite par l'eustasie, une montée relative du niveau de la mer induite para la subsidence, une faille ou tout simplement par l'approfondissement de l'eau à la suite, par exemple, de la subsidence d'un lobe deltaïque induite par compaction. Cela signifie qu'un paracycle eustatique ou le paracycle (du cycle-séquence) associé (paracycle stratigraphique) peut être formé par des mécanismes autocycliques (processus qui se produisent uniquement à l'intérieur du bassin sédimentaire, comme les marées, tempêtes, etc.) ou allocycliques (processus qui se produisent, également, en dehors du bassin sédimentaire, comme, les variations du niveau de la mer, climat, tectonique, etc.) En fait, tenant compte uniquement de l'influence de la précession et excentricité on peut dire que les montées relatives du niveau de la mer (global) représentent paracycles, une fois que les chutes relatives entre chaque incrément, si elles existent, sont peu significatives, comme on peut le constater sur cette figure. Ainsi, lorsque les variations eustatiques induites par la précession et excentricité sont combinées avec la subsidence du bassin, il est évident que c'est eustasie qui joue un rôle prépondérant dans les variations de l'espace disponible pour les sédiments (accommodation). En d'autres termes, c'est eustasie qui est responsable de la cyclicité des dépôts sédimentaires. Cette conjecture est difficile à réfuter, même dans les bassins sédimentaires associés aux régimes tectoniques compressifs (bassins d'avant-pays et chaînes de montagnes). Cependant, certains géoscientistes pensent que les bassins sédimentaires associés à la formation des mégasutures, la tectonique peut, en certains cas, être la responsable principale de la cyclicité des dépôts sédimentaires.

Paracycle du NRM (niveau relatif de la mer)..........................................................................................................................Paracycle of RSL

Intervalle de temps occupé par une montée relative et stabilisation régionale, ou globale, du niveau de la mer suivie par une autre montée relative, sans aucune chute relative se produise entre elles.

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

Fonction de l'intervalle de temps entre les deux chutes relatives du niveau de la mer qui entourent les cycles eustatiques, on peut les classer en différentes ordres. Les cycles eustatique de 1er ordre ont une durée de plus de 50 My. Les cycles eustatiques de 2e ordre ont une durée comprise entre 3 - 5 My et 50 My. Les cycles de 3e ordre ont une durée comprise entre 3 - 5 My et 0.5 My et ceux de 4e et 5e ordre entre 0.1 My et 0.5 My. Initialement, P. Vail a considéré que les cycles eustatiques de 3e avaient une durée entre 0.5 et 3 My. Cependant, plus tard, il a été constaté qu'un grand nombre de cycles stratigraphiques dits cycles-séquences, induit par les cycles eustatiques de 3e ordre, étaient souvent limités par des discordances dont la différence d'âge variait entre 0.5 et 5 My. Ainsi, il est préférable de considérer la durée des cycles eustatique 3e ordre entre 0.5 et 3-5 My. Les paracycles eustatiques, comme indiqué ci-dessus correspondent à des incréments successifs du niveau relatif de la mer, c'est-à-dire montées relatives du niveau de la mer sans chutes relatives entre elles. Les paracycles (du cycle séquence) induit par les paracycles eustatiques sont particulièrement reconnaissables dans les cortèges sédimentaires qui forment un cycle-séquence. En fait, comme son nom l'indique, un paracycle eustatique n'est pas un cycle, puisque les montées relatives sont séparées par des surfaces d'inondation créées par une augmentation du taux de montée relative du niveau de la mer. Tout ce qu'on peut dire, c'est qu'un ensemble de paracycles eustatiques forme un cycle eustatique, si la chute relative du niveau de la mer qui limite le cycle, n'est pas très rapide. De même, les paracycles (du cycle-séquence) induits par les paracycles eustatiques ne sont pas des vrais cycles stratigraphiques car ils sont limités par des surfaces d'inondation. Quoi qu'il en soit, comme illustré dans cette tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique de l'offshore de la Norvège, ce type d'intervalle sédimentaire est rarement reconnue dans les lignes sismiques. Ils sont visibles uniquement quand il est possible de faire l'interprétation au niveau hiérarchique des cycles-séquence et lorsque les surfaces d'inondations qui limitent paracycles qui forment les cycles-séquences sont bien individualisées.

Paracycle Séquence...........................................................................................................................................................................Parasequence

Couche ou succession de les couches sédimentaires, plus ou moins, conformes, génétiquement liées et limitées par deux surfaces de ravinement consécutives induites par inondations marines. Un paracycle (du cycle-séquence) séquence (ou paraséquences pour certains géoscientistes) est l'unité stratigraphique déposée au cours d'un paracycle eustatique. Deux types de paracycle peuvent être prises en compte : (i) Périodique et (ii) Épisodique. Le premier est relié aux cycles orbitaux de Milankovitch et déposé, de préférence pendant les cortèges transgressives. Le deuxième se dépose, de préférence, dans les prismes de haut niveau, et est, dans la plupart des cas, causé par le déplacement des lobes deltaïques. Les paracycles (stratigraphiques) épisodiques, sont appelées sub-séquences par certains géoscientistes qui réservent le terme de paraséquence pour les paracycles (stratigraphiques) périodiques.

Voir : « Cycle Stratigraphique »
&
« Cycle Eustatique »
&
« Cortège Sédimentaire »

Contrairement aux cycles eustatiques (stricto sensu) qui sont limités par deux chutes relatives du niveau de la mer, un paracycle eustatique est limitée par deux incréments successives d'une montée relative du niveau de la mer. En d'autres termes, un paracycle n'est pas un véritable cycle eustatique. Cependant, un ensemble de paracycles peut former un cycle eustatique si les chutes relatives du niveau de la mer qui le limitent, sont très rapides et importantes. Un paracycle n'est pas un vrai cycle de stratigraphique, car il n'est pas limité par les discordances, autrement dit, par deux surfaces d'érosion, on ne doit pas dire cycle paraséquence ou paraséquence, mais paracycle du cycle-séquence. Ainsi, selon le point de vue sémantique, il ne faut pas dire cycle paraséquence ou paraséquence mais simplement paracycle. Les "paracycles-séquences" sont les paracycles stratigraphiques qui forment les cortèges sédimentaires (cônes sous-marins exclus). Ils forment le prisme de bas niveau, cortège transgressif et le prisme de haut niveau. Au cours du cortège transgressif les surfaces d'inondation qu' individualisent les paracycles sédimentaires sont associées à des taux de montée relative du niveau de la mer en accélération, tandis que pendant les prismes (intervalles progradants), ils sont associés à des taux de montées relatives du niveau de la mer en décélération. Dans certains cas, en particulier pendant les épisodes deltaïques les surfaces d'inondation peuvent être induites par l'effet de pendule des centres de déposition deltaïques.

Paradoxe d’Olber..........................................................................................................................................................................Olber's paradox

Pourquoi le ciel est noir pendant la nuit s'il existe une infinité d'étoiles ?

Voir : « Big Bang (théorie) »
&
« Atmosphère »
&
« Univers Primitif »

Historiquement, le premier scientiste qui s'est posé la question de savoir pourquoi le ciel est sombre pendant la nuit semble avoir été E. Halley (XVI-XVIII siècle), bien que 22 ans plus tard, l'astronome suisse P. de Cheseau (XVIII) s'aurait posé la même question répondant, plus ou moins, comme l'a fait, en 1823, Heinrich Olber. L'argument d'Olber était très simple : Si l'Univers est infini et ne change pas (ce qui était évident pour les astronomes du XVIII-XIX siècle), alors peu importe la direction vers on regarde, la ligne de visée doit, toujours, trouver une étoile, ce que veut dire que le ciel devrait être aussi brillant pendant la nuit que durant la journée. Olber a essayé de résoudre ce paradoxe en disant que la lumière des étoiles lointaines était absorbée par la matière, comme par des nuages de poussière. Cependant, quand la première loi de la thermodynamique a été découverte, l'hypothèse d'Olber a été réfutée. D'autre part, si un nuage de poussière absorbe une partie de l'énergie de la lumière des étoiles, il se chauffe. Ainsi, au fil du temps, le nuage deviendrait lumineux irradiant sa propre lumière. Le paradoxe d'Olber a été résolu au cours du XXe siècle, quand les astronomes ont découvert que l'Univers n'existe qu'à partir d'un certain moment, autrement dit, qu'il n'est pas infini. L'Univers a commencé avec le Big Bang il y a, environ 15 milliards d'années. Ainsi, le nombre d'étoiles dans le ciel, bien que très grand, n'est pas infini, autrement dit, qu'il n'y a pas une étoile en n'importe quel point du ciel. De la même manière, actuellement, les scientistes savent qu'une étoile ne brille pas toujours. Elle finie de briller lorsqu'elle a brûlé tout leur combustible nucléaire. Même s'il y a une étoile dans une direction donnée cela ne veut pas dire qu'on doit voir sa lumière. En fait, elle peut avoir laissé de briller il y a des millions d'années. Bien que le paradoxe d'Olber implique une distribution régulière des étoiles dans le ciel dans un Univers infini et que la quantité d'énergie stellaire atteignant la Terre serait infinie, ne crée pas d'obstacles pour qu'il ait un Univers statique infini avec un nombre infini d'étoiles inégalement réparties. L'hypothèse d'un Univers infini avec un nombre infini d'étoiles ne peut pas être prouvée. On peut imaginer un univers infini avec un ensemble de matière finie, mais qui est divisé dans un nombre d'entités distinctes infini.

Paralique (zone)..........................................................................................................................................................................................................Paralic

Région qui correspond à la zone entre le déferlement des vagues de la mer et la terre jamais couverte d’eau. La région ou zone paralique est également connue comme zone littorale. Synonyme de littoral.

Voir : « Littoral »
&
« Onshore »
&
« Plate-forme de Haute-Marée »

Les environnements paraliques fournissent aux géoscientistes avec des milliers d'échantillons pour l'étude simplement parce qu'ils sont très faciles à trouver (le long des plages, marais, etc.) et parce beaucoup des tests de foraminifères se sont préservées et se sont accumulés dans ces régions, dû, très souvent, à des courants de turbidité. La principale caractéristique des environnements paraliques ou saumâtres, c'est qu'ils se trouvent dans des zones de transition entre les domaines marin et continental. Comme exemple d'environnements paraliques on peut citer : estuaires, lagunes côtières, marais, zones de marée basse et les zones côtières vulnérables aux apports d'eau douce. Parmi les paramètres qui affectent l'écologie de ces systèmes on cite souvent : (i) Les zones climatiques ; (ii) La distribution horizontale de la salinité; (iii) Le mélange d'eau douce et salée ; (iv) L'énergie des vagues et les courants éoliens et (v) La nature des sols du fond. Des contaminants anthropiques affectent, également, l'écologie de ces systèmes. Les milieux aquatiques paraliques qui sont situés entre les domaines marins et continentaux sont très différents, soit dans la taille, morphologie et genèse. Les conditions climatiques et hydrographiques régionales avec les modèles hydrologiques locales, induisent une grande variété et variabilité des paramètres physico-chimiques et des dépôts sédimentaires. Au contraire, les populations biologiques sont caractérisées par des espèces étroitement liés à ce type d'environnement. L'organisation zonale qualitative et quantitative est indépendante de la salinité et elles sont relativement stables malgré les variations de l'environnement. Les caractéristiques biologiques originales permettent d'envisager les milieux paraliques, ensemble, comme une domaine écologique autonome. Le paramètre qui semble contrôler la distribution des organismes et les caractéristiques des populations peut être décrit comme le moment du renouvellement des éléments d'origine marine, en n'importe quel point (confinement par rapport à la mer). Une échelle de confinement peut être déterminée à partir de données biologiques qui se rapportent au domaine paralique proche (de la mer), où les espèces marines persistent encore et plus en amont, le milieu paralique lointain qui se caractérise par l'apparition d'eau douce ou par des associations évaporitiques qui progressivement changent vers le domaine continental.

Paralique-deltaïque (milieu)..........................................................................................................................................................Paralic-deltaic

Environnement sédimentaire qui se localise à proximité ou au niveau de la mer, mais qui n’est pas marin. Comme exemples de systèmes de dépôt paraliques on peut citer les deltas, estuaires, etc. Dans l'industrie pétrolière, une grande partie des roches-réservoirs sont déposés dans des milieux paralique-deltaïques qui, généralement, ont un taux de récupération de pétrole particulièrement important.

Voir : « Milieu de Faciès de Dépôt »
&
« Delta »
&
« Système de Déposition »

A grande échelle, les systèmes dépôt paraliques, comme illustré dans cette figure (delta de la Mahakam, situé dans l'offshore Est de l'île de Bornéo), répondent, de manière très sensible, aux variations globales et relatives du niveau de la mer, soit aux transgressions soit aux régressions. D'autre part, une déviation de l'apport terrigène se traduit, presque toujours, par des déplacements latéraux importants du centre de déposition, ce qui peut se traduire, localement, par une transgression. En conséquence de telles déplacements latéraux, deltas, estuaires et les systèmes de dépôts littoraux (avec des sous-environnements reflétant la prédominance des milieu fluviaux ou d'une combinaison des processus fluviaux et marins) présentent, presque toujours, une superposition d'intervalles sédimentaires avec différents environnements de dépôt. Chacun de ces intervalles peut être une roche-réservoir pour des hydrocarbures et avoir des pressions de déplacement très différents des roches sus et sous-jacentes. À une 'échelle d'observation plus petite, dans ces intervalles, peuvent exister une grande variété de corps sableux, comme remplissage de chenaux, fronts de delta, turbidites proximaux, etc., avec des caractéristiques (largeur, épaisseur, extension latérale, géométrie) et des propriétés internes différentes (granocroissants ou granodécroissants vers le haut). Les roches-réservoirs paraliques sableuses peuvent être très épaisses et très étendues ou latéralement strictes et peu épaisses. Les premières ont, généralement, des bonnes caractéristiques pétrophysiques (porosité, perméabilité, etc.), plans d'eau et points de fuite («spill points») définis structurellement, et en général avoir un haut teneur de récupération. Les dernières sont des roches-réservoirs moins efficientes avec une porosité et perméabilité plus faibles et des taux de récupération inférieurs. D'autre part, comme elles ont une extension plus limitée, elles sont plus favorables à la formation de pièges non-structuraux, soit stratigraphiques soit morphologiques.

Paramètre de Contrôle (Stratigraphie Séquentielle).................................................................................................Controlling parameter

L'un des quatre paramètres, c’est-à-dire, l’eustasie, tectonique, apporte sédimentaire et climat contrôlent la stratigraphie séquentielle. Les interactions entre ces paramètres déterminent les différentes configurations d'intervalles stratigraphiques, lesquelles sont faciles à reconnaître dans sédiments. Les effets de la tectonique et eustasie induisent des variations du niveau de la mer qui contrôlent l'espace disponible pour les sédiments (accommodation). L’apport sédimentaire contrôle la quantité d'espace disponible qui est rempli. La tectonique et le climat contrôlent la quantité et le type des sédiments. Chacun de ces paramètres a une signature stratigraphique et une certaine vitesse de changement qui peuvent être reconnues dans les roches.

Voir : « Stratigraphie Séquentielle »
&
« Cycle Eustatique »
&
« Cycle Stratigraphique »

Les principaux paramètres qui contrôlent les systèmes de dépôt sont illustrés dans ce schéma : (i) Eustatisme ; (ii) Tectonique ; (iii) Apport terrigène et (iv) Climat. Les effets combinés de la tectonique et de l'eustatisme induisent des changements relatifs du niveau de la mer, lesquelles contrôlent l'espace disponible pour les sédiments (accommodation). En aval du rebord continental qui peut ou non coïncider avec le rebord du bassin, en général, il y a de l'espace disponible pour les sédiments (en particulier lorsque le bassin a une plate forme continentale), autrement dit, de l'accommodation. Toutefois, l'accommodation peut être positive ou négative. Dans le premier cas, il y a déposition, dans le second il y a l'érosion (chute relative du niveau de la mer). L'apport terrigène contrôle combien d'espace est disponible, créé par une montée relative du niveau de la mer, est remplie. La tectonique et climat contrôlent la quantité et le type de sédiments. Chacun de ces paramètres a une signature et un certain taux de changement qui peuvent être reconnus dans les roches et en partie dans les données sismiques. Vail, comme la plupart des géoscientistes, considère que les changements eustatiques ont un taux de changement plus grand que les autres paramètres et que par cela, ils contrôlent la cyclicité et géométrie des strates. À long terme, les changements eustatiques (1er et 2e ordre) semblent être induits par des mécanismes du mouvement du socle, qui agissent sur des périodes de dizaines de millions d'années. À court terme, les causes des variations eustatiques (3e ordre et plus) sont, encore, très controversée, mais le glacio-eustatisme semble avoir un rôle très important.

Paramètre Sismique (Stratigraphie Séquentielle)................................................................................................................Seismic parameter

L'un des paramètres avec signification géologique importante qui sont utilisés dans la stratigraphie séquentielle quand elle est faite à partir de données sismiques : (i) Continuité, ce qui reflète la continuité de la stratification et des processus de dépôt ; (ii) Amplitude qui marque le contraste des impédances acoustiques, épaisseur des couches et de la saturation ;(iii) Fréquence qui traduit l'épaisseur des couches et la saturation ; (iv) Configuration qui met l'accent sur la stratification, ainsi que sur les processus de dépôt, érosion, paléogéographie, contacts de fluide, etc. et (v) Vitesse d’intervalle, qui traduit la lithologie, porosité, fluides saturants, etc.

Voir : « Sismique de Réflexion »
&
« Impédance Acoustique »
&
« Calibration Sismique »

La continuité d'une réflexion sismique n'est pas l'expression de la continuité d'une unité géologique. Elle est l'expression de la continuité de deux unités géologiques, une suivant immédiatement l'autre et le contact entre elles est l'interface où la réflexion se produit. La continuité d'un horizon sismique requiert que les deux formations soient continues. S'il y a un changement de faciès, il doit être graduel, de sorte que le contraste entre elles soi maintenu. La continuité résulte de la reconnaissance à œil nu des formes et éléments des successives traces, pratiquement au même temps, de sorte que l'œil les reconnaisse en alignement. La résolution verticale peut être définie comme la plus petite distance verticale, entre deux interfaces, nécessaire pour donner une réflexion qui peut être observée sur une ligne sismique (entre 30 - 50 m, comme illustré dans ce schéma). La résolution verticale dépend de la longueur d'onde et du signal sismique. La résolution latérale est déterminée par le rayon de la zone de Fresnel qui dépend de la longueur d'onde de l'impulsion sismique et de la profondeur du réflecteur. Lorsque l'énergie sismique qui voyage en ondes à traverse la Terre, arrive au contact d'une surface réfléchissante dans une zone déterminée (comme la lumière d'une lampe de poche qui atteint un mur), c'est là que ça se reflète de manière constructive. Cette zone est la zone de Fresnel. Dans une ligne sismique non-migré, la résolution latérale dépend de : (i) Largeur de la bande sismique ; (ii) Vitesse de l'intervalle et (iii) Temps de voyage jusqu'au réflecteur. Sur une ligne sismique migrée, la résolution latérale dépend de : (a) La distance entre les traces sismiques ; (b) Longueur de la migration ; (c) Temps de voyage jusqu'au réflecteur et (d) Largeur de la bande sismique.

Parapode..............................................................................................................................................................................................................Parapodium

L'une des saillies latérales du corps musculaire de vers polychètes qui sont, généralement, disposées par paires au niveau des segments du corps et qui servent à la locomotion et respiration. Un parapode peut avoir une branche ou deux. Dans ce dernier cas, le lobe dorsal est appelé notopode et ventrale neuropode.

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

Les parapodes bien développés ont une structure semblable à celle de parapodes de Nereis. Ils sont composés de deux branches bien développées, une dorsale, appelée notopode et une ventrale, appelé neuropode, chacune desquelles est composée de plusieurs lobes. Le notopode a, sur sa face dorsale, une petite structure pointue, avec des fonctions sensorielle, le cirrus dorsal et est composé par trois lobes. Le lobe dorsal est le plus développé et a un aspect foliacé. C'est une branchie (système respiratoire des poissons et de certains autres animaux) et comme tel, joue un rôle clé dans les échanges gazeux qui opèrent à travers un réseau de capillaires bien développé. Dans une position ventrale en rapport à la branchie, émergent deux autres lobes et un ensemble de soie chitineux - notosoies. Le neuropode est plus petit que le notopode et dispose, également, de trois lobes et un ensemble de soies (neurosoies) ainsi que d'un petit cirrus ventral situé dans la marge ventrale. Chaque parapode est soutenu par deux soies modifiées dites acicules (aiguillons), l'une soutient le notopode et l'autre le neuropode. De ce qu'on connaît actuellement, on sait que parapodes des espèces plus primitives étaient bibranchés (parapodes avec une seule branche se disent unibranchés). L'existence de deux branches dans les parapodes représente une condition primitive. Cependant, les parapodes ont évolué vers une forme une variété de formes, ayant dans les espèces actuelles des nombreuses fonctions telles que la mobilité, échanges gazeux, protection, fixation, reproduction, création de courants d'eau associées à la ventilation, alimentation, etc. (Http :/ / www.biorede.pt/text.asp?id=630). N'oublions pas que le corps des vers de terre (oligachètes) est segmenté et divisé en: prostomium, péristomium et pygidium. La bouche est ventrale et est présente dans le péristomium, tandis que l'anus est situé dans le pygidium. Certains polychètes n'ont pas de structures spécifiques pour les échanges gazeux, étant celles-ci assurées para la globalité de la surface du corps.

Paraséquence..............................................................................................................................................................................................Parasequence

Succession de couches ou groupes de couches génétiquement liées et limitées par des par des surfaces d’inondations marines ou par leurs surfaces corrélatives. Les paraséquences qui sont, souvent, des intervalles bathydécroissants vers le haut, se déposent au cours de paracycles eustatiques. L'expression paracycle du cycle séquence est préférable au terme paraséquence.

Voir : « Paracycle Séquence »
&
« Paracycle Eustatique »
&
« Séquence de Déposition »

Comme l'illustré cette tentative d'interprétation géologique d'un détail d'une ligne sismique de l'offshore Est de Bornéo (Indonésie), et en particulier dans le schéma supérieur de la figure, les paracycles du cycle-séquence correspondent aux sédiments qui se sont déposés pendant les l'incréments successives d'une montée relative du niveau de la mer (fonction de l'eustasie plus subsidence ou soulèvement, autrement dit, eustasie plus tectonique). En d'autres termes, les paracycles se déposent durant les paracycles eustatiques dont la durée est, en général, de l'ordre des 100 000 ans, et entre lesquels il n'y a pas de chute relative du niveau de la mer, mais une relative stabilité du niveau des mer. En fait, les sédiments se déposent au cours des périodes de stabilité relative du niveau entre les montées relatives, pour remplir l'espace disponible pour les sédiments (accommodation) créée par la montée relative précédente. Il est important de noter que la géométrie de ces sédiments est progradante et souligne un apport sédimentaire venant du continent. En fait, au moment d'un incrément de la montée relative du niveau de la mer, la ligne de côte et ainsi la rupture côtière de l'inclinaison de la surface de déposition, se déplacent vers le continent, fonction de l'amplitude de la montée relative et de la morphologie du continent. Si le continent a une topographie peu marquée, le déplacement de la ligne de côte vers le continent, c'est-à-dire, l'empiétement continental peut atteindre des centaines de kilomètres. Lors de ce déplacement, il n'y a pas de dépôt, mais plutôt une légère érosion de la surface du fond de la mer formant une surface de ravinement. C'est au cours de la période de relative stabilité du niveau de la mer qui suit la montée que la ligne de côte se déplace, peu à peu, vers la mer en même temps un paracycle se dépose. Chaque paracycle du cycle-séquence est composé par un cortège sédimentaire dans lequel différents systèmes de dépôt se peuvent mettre en évidence, comme illustré ci-dessus, le prodelta, le front de delta et la plaine deltaïque.

Parasite (réflexion).....................................................................................................................................................................................................Parasite

Diffraction, sur les lignes sismiques, induite par un objet non géologique, comme un bateau ou iceberg sur des lignes sismiques offshore, ou une voiture, usine, etc., sur des lignes sismiques onshore.

Voir : « Sismique de Réflexion »
&
« Impédance Acoustique »
&
« Réflexion Sismique »

Dans cette ligne sismique, non-migrée, de l'offshore du Labrador, les réflexions parasites induites par un iceberg sont parfaitement visibles. Au moment du tir sismique, un iceberg était localisé, plus ou moins, à 1 km du navire sismique. Ces réflexions parasites qui n'ont aucune signification géologique ne doivent pas être confondues avec des diffractions, lesquelles, au contraire, peuvent donner des informations géologiques intéressantes. Dans cet exemple, les diffractions sont associés à des irrégularités topographiques (cuestas) de la discordance du sommet du socle, lequel est composé par des roches supracrustales du Précambrien. Notons que dans la version migrée de ligne sismique, la géométrie des réflexions parasites associées avec l'iceberg est inversée (hyperboles vers le haut et non vers le bas). Dans l'interprétation des données de sismique de réflexion, le problème principal est de distinguer (i) les arrivées qui représentent les réflexions primaires, (ii) transformer ses temps d'arriver en profondeur et (iii) dessiner la carte des horizons réflectifs. Par ailleurs, l'interprète doit tenir compte d'autres types d'arrivées qui peuvent contenir des informations importantes, telles que les réflexions multiples et les diffractions. La reconnaissance et l'identification des arrivées sismiques repose sur cinq paramètres : (i) Cohérence ; (ii) Changements d'amplitude ; (iii) Caractère ; (iv) Courbure (induite par l'inclinaison) et (v) Courbure normale. Le premier paramètre est de loin le plus important. Une onde, reconnue comme telle, quand elle atteint un géophone produit le même effet sur les autres géophones. Si l'onde est suffisamment forte pour surmonter toute l'énergie qui arrive au même moment a un géophone et toutes les traces se ressemblance les uns aux autres pendant le temps que l'onde arrive en surface. C'est cette ressemblance que l'on appelle cohérence. La variation d'amplitude est un critère qui entre en ligne de compte avec la croissance de l'amplitude résultant de l'arrivée d'une énergie en phase. La courbure est un aspect distinctif de la forme de l'onde qui permet de distinguer une arrivée particulière. La courbure est la différence systématique des temps d'arrivée d'une trace à un autre. Actuellement, les lignes sismiques non-migrées sont utilisées uniquement s'il y a pas de lignes migré es disponibles dans la zone où elles ont été tirées.

Parvafaciès.......................................................................................................................................................................................................Parvafacies

Sédiments d’un magnafaciès entre certains horizons chronostratigraphiques ou entre les couches clefs à travers un magnafaciès. En d'autres termes, un parvafaciès est une unité chronostratigraphique latéralement limitée unité ou une unité chronostratigraphique de différents faciès formés simultanément. Les termes magnafaciès et parvafaciès ont été d'abord utilisé par Caster (1934) pour marquer la différence entre les unités lithostratigraphiques et chronostratigraphiques.

Voir : « Magnafaciès »
&
« Lithosome »
&
« Chronostratigraphie

Dans cette tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique régionale de l'offshore de l'Indonésie, la différence entre un magnafaciès (ceinture continue et homogènes de dépôts sédimentaires, caractérisée par des caractères lithologiques et paléontologiques similaires, mais qui s'étend obliquement aux lignes temps) et un parvafaciès (unité chronostratigraphique de différents faciès formés en même temps) est évidente. En d'autres termes, un magnafaciès est un membre lithologique complet ou une parfaite unité stratigraphique, avec le même faciès, mais formé à différents moments. Au niveau régional, cette tentative d'interprétation illustre la progradation, vers l'Est (mer marginale) d'un système de déposition deltaïque. Sismiquement (prendre en compte la résolution verticale) pendant la plupart du temps, le bassin n'a pas de plate-forme continentale. La rupture côtière de l'inclinaison de la surface de déposition correspond, presque toujours, au rebord continental, lequel semble coïncider avec le rebord du bassin. En fait, la grande majorité des intervalles transgressifs, avec des talus deltaïques d'environ 20-30 mètres sont peu épais et souvent en dessous de la résolution sismique et par conséquence difficiles à reconnaître (les progradations évidentes correspondent essentiellement au talus continental). Toutefois, la présence de biohermes qui, latéralement, font partie d'un parvafaciès (changement de faciès le long de la même ligne chronostratigraphique), mais qui global et verticalement un magnafácies (la même lithologie qui coupe obliquement les lignes chronostratigraphiques ou lignes temps) permettent, indirectement, pour souligner les événements transgressifs les plus importants. En effet, en l'absence de ces constructions organiques, qui induisent des anomalies d'amplitude le long de certains réflecteurs chronostratigraphiques, il serait très difficile d'identifier les intervalles transgressifs, une fois que les argiles transgressives ne sont pas très évidentes.

Passerelle Marine............................................................................................................................................................................Marine gangway

Passage entre les deux branches d'une arche naturelle lorsque le sommet de l'arche s'est effondré.

Voir : « Arche Naturelle »
&
« Érosion »
&
« Pilier Marin (rocheux) »

Comme l'illustré dans cette figure, dans la côte sud du Portugal il est facile de reconnaître passerelles marines résultant de l'effondrement d'une arche naturelle. La passerelle marine illustré, ici, a probablement résulté de l'effondrement d'une arche naturelle, une fois qu'une nouvelle arche naturelle est en formation, ici dans la phase de grotte marine. Ceci veut dire que dans quelques centaines d'années, probablement, la Fortaleza de São Vicente (visible sur cette figure) n'existera plus ou sera séparée du continental. A ce sujet, il est important de ne pas oublier que la topographie de la ligne de côte, comme celle de l'intérieur, dépend des forces tectonique de soulèvement (raccourcissement) ou de dépression (allongement) de la croûte terrestre et que l'érosion tend à diminuer la topographie, tandis que sédimentation a tendance à combler les dépressions. Ainsi, les facteurs qui influencent la configuration de la ligne de côte sont les suivants : (i) Soulèvement de la région côtière, ce qui favorise l'érosion ; (ii) Subsidence de la région côtière, ce qui induit le dépôt des sédiments côtiers ; (iii) Nature des roches ou des sédiments qui forme le rivage; (iv) Changements de niveau relatif de la mer qui émergent ou immergent le littoral ; (v) Importance des tempêtes et (vi) Hauteur des marées, qui affecte l'érosion et la sédimentation. En fait, le taux auquel une falaise est érodée dépend de la dureté des roches qui la forment et du degré auquel la falaise est exposée aux agents d'érosion. Les zones les moins résistantes sont les plus érodées. Par exemple, s'il y a une fracture ou une faille dans un promontoire, l'action des vagues créée, facilement, une alcôve qui va progressivement devenir un caverne. D'autre part, comme un promontoire est soumis aux agents d'érosion des deux côtés qui la définissent, les caves marines, avec le temps deviennent des arches naturelles. Plus tard, éventuellement, les arches naturelles s'effondrent, isolant des piliers marins en avant du promontoire. C'était certainement quelque chose comme ça qui s'est passé et ce qui se passera dans la pointe de San Vicente illustré dans cette photographie. En effet, la passerelle marine illustrée ici est définie à Ouest par un pilier marin et à l'Est par une arche naturelle en formation. Dans l'érosion de la ligne de côte, les agents marins et terrestre (sources souterraines, glace, vent, cours d'eau, vagues, etc.) opèrent ensemble pour produire l'érosion au-dessus du niveau de la mer.

Pédalage (sismique)...................................................................................................................................................................................................Ringing

Synonyme de réverbération et “ringing”, c'est-à-dire, lorsque les rayons sismiques d'un émetteur marin se réfléchis, à plusieurs reprises, entre le fond et le niveau de la mer, ce qui produit, naturellement, des multiples du fond marin.

Voir : « Diffraction (onde sismique) »
&
« Réverbération »
&
« Sismique de Réflexion »

La propagation d'une perturbation sismique à travers un milieu hétérogène est extrêmement complexe. Une des hypothèses les plus importantes qu'on doit faire est que les ondes sismiques ont un déplacement élastique, dans le milieu, mais cette condition n'est pas remplie près de la source, où les déformations ne sont pas élastiques (les particules du milieu sont déplacés définitivement des positions initiales). Cependant, à partir d'une certaine distance de la source, il est raisonnable de supposer que l'amplitude de la perturbation se situe dans la limite où la déformation du milieu est élastique, ce qui permet le trajet (propagation) des ondes sismiques. Ainsi, les particules du milieu décrivent un mouvement harmonique simple, et l'énergie sismique est transmise comme un complexe ensemble des ondes. D'autre part, comme illustré ci-dessus, quand l'énergie est libérée à partir d'un point P, situé à la proximité de la surface d'un milieu homogène (dans cet exemple, le niveau de la mer), une partie de l'énergie se propage à l'intérieur du milieu (dans ce cas, eau), comme une corps d'ondes. Notons que les ondes S ne se propagent pas dans les fluides (gaz et liquides), une fois qu'ils ne supportent pas les forces de cisaillement. La partie restante de l'énergie sismique se propage sous la forme d'ondes de surface comme des ondulations dans la surface de l'eau quand une pierre est jetée (ondes de Love et de Rayleigh) sur l'eau. Quand les ondes sismiques (ondes P) arrivent à l'interface air-fond rocheux, une grande énergie est réfléchie par l'interface eau-air c'est à dire, au niveau mer-atmosphère, laquelle, à son tour, reflète l'énergie autre fois vers le fond de la mer, et ainsi de suite, jusqu'à ce que l'énergie se dissipée. Ainsi, une grande majorité des lignes sismiques marines, comme celle illustrée dans cette figure (offshore Ouest de l'île de Java, en Indonésie), dans laquelle la profondeur de l'eau augmente progressivement vers le Sud (au contraire de l'inclinaison des réflecteurs sismiques chronostratigraphiques), il est facile de reconnaître un réflecteur induit par pédaler au fond de la mer, car il coupe les réflecteurs chronostratigraphiques et que leur profondeur temps est le double de celle du fond de la mer.

Pédiment (géologie)................................................................................................................................................................................................Pediment

N’importe quelle surface rocheuse, relativement, plate qui se forme à la base d’une montagne. Une plaine qui n'a aucune montagne associée. Une surface d'érosion qui forme à a base d'une montagne ou d'une falaise rétrogradante. Les pédiments (frontons), qui sont, parfois, confondus avec des cônes de déjection, sont fréquents dans les bassins désertiques du type “Basin & Range.”

Voir : « Désert »
&
« Éventail Alluvial (aboutissant à la mer) »
&
« Plaine Alluviale »

Cette photographie illustre le pédiment du désert de Mojave en Californie (USA). Le problème de la terminologie et définition d'un pédiment est devenu presque plus important que le problème de leur formation. Pour Hadley (1967), un pédiment est une surface d'érosion du bas-relief, partiellement recouverte par un placage d'alluvions et qui incline en direction opposée à l'inclinaison des escarpements des montagnes des milieux arides et semi-arides. Cependant, d'autres géoscientistes considèrent que des pédiments se trouvent dans toutes les parties du monde, même dans les climats humides, et non exclusivement dans les climats arides. Par ailleurs, d'autres géoscientistes ont rapporté des pédiments avec des épaisseurs dépassant les 6 mètres, ce qui est en totale contradiction avec le placage de la définition de Hadley. En fait, un front de montagnes recule toujours sous l'action de la déségrégation et de la pesanteur. Lorsque les débris sont grossiers, ils s'accumulent dans les flancs des montagnes, et donc le talus d'érosion se forme difficilement. Inversement, lorsque les détrites sont fins, comme c'est le cas, par exemple, dans les régions granitiques, l'écoulement aidé par l'érosion latérale, nettoie la base de la montagne et crée une rupture se la pente bien marquée. Pour les géoscientistes français et, en particulier, pour M. Derrau (1958), il est important de différencier les talus d'érosion, proprement dits, des pédiments. Les talus d'érosion, proprement dits, se développent à la base des reliefs structuraux peu dures, où, parfois, dans la base d'un relief existent plusieurs talus d'érosion. Au lieu de cela, normalement, les pédiments sont des talus qui se forment en association avec une roche dure (généralement cristalline) qui devient un sable. En anglais, le terme pédiment signifie fronton, parce que le résidu d'une montagne entre deux pédiments est comme une statue qui surmonte le fronton. Notons que l'abrupt qui limite le pédiment à montant n'est pas structural.

Pédolithe.....................................................................................................................................................................................................................Pedolith

Formation géologique de surface qui a subi un ou plusieurs processus pédogénétiques, c'est-à-dire, des processus qui ajoutent, transfèrent, transforment ou éliminent les constituants qui composent les sols.

Voir : « Sol »
&
« Érosion »
&
« Lixiviation »

Sur Terre, un régolithe c'est une couche de matériel non-consolidé et hétérogène qui couvre le substratum solide, peut être subdivisé en différents composants : (i) Sol ou pédolithe, alluvion et autre matériel transporté par des processus éoliens éoliens, glaciaires, marins et gravitaires et (iii) Saprolithe qui est, habituellement, divisé en supérieur (roche solide entièrement oxydée), inférieur (substratum rocheux non-altéré) et fracturé (lorsque l'altération est limitée à des fractures). Notons que le saprolithe est le superficiel, d'aspect terreux, riche en argile, de couleur rougeâtre, résultant de l'altération des les roches ignées, sédimentaires ou métamorphiques, caractéristique des climats humides et tropicaux ou subtropicaux. Souvent, la partie supérieure d'un régolithe est appelé pédolithe et comprend : (i) Matériel saprolithe dans le quel la configuration (pattern) originale est détruite et une nouvelle configuration s'est formée et (ii) Matériel, qui a été soumis à des processus pédogénétiques (formation sol). Cependant, cette description est très général et diffère de la définition originelle pédologique, laquelle est restreint à la redéposition des sédiments latéritiques, ou à des sols dérivés des sédiments. Lorsque le pédolithe est utilisé en référence à la partie supérieure du profil du régolithe au-dessus du saprolithe et ainsi il se réfère à la combinaison des horizons A et B du sol. Le pédolithe est composé de surface de l'horizon A, d'un mélange de matériaux minéraux et organiques et de l'horizon B, caractérisé par une accumulation de boue, fer, aluminium, matériel organique ou une combinaison de ceux-ci. Au-dessous on reconnaît les horizons C et R qui sont équivalent au saprolithe et au substratum respectivement. Rappelons qu'un sol est décrit par une coupe verticale depuis la surface du terrains jusqu'à la roche ferme, sur lequel le sol assoit. Le profil est divisé en couches appelées horizons. L'horizon A ou sommet du sol est la couche supérieure qui se compose, principalement, d'humus et d'organismes vivants et un peu de matériel minéral. La plupart des éléments minéraux solubles est lessivée et libérée de cette couche ou lavée vers l'horizon B. L'horizon B, ou sous-sol, est la couche où la plupart des nutriments s'accumulent et est enrichie en minéraux argileux. L'horizon C est la couche de matériel non altérée à la base du sol.

Pédoncule (méandre).....................................................................................................................................................................................Meander neck

Isthme de terre étroit qui sépare deux méandres adjacents.

Voir : « Méandre »
&
« Barre de Méandre (modèle) »
&
« Milieu Sédimentaire »

Comme l'illustre cette figure, les méandres du fleuve Mississippi (près de New Madrid, USA) deviennent, peu à peu, tellement serrés que, parfois, un petit isthme se forme entre le début et la fin du méandre. C'est isthme que certains géoscientistes appellent le col du méandre, lequel, très souvent, utilisé par le fleuve, formant ce qu'on appelle un pédoncule de méandre comme ce qu'on peut voir en haut de la figure. En ce qui concerne la genèse des méandres et surtout des barres et pédoncules, il y a un certain nombre d'idées fausses dans la littérature géologique que beaucoup de géoscientistes tentent, sans grand succès de corriger. En réalité, l'hypothèse de base, c'est-à-dire, que les sédiments se déposent où la vitesse du courant est la plus faible, autrement dit, à l'intérieur d'un méandre, est facilement réfutée. Si cette hypothèse était vraie, la différence de vitesse de l'écoulement entre les bancs était suffisante pour provoquer le dépôt sur un banc. Il se serait produit près du banc convexe non parce que la vitesse du courant est plus faible, mais parce que l'écoulement tourbillonnaire est plus faible où le rayon de courbure est plus grand. On ne doit pas oublier que tout fluide, y compris l'eau d'un cours d'eau, s'écoule coule uniquement autour d'un tourbillon. Dans un courant où l'eau s'écoule lentement, la différence de vitesse d'écoulement près des bancs ne suffit pas pour expliquer que le dépôt a lieu dans une banc plus que dans l'autre. L'hypothèse de base (le dépôt a lieu lorsque la vitesse du courant est plus faible) n'explique pas pourquoi l'ensemble du dépôt se fait pratiquement sur le banc (rive) interne de méandres et non là où le courant s'écoule en ligne droite. La vitesse de l'eau d'un courant ne diminue pas quand le courant entre dans un méandre. D'autre part, dans un courant méandriforme, la vitesse de l'eau est très faible, de même que la turbulence, et par conséquent, il n'est pas capable de maintenir une suspension les particules sédimentaires grossières qui constituent les barres de méandre. Ces particules sédimentaires ne peuvent ne pas avoir été transportés en suspension, mais, plus probablement, par traction et saltation par des écoulements secondaires qui existent à la base de chaque courant au voisinage de la courbure maximale du courant, ce qui n'a rien à voir avec le courant principal.

Pélagique (dépôt) ......................................................................................................................................................................................................Pelagic

Dépôt marin qui s'accumule sur la plaine abyssale, loin de toute source d'apport terrigène. En général, un dépôt pélagique a moins de 20 % de particules terrigènes (ou tephra), et le diamètre des particules est inférieur à 10 microns. Lorsque les sédiments pélagiques sont mélangés avec des sédiments terrigènes ont dit que les sédiments sont hémipélagiques.

Voir : « Benthos »
&
« Accommodation »
&
« Faciès »

Les sédiments d'eau profonde qui se trouvent à des profondeurs supérieures à 500 m (talus continental et plaine abyssale), représentent, environ, les deux tiers de la Terre. C'est pour cela qui existent de nombreux types de sédiments d'eau profonde. Des nombreux géoscientistes étudient, depuis de nombreuses années, ces sédiments, en particulier les boues carbonatées qui couvrent environ la moitié sur plancher océanique. Comme l'illustré dans cette figure, les carottes des forages provenant de la plaine abyssale montrent toujours au-dessus de la succession océanique (péridotite, gabbro, dykes de basalte et laves en coussins) un intervalle, plus ou moins, important de sédiments pélagiques. Dans l'océan Pacifique, le pourcentage de sédiments pélagiques représente 53% de la superficie totale, dans l'océan Indien elle de 24% et de 23% dans l'océan Atlantique). Les sédiments pélagiques se composent de : (i) Vase à foraminifères, environ 47% (Pacifique 36%, Indien 54%, Atlantique 65%) ; (ii) Argile brune, environ 38% (Océan Pacifique 49%, Océan Indien 25%, Atlantique 30%) ; (iii) Vase à diatomées environ 12% (Océan Pacifique 10%, Indien 20%, Atlantique 7%) ; (iv) Vase à radiolaires environ 3% (Pacifique 36%, Atlantique 65%) et (v) Vase à ptéropodes (mollusques gastéropodes qui mesurent au maximum 2 cm de longueur, environ 0,5%. Les géoscientistes qui étudient la géologie marine, par la compréhension de concepts simples sur les processus sédimentaires d'eaux profonde, sont capables de prédire avec un degré de précision élevé, le type de sédiment qui se trouve dans le plancher océanique. Dans la stratigraphie séquentielle, et en particulier en géologie du pétrole, les cônes sous-marin de bassin et de talus sont les sédiments profonds les plus importants, car ils peuvent contenir d'excellentes roches-réservoir et former des pièges non structuraux, principalement, des pièges morphologiques. Contrairement à d'autres sédiments profonds, les cônes sous-marins se déposent au cours des chutes relatives du niveau relatif de la mer (en amont du bassin) et le temps de dépôt est géologiquement instantané.

Pélagique (organisme)...............................................................................................................................................................................................Pelagic

Organisme qui vit dans la mer ouverte au-dessus du fond marin. Généralement, les organismes pélagiques ne restent pas toujours dans la même zone, car ils ont le pouvoir de nager. Ce terme peut, également, désigner les particules sédimentaires fines qui se déposent lentement à travers l'eau de la mer.

Voir : « Benthos »
&
« Accommodation »
&
« Faciès »

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

Pélagosite...............................................................................................................................................................................................................Pelagosite

Variété de calcite ayant une teneur plus élevée en carbonate de magnésium, carbonate de strontium, sulfate de calcium (gypse) et silice. Le pélagosite se produit comme une croûte superficielle du calcaire (millimètres d'épaisseur), qui est blanc, gris ou brunâtre. La plupart des géoscientistes estiment qu'il est formé dans la zone intratidale par l’embrun et évaporation, mais une contribution algaire ne peut pas être exclue.

Voir : « Calcite »
&
« Calcaire »
&
« Algue »

Certains géoscientistes considèrent comme pélagosite la croûte superficielle du calcaire de quelques millimètres d'épaisseur, généralement blanche, grise ou marron, avec un éclat de perles, formée dans la zone intertidale par l'embrun et évaporation, et composé de carbonate de calcium avec des concentrations plus élevées de carbonate de magnésium, carbonate de magnésium, strontium, sulfate de calcium et silice que ceux qui sont habituellement trouvés dans les sédiments argileux et carbonatés de normaux. En fait, la pélagosite est une variété de calcite (CO_3Ca) qui a été trouvée, pour la première fois près de l'île Pélagos (Palagruža) dans l'offshore de la Croatie, par R. Moser. Comme l'illustré dans cette figure, la pélagosite est une minéral sombre, brillant pisolithique qui encroûte les roches du littoral exposées à l'embrun. La diffraction aux rayons X et les études microscopiques des échantillons prélevés sur les affleurements illustrées ci-dessus, ont montré que pélagosite est une aragonite avec deux ou trois microns d'épaisseur déposée en des lames sombres et claires et qu'elle semble enregistrer des cycles climatiques et particulièrement des cycles des taches solaires. Dans la base d'études tectoniques, la plupart des géoscientistes pensent que l'âge des croûtes de pélagosite sur le littoral de la mer Adriatique, varie d'aujourd'hui jusqu'à des dizaines de milliers d'années. Comme illustré dans ces photos, le rôle de la biologie dans la précipitation des croûtes de pélagosite est suggéré par leur croissance dans des calcaires avec des importantes textures de corrosion chimique. L'étude de lames minces de pélagosite a montré que les couches plus foncées ne sont pas du kérogène. Le matériel qui produit la couleur noire est formé par des particules très fines, qui probablement ont piégé des bulles d'air ou, peut-être, la couleur noir est induite par diffraction des cristaux de pélagosite.

Pélite...................................................................................................................................................................................................................................Pelite

Roche métamorphique clastique dont la granulométrie est inférieure à 1/16 mm (originellement sable ou silte). Comme exemple de pélite on peut citer l’ardoise et lutite.

Voir : « Sédiment »
&
« Argile »
&
« Granulométrie »

En général, fonction de la granulométrie décroissante, les sédiments sont divisés en trois types: (i) Gravier (ii) Sable et (iii) Argile. Pettijohn (1975), dans la classification des sédiments et roches s'est basée sur des termes descriptifs simples, comme la taille des grains, en même temps qu'il a évité des termes tels qu'argile ou argileux, qui impliquent une composition chimique. D'autre part, il a utilisé les termes d'origine grecque pour les roches métamorphiques et ceux d'origine latine pour les roches non métamorphiques. Les roches métamorphiques (terminologie grecque) dérivées du gravier, sable et argile sont, respectivement : (a) Psefite ; (b) Psammite et (c) Pelite. Pour les roches non métamorphisées, Pettijohn a utilisé la terminologie latine et ainsi il les a désignée comme : (1) Rudite ; (2) Grès et (3) Lutite. Ainsi, le terme pelite, qui a une origine grecque (Pelos = argile), doit, normalement, être utilisé pour désigner des sédiments, plus ou moins, métamorphisées, c'est-à-dire, recristallisé en raison d'un changement des conditions physico-chimiques (chaleur, pression, et introduction de fluides chimiquement actifs). Ne confondons pas pelite et pilite. Le terme pilite désigne une olivine qui a été, partielle et pseudomorphologiquement, remplacée par un ensemble de carbonate-chlorite-actinolite et qui peut être uniquement identifiés en lame mince. Ainsi, on peut dire que les pelites sont des roches métamorphiques dérivées de protolithes (précurseur lithologique d'une roche métamorphique) riches en aluminium (argiles, boues turbiditiques, etc.). Les roches métamorphiques avec des grès comme protolithes sont désignés quartz-feldspathiques. Les minéraux présents dans pellites sont, souvent, des indicateurs de pression et température : (A) Andalusite indique un métamorphisme de basse pression ; (B) Cyénite, un métamorphisme de haute pression ; (C) Sillimanite, un métamorphisme de haute température ; (D) Chlorite, un métamorphisme de basse température ; (E) Biotite un métamorphisme de température modérée ; (F) Grenade, un métamorphisme de température modérée ; (G) Staurotide, une pression élevée à modérée ; (H) Chloritoïde, une pression modérée à haute, (I) Cordierite, une faible pression ; (J) Paragonite, un métamorphisme de haute pression, etc. Notons que le pellites, psamites et psefites se trouvent, presque toujours, dans les intervalles pélagiques qui se déposent entre les cônes sous-marins.

Pendule de Schuler.....................................................................................................................................................................Schuler pendulum

Tout pendule ayant une période égale au pendule hypothétique à la longueur égale au rayon de la Terre (84.4 minutes). Par conséquent, son bras restera, localement, vertical lorsque le pivot est déplacé, ce qui le rend très utile dans les instruments de navigation.

Voir : « Effet de Coriolis »
&
« Terre »
&
« Géoïde »

Un pendule est un corps quelconque qui oscille pendent d'un axe horizontal fixe qui ne passe pas par son centre de gravité. Quand un pendule est déplacé de sa position d'équilibre, il est sujet à une force restauratrice de la gravité qui l'accélère de retour à la position d'équilibre. Quand libérée, la force restauratrice combinée avec la la masse de pendule fait que celui-ci osciller autour de la position d'équilibre, balançant vers l'arrière et vers l'avant. Une forme très utile du pendule est le pendule de Schuler. Considérons le problème du maintien d'une plate-forme horizontale en vol et supposons qu'elle ne possède pas de GPS, ni de navigation céleste pour l'aider. Comment pourrons nous maintenir le plancher de la plate-forme horizontale ? Une façon serait de contrôler la position verticale locale. Si nous accrochons une pendule dans la plate-forme et à partir d'un certain point, le pendule tendra à suivre la verticale locale. Bien sûr, que chaque fois que la plate-forme est accélérée et atteint une nouvelle vitesse ou direction, le pendule balancera et nous aurions une ligne verticale qui oscille autour de la vraie verticale. L'ampleur et fréquence d'oscillation varie en fonction de la longueur du pendule. Plus long est le pendule, le plus petit sera l'amplitude et fréquence de son oscillation. Y a t-il une longueur du pendule qui donnerait la vertical sans commencer à balancer ? La réponse est oui. Il serait un pendule de longueur égale à la distance au centre de la Terre, c'est-à-dire, une pendule de Schuler, dont la caractéristique serait que quand accéléré vers l'avant, il reviendrait vers l'arrière, en réaction de telle façon que la verticale serait toujours maintenue. Évidemment, on ne peut pas construire un pendule dont la longueur est environ le rayon de la Terre, mais nous pouvons construire une émulation contrôlée par ordinateur d'un tel pendule. Nous pouvons, en fait, détecter toute accélération de la plate-forme avec des accéléromètres et gyroscopes sensibles et forcer, immédiatement, la plate-forme à tourner dans le sens désiré. Notre plate-forme est en fait un pendule de Schuler et cette technique a, en effet, été utilisée pour des plates-formes stables des véhicules spatiaux.

Pénéplaine.............................................................................................................................................................................................................Peneplain

Plaine basse, plus ou moins, horizontale produite par une longue et continue érosion.

Voir : « Érosion »
&
« Profil d’Équilibre (fleuve) »
&
« Collision Continentale »

Beaucoup de la partie centrale de la cordillère des Andes est occupée par une pénéplaine (altiplano) dont altitude, qui varie entre 3-4 km, a été soulevée, rapidement, au cours des 20 dernières millions d'années. Ce soulèvement a provoquée une incision profonde des cours d'eau, laquelle est illustrée sur cette photo de façon spectaculaire (notons le grand canyon de la rivière Ocoña, à gauche et de son affluent Cotahuasi). L'ampleur de ce phénomène est particulièrement visible sur le flanc ouest de la pénéplaine (le Nevado Soliman est la grande montagne enneigée, dans le centre, qui culmine à 6117 m). En effet, une pénéplaine est un ensemble de thalwegs (lignes sinueuses sur le fond des vallées, par où s'écoulement les eaux, et qui divisent des plans deux versant) et interfluves (toute l'étendue de terre entre deux thalwegs, c'est-à-dire tout qui n'est pas un talweg). Les interfluves, au moins dans les climats tempérées, doivent avoir une pente significative, c'est-à-dire, une inclinaison limite pour que les agents érosifs soient encore actifs. Les thalwegs peuvent, au contraire, avoir une topographie plane, tant que possible, parce que les alluvions occupent. Cependant, les inclinaisons longitudinales ne sont pas nulles, car il y a encore une charge importante à d'évacuer. D'autre part, l'érosion ne peut pas réaliser une parfaite planéité au moins un climat tempéré. Les surfaces planes, dans les régions tempérées, sont des surfaces construites ou libérés (surfaces de remplissage ou structurelles). De nombreux géoscientistes admettent, comme Derrau (1958), que la formation d'une véritable plaine d'érosion n'est possible que dans un climat tropical et que si les topographies d'érosion, parfaitement plates, se trouvent dans les climats tempérés, sont des vestiges d'une époque, dans laquelle un climat tropical était prépondérant. En effet, il n'y a aucune pénéplaine par rapport au niveau de base actuel. Les processus d'érosion peuvent modeler les roches peu résistantes et former, localement, des surfaces, plus ou moins, planes, par rapport à un niveau de base local qui est le niveau de base des cours d'eau qui la traversent. Cependant, la formation d'un aplatissement régional, en roches dures, en fonction du niveau de base actuel n'a jamais été observée. En fait, le niveau du courant de base actuel a, plus ou moins, 10 000 ans, tandis que la formation d'une pénéplaine prend des millions d'années à se former.

Pénitent (glace).........................................................................................................................................................................................................Penitent

Structure de neige compactée ou de glace en forme d'une colonne résultant d’une condensation solide et / ou fusion.

Voir : « Glacier »
&
« Érosion »
&
« Ablation »

Les pénitents sont les lames, plus ou moins parallèle du névé, avec une hauteur allant de quelques centimètres à plusieurs mètres, alignées, en général, Est-Ouest et qu'inclinent en direction du soleil. Les pénitents résultent de l'ablation irrégulière de la surface d'un champ de neige ou de glace, sous des conditions atmosphériques particulières, c'est-à-dire, des longues périodes sans précipitations avec des périodes de temps clair et très sec, ce qui permet une ablation différentielle entre les dépressions (fusion) et des crêtes (sublimation). N'oublions pas que les glaciers tropicaux, en raison des variations saisonnières, ont un comportement différent des glaciers alpins. Tandis que les alpins accumulent de la neige en hiver et fondent en été, les tropicaux les deux processus se produisent simultanément. Dans les Andes, il y a des glaciers dans la zone tropicale externe (Pérou, Bolivie), où la fonte et l'accumulation se produisent pendant la saison des pluies (Novembre à Mars) et les glaciers de la zone tropicale interne (Équateur), où l'accumulation et la fonte se produisent tout au long de l'année. Les grands pénitents se développent, principalement, dans les glaciers tropicaux de la zone extérieure des Andes (Pérou, Bolivie). Dans ces régions, leur hauteur est, à peu près, la hauteur d'un homme, de sorte que sa forme et sa régularité donnent l'impression d'une procession religieuse durant la Semaine Sainte, d'où le nom de pénitents. Notons que quand on dit qu'un glacier recule, cela ne signifie pas que la glace fait demi tour remonte la pente. Un recul se réfère à la position du glacier. Un glacier en retrait est glacier dont l'extension diminue, ce qui se produit principalement dans les parties plus basses du glacier, c'est-à-dire, dans le front du glacier. La force qui déplace un glacier, est la gravité. Un glacier est toujours en mouvement depuis les parties plus hautes vers les parties plus basses, que le glacier soit en phase d'avance ou en phase de retraite. C'est pourquoi nous préférons dire qu'un glacier s'épaissit ou s'amincit, puisque, par définition, un glacier est un écoulement de glace qui se déplace vers le bas de la pente. Au cours du XXe siècle, la tendance générale des glaciers a été à l'amincissement, cependant, elle n'est pas uniforme. De nombreux glaciers, comme ceux du Mont Blanc, ont eu des périodes d'épaississement autour de 1910 et entre 1970 à 1980, ce qui contredit la tendance séculaire.

Pennsylvanien...........................................................................................................................................................................................Pennsylvanian

Sous-période de la période Carbonifère. Elle a duré environ 25 My (millions d'années), entre 325 Ma et 299 Ma (millions d'années en arrière). Comme pour toute autre période géologique, les roches qui définissent cette sous-période sont bien identifiées. Cependant, les dates exactes de début et fin de cette sous-période sont approximatives (plusieurs millions d'années). Le nom Pennsylvanien vient de l'état de Pennsylvanie (EUA), où les affleurements de roches de cet âge sont très abondants..

Voir : « Paléozoïque »
&
« Temps Géologique »
&
« Carbonifère »

Dans le Carbonifère, au moins, dans le Carbonifère de l'Amérique du Nord, il y a deux ensembles stratigraphiques déposés dans différentes conditions géologiques. Les conditions marines, d'eau peu profonde, du Carbonifère Initial, ont été suivies par des environnements sédimentaires non-marins (abondance de charbon) au cours du Carbonifère Tardif. En Europe, le Carbonifère est formé par le Mississippi et Pennsylvanien qui forment un intervalle sédimentaire de dépôts, plus ou moins, non-marine. Le supercontinent Pangée qui s'est formé au cours de cette période géologique, a provoqué le soulèvement du plancher océanique quand les continents sont entrés en collision, les uns avec les autres, pour former un certain nombre de montagnes, dont les montagnes des Appalaches. Les périodes de glaciations ont eu lieu dans le grand continent de Gondwana au cours du Carbonifère Tardif, qui a fortement contribué à la diminution des environnements marins et les variations du niveau de la mer, qui ont détruit une grande partie des environnements sédimentaires marins côtiers. Cependant, il semble y avoir eu aucune extinction de la faune et flore en association avec cette glaciation, ce qui n'est pas le cas pour l'extinction qui s'est produite au Dévonien. Les grands animaux terrestres pendant Carbonifère ont été amphibiens (et leurs descendants, comme la branche des reptiles). Avec les changements climatiques, qui se sont produits au cours du Carbonifère Terminal, les plantes ont changé, ainsi que les animaux terrestres. De nombreux géoscientistes considèrent que les glaciations du Gondwana sont les principalement responsables de ces changements. Cependant, certains géoscientistes considèrent que comme les tétrapodes ont développés des œufs amniotiques, ils se sont libérés de l'eau pour se reproduire et ainsi mieux résisté au changement climatique. En fait, les amphibiens, encore aujourd'hui, ont besoin de retourner à l'eau pour pondre leurs œufs.

Percolation.......................................................................................................................................................................................................Percolation

Processus physique critique qui décrit un système, une transition d'un stage à une autre. En géologie, et en particulier dans la pédologie (une des branches de l'étude des sols), la percolation est un écoulement de l'eau dans le sol sous l'effet de la gravité.

Voir : « Lixiviation »
&
« Sol »,
&
« Système (théorie) »

La percolation est un processus physique critique qui décrit, pour un système, la transition d'un état à un autre. Le terme percolation peut être utilisé dans plusieurs contextes. En général, la percolation est un phénomène de limite associée à la transmission de l'information à travers un réseau de sites et liens qui peuvent, en fonction de son état, transmettre ou non des informations à des sites voisins. La percolation a été étudiée en 1957 par Hammersley, qui essayait de comprendre comment les masques à gaz des soldats devenaient inefficaces. Le terme percolation provient d'un phénomène similaire qui est le passage non d'un gaz, mais de l'eau à travers du percolateur de la machine à café, qui est un filtre de la même manière qu'un masque à gaz. Dans ce cas particulier, l'information est le fluide, de l'eau ou du gaz, les sites sont les pores du filtre que retransmettent l'information s'ils ne sont pas bloquées. Le seuil de percolation correspondant à l'apparition dans le système d'un agglomérat de taille infinie, le quel est décrite mathématiquement comme une transition de phase due seconde ordre. En pédologie, comme illustré sur cette figure, la percolation est un écoulement d'eau dans la couverture du sol due à la gravité. La loi de Darcy décrit la relation entre la profondeur de l'eau et le taux d'infiltration, tel que, par exemple, dans le cas de l'eau de la surface que alimentation une nappe phréatique. En écologie, la théorie de la percolation est l'un des outils théoriques testé par l'étude et modélisation de la capacité des individus et de la population à migrer (flux) au sein d'un paysage, étant celle-ci de toute façon comparée à un milieu poreux dans lequel chaque espèce circule, plus ou moins, facilement. En physique, la percolation est le pont qui est créé pour permettre le passage du fluide, dès que celui-ci atteint une certaine quantité critique sur la partition (par exemple une parois). Dans la vie courant, le terme percolation est, principalement, utilisé dans l'industrie de l'hôtelière. Ainsi, un thé ou un café est obtenu par percolation sous haute pression.

Pergélisol .............................................................................................................................................................................................................Permafrost

État du sol qui prévaut dans une zone dont la température annuelle, moyenne, est de 0° C. Synonyme de Permafroste.

Voir : « Glaciation »
&
« Cycle de Milankovitch »
&
« Migration Polaire »

Bien que certains édaphologues (géoscientistes qui étudient la nature du sol) soient en désaccord avec la définition donnée par les géoscientistes du pergélisol (qui incluent le sol dans la description du pergélisol, ce qui n'est pas le cas des spécialistes de l'étude des sols) dans notre contexte la définition proposée par wikipedia, nous convient parfaitement : sol donc la température est au point de congélation de l'eau (0° C), ou plus bas, pendant deux ans ou plus. Évidemment, que dans cette définition les auteurs incluent dans le terme sol, non seulement le sol lui-même, mais aussi le régolithe, ainsi que les sédiments ou les roches du substratum. Notons que la glace dans un pergélisol n'est pas toujours présente, comme, par exemple, dans le cas d'un substrat non poreux, mais, souvent, elle est présente pouvant être en quantités qui excèdent le potentiel de saturation hydraulique des matériaux qui forment le sol. La plupart du pergélisol est dans l'hémisphère Nord entre les latitudes 60° N et 68° N. Au nord de 67° N, le pergélisol diminue rapidement au fur et à mesure que la surface terrestre exposée disparaît en direction de l'océan Arctique. Il y a aussi beaucoup de pergélisol à environ 35° N, dans le plateau du Qinghai-Xizang (Tibet) et dans les montagnes du Sud-Est asiatique, ainsi que dans les montagnes Rocheuses (USA). Environ 37% du pergélisol de l'hémisphère Nord est dans l'Ouest de l'Amérique du Nord, notamment en l'Alaska et dans le nord du Canada, entre 165° W et 60° W. Beaucoup de pergélisol, dans la partie orientale de l'hémisphère Nord, en particulier en Sibérie et dans la partie orientale de la Russie, au Nord de la Mongolie, NE Chine, Plateau Qinghai-Xizang, ainsi que dans les montagnes environnantes, entre 60° E et 180° E. Les températures extrêmes qui produisent le pergélisol, réduisent, considérablement, les grandes étendues d'eau. C'est pour cela que la Scandinavie et l'Islande ont, relativement, peu de pergélisol. Une épaisse couche de neige peut jouer un rôle très important dans la formation et préservation du pergélisol. Dans les régions de pergélisol permanent, la présence de neige chauffe la température du sol ainsi que dans les zones de pergélisol discontinu ou sporadique, absence de neige favorise sa formation.

Pericynthian...................................................................................................................................................................................................Pericynthian

Point de la trajectoire d'un véhicule qui est le plus proche de la Lune.

Voir : « Orbite »
&
« Apocynthian »
&
« Lune »

Comme illustré, un satellite artificiel est n'importe quel corps fait par l'homme et placé en orbite autour de la Terre ou toute autre planète. Aujourd'hui, contrairement à ce qui s'est passé dans au début de l'histoire des satellites artificiels, le terme satellite est utilisé presque comme un synonyme de satellite artificiel. Ce terme est, souvent, utilisé quand on veut le distinguer des satellites naturels comme la Lune. Actuellement, il y a en orbite, au-delà des satellites du système de positionnement global, les satellites de communication, les satellites scientifiques, les satellites militaires et une grande quantité de débris spatiaux, autrement dit, les satellites uniquement de transport de données ou tout simplement de moyens de cartographie ou d'espionnage sur le système terrestre. Un satellite subit une accélération qui est déterminée indépendamment de sa masse, mais dépend de l'altitude à laquelle le satellite se trouve. La trajectoire du satellite dépendra de son accélération et de ses conditions initiales: (i) La position initiale et (ii) La vitesse initiale. La expérience imaginée par Newton explique pourquoi les satellites ne tombent pas sur la Terre, en dépit d'être constamment tirés, par la force de gravité, vers le centre de la Terre. Newton a imaginé un canon très puissant capable de lancer des projectiles à des grandes distances. Imaginons ce canon placé à une altitude élevée. Si l'altitude est suffisamment élevée, le canon sera hors de l'atmosphère où la résistance de l'air est négligeable. Si le canon tire un projectile à une vitesse faible, le projectile va perdre de l'altitude jusqu'à tomber sur la Terre. Mais si la vitesse du projectile est supérieure à une certaine valeur, le projectile va tomber en dehors de la Terre. Si la vitesse initiale du projectile est suffisamment élevée, le projectile tombe en continu, sans jamais atteindre la Terre. En augmentant la vitesse du satellite, il atteindra de plus en plus des grandes distances, jusqu'à qu'il fasse le tour de la Terre sur une orbite à peu près circulaire. Dans ce mouvement, il n'y a pas autre force que la force de gravitation et le satellite restera en orbite autour de la Terre (mouvement d'une particule avec la vitesse initiale, actionné par une force d'intensité constante dont la direction varie de manière continue, étant, à chaque instant perpendiculaire à la vitesse) (http://pt.wikipedia.org/wiki/Satélite_artificial).

Péridotite.................................................................................................................................................................................................................Peridotite

Un des composants d'une série de roches plutoniques qui forment la majeure partie du manteau terrestre. Les péridotites sont des roches ultramafiques, de structure granulaire, constituées, principalement, par de l’olivine associée à d'autres silicates ferromagnésiens, essentiellement pyroxènes.

Voir : « Croûte »
&
« Sima »
&
« Moho (discontinuité de Mohorovicic) »

On peut distinguer les différents types de péridotites en fonction de leurs proportions en olivine, pyroxène et ortho-clino-pyroxènes. Ainsi, (i) Une dunite est composé de plus de 90% d'olivine (typiquement avec un rapport Mg / Fe de 9:1) ; (ii) Un wehrlite est, surtout, composé d'olivine, mais aussi clino-pyroxène ; (iii) Un harzburgites est, principalement, composé d'olivine, mais aussi d'ortho-pyroxène et de composants de type basaltique ; (vi) Un lherzolite est, principalement, composé d'olivine, ortho-pyroxène (souvent enstatite) et de clinopiroxene. Un lherzolite a, également, une grande proportion de composés de type basaltique (grenades et clino-pyroxène). La fusion partielle de lherzolite et l'extraction de la partie liquide peut laisser un résidu solide du type harzburgite, riche en olivine et relativement riche en ortho-pyroxène, mais pauvre clino-pyroxène. Ceci est dû au fait que la clinopiroxène fond à une plus basse que l'ortho-pyroxène ou que l'olivine. Dans la poursuite du processus de fusion partielle, on arrive à une roche constituée pratiquement d'olivine, c'est-à-dire, à un dunite (la température a continué à augmenter et ortho-pyroxène fond à son tour). Les péridotites se forment dans le manteau de la Terre, entre 40 et 70 km au-dessous de la croûte terrestre. Les péridotites ne peuvent se former que sous des conditions de pression et température, qui n'ont aucun rapport avec les conditions dans lesquelles nous vivons. Quand ils affleurent les péridotites ont subi une énorme soulèvement. La plupart des échantillons prélevés dans les affleurements de péridotites présentent des signes évidents d'un important soulèvement (diaclases et failles). Les péridotites sont, souvent, altérées par serpentinisaition, dans laquelle les périodotes (nom donné à l'olivine quand elle est utilisée comme pierre précieuse) sont complètement transformées en amphiboles et serpentine (groupe de minéraux de phyllosilicates hydratés de magnésium et fer). Elles contiennent de minéralisation de chrome, nickel, cobalt, platine et parfois diamants. La couleur de péridotites est jaune foncé huileux ou vert foncé. Les péridotites sont entièrement cristallisées.