Prodelta.......................................................................................................................................................................................................................Prodelta

Partie du delta qui est sous la profondeur effective de l'érosion des vagues (en mer calme). Le prodelta se situe en aval du front de delta et plonge doucement vers la mer. En d'autres termes, le prodelta est situé au-delà du front du delta et s'incline vers la partie profonde du bassin sur laquelle le delta prograde et où les sédiments clastiques, transportés par le courant, ne sont pas plus prépondérants.

Voir : « Cortège Sédimentaire »
&
« Delta »
&
« Plaine Deltaïque »

Un delta est un dépôt sédimentaire, plus ou moins, sous-horizontal, situé à l'embouchure des cors d'eau, qui a une morphologie triangulaire ou en forme d'éventail. Il est traversé par de nombreux cours d'eau distributifs qui s'étend, parfois, au-delà du rivage. Un delta résulte de l'accumulation de l'apport sédimentaire transporté par le courant qui n'est pas transporté par les marées, vagues ou des courants marins. Trois environnements sédimentaires peuvent être reconnus dans un delta : (i) Plaine deltaïque qui est la partie supérieure du delta, où se déposent les couches supérieures, plus ou moins, horizontales et qui termine par le front de delta, qui est la partie proximal du delta où se déposent les sédiments sableux ; (ii) Prodelta qui est la partie du delta qui, en général, est sous l'action érosive des vagues, et où se déposent les couches inclinées ou frontales ; (iii) Base du prodelta, où se déposent les couches inférieures horizontales, quand elles existent. Il est important de ne pas confondre, ce qui est très fréquent, un delta avec un édifice deltaïque, en particulier, dans l'interprétation géologique de lignes sismiques. Un édifice deltaïque correspond à la superposition, plus au moins, verticale de plusieurs deltas, de la même façon qu'un gratte-ciel correspond à la superposition vertical d'un ensemble d'étages, dont la hauteur moyenne est d'environ 2,40 mètres L'épaisseur d'un édifice deltaïque peut dépasser 5-10 km, tandis que l'épaisseur d'un delta varie, généralement, entre 20 et 50 mètres. Par conséquent, un prodelta ou talus deltaïque ne peut pas être confondu avec un talus continentale, bien que dans certains cas, quand le bassin n'a pas de plate-forme continentale, la partie supérieure du talus continentale supérieure peut être formée par un talus deltaïque (prodelta), dont épaisseur, rarement, dépasse 50 mètres. Notons que les deltas lacustres, quand l'embouchure d'une rivière est un lac, sont si fréquentes que les deltas marins.

Producteur (organisme).......................................................................................................................................................................................Producer

Organisme capable de synthétiser sa propre nourriture à partir de substances inorganiques en utilisant la lumière du Soleil ou de l'énergie chimique. Les plantes vertes, algues et certaines bactéries sont organismes autotrophes. Synonyme d’Autotrophes.

Voir : « Autotrophique (organisme) »
&
« Algue »
&
« Zone Euphotique »

Un autotrophe, aussi appelé producteur, est un organisme qui produit des composés organiques complexes (comme des glucides, lipides et protéines) à partir de molécules inorganiques simples utilisant l'énergie de la lumière du soleil (par photosynthèse) ou des réactions chimiques inorganiques (chimiosynthèse). Ils sont les producteurs de la chaîne alimentaire, comme les plantes terrestres ou les algues dans l'eau. Les producteurs sont capables de produire leur propre nourriture et peuvent fixer le carbone. Ainsi, ils n'utilisent pas de composés organiques comme source d'énergie ou comme source de carbone. Les organismes autotrophes peuvent réduire le dioxyde de carbone (en ajoutant de l'hydrogène) pour faire des composés organiques. La réduction du dioxyde de carbone, un composé de basse énergie, crée stockage d'énergie chimique. La plupart autotrophes utilisant l'eau comme agent réducteur, mais d'autres peuvent utiliser des composés d'hydrogène, comme le sulfure d'hydrogène. Un producteur peut produire leur propre énergie grâce à la photosynthèse à partir de la lumière, dioxyde de carbone et de l'eau. Les producteurs ou autotrophes peuvent être phototrophes ou lithotrophes (chimioautotrophes). Les phototrophes utilisent de la lumière comme source d' énergie, tandis que les lithotrophes oxydent les composés inorganiques, tels que l'hydrogène sulfuré, le soufre élémentaire, ammoniac (NH_4), oxyde de fer (FeO), etc. Les lithotrophes et phototrophes utilisent une partie de l'ATP (triphosphate d'adénosine-5) produite au cours de la photosynthèse ou de l'oxydation des composés inorganiques pour réduire le NADP (phosphate de nicotinamide adénine dinucléotide) + le NADPH pour former des composés organiques. D'autres organismes, appelés hétérotrophes, utilisent les autotrophes comme nourriture pour mener à bien les fonctions nécessaires à la vie. Ainsi, les hétérotrophes, c'est-à-dire tous les animaux, presque tous les champignons, ainsi que la plupart des bactéries et protozoaires, dépendent des autotrophes pour l'énergie et les matières premières dont ils ont besoin. Les hétérotrophes obtiennent l'énergie en cassant les molécules organiques ( glucides, lipides et protéines) contenus dans les aliments.

Production Organique (carbonates).............................................................................................Organic production, Carbonate function

Production de matériel carbonaté en fonction de la profondeur de l'eau. Synonyme de Courbe de Production de Carbonates.

Voir : « Modèle de Dépôt (carbonates) »
&
« Récif »
&
« Variation Relative (du niveau de la mer) »

Dans cet exemple, la courbe de production de carbonate suggère une production maximale sous 3 - 10 mètres de profondeur d'eau. La production d'algues termine à environ 35 - 40 mètres et la production est, pratiquement, nulle , en dessous de 60 - 70 mètres. Cette courbe de production entre en compte avec l'intensité de la lumière du soleil qui pénètre dans l'eau et sa forme dépend, principalement, de la profondeur de la zone photique et de la zone de saturation de la lumière. La pénétration de la lumière suit une diminution exponentielle avec la profondeur de l'eau. La courbe de production biologique est une fonction hyperbolique dépend de l'intensité lumineuse. La production biologique est, relativement, importante sous une faible tranche d'eau, c'est-à -dire, dans la zone de saturation de la lumière, où la lumière n'est pas un facteur de croissance, mais la production décroît rapidement avec la profondeur de l'eau. C'est la courbe de la production biologique qui crée la grande différence entre les plates-formes siliciclastiques où l'apport sédimentaire est abondant et largement prépondérant et où les dépôts de haute énergie se déposent près de la ligne de côte et les plate-formes carbonatées, en particulier, les plates-formes auréolées. Dans de ce type de plates-formes, où l'apport sédimentaire est pratiquement absent, les dépôts de modérée à haute énergie se déposent près de la ligne de côte (fonction de la largeur et profondeur du lagon), mais les sables carbonatées de haute énergie et les récifs se forment par construction organique et lithification synchrone de la sédimentation, loin de la ligne de côte (bord extérieur et abrupt du lagon). On peut dire que si dans une plate-forme siliciclastique la tranche d'eau augment, plus au moins régulièrement, jusqu'à la rupture d'inclinaison, qui marque le début du talus continental, dans une plate-forme carbonatée auréolée, en raison de la production de la courbe organique, la tranche d'eau entre la ligne de côte et la rupture d'inclinaison (qui peut être confondue avec le rebord du bassin) est, plus ou moins, constante et fonction de la profondeur du lagon. Le profil des plates-formes siliciclastiques est en équilibre avec la profondeur de l'action des vagues, ce qui n'est pas le cas dans la plates-formes carbonatées auréolées, une fois que les constructions organiques résistent à l'action des vagues.

Profil d’Équilibre........................................................................................................................................................................Equilibrium profile

Profil longitudinal d'un courant qui transporte sédiments disponibles. En général, un profil d'équilibre (provisoire) a une géométrie parabolique (concave vers le haut), c’est-à-dire, il est presque horizontal près de l'embouchure du courant, mais se lève, progressivement, vers le continent. Selon certains géoscientistes, le point d'équilibre est prise par rapport à ligne de baie (Posamentier), tandis que pour d'autres (Miall), il doit être pris par rapport à la ligne de côte.

Voir : « Ligne de Baie »
&
« Ligne de Côte »
&
« Point d’Équilibre »

Ce sont des ingénieurs italiens, qui en 1697, ont défini le profil d'équilibre d'un cours d'eau : (i) Les courants d'eau modifient la forme du lit, soit par l'érosion soit par dépôt, de sorte que, finalement, il y a un équilibre entre la force et la résistance ; (ii) La pente des courants varie en raison de la résistance du lit et en raison inverse de l'écoulement normal du courant ; (iii) L'eau a tendance à donner au lit un profil concave vers le ciel. Si à chaque point du profil longitudinal d'un cours d'eau, celui-ci a une inclinaison d'équilibre, c'est-à-dire une inclinaison telle qu'il ne se dépose d'alluvion et ne creuse plus son lit, sur toute sa largeur, le cours d'eau est d'un équilibre provisoire, ce qui veut dire, qu'il a tout le long de sa trajectoire, une pente juste suffisant pour évacuer leur charge (et surmonter les frictions internes). Toutefois, ce profil n'est pas définitif, puisque le cours d'eau continue à s'approfondir (il y a en amont érosion, car du matériel est fourni au courant). Ainsi, globalement, le bassin s'érode et la charge devient plus faible et, on peut imaginer, un moment idéal où la pente du courant (tous le transport ayant disparu), soit uniquement suffisante pour l'écoulement du courant. Dans ces conditions, le courant atteindra son profil d'équilibre idéal ou définitive. Toutefois, un tel profil n'est jamais atteint. Posamentier et Vail (1988 ) pensent que le dépôt deltaïque se produit quand un cours d'eau entre dans une masse d'eau presque immobile (ligne de baie) et sa vitesse diminue presque instantanément. Selon d'autres géoscientistes, une telle rencontre avec une masse d'eau presque immobile qui contrôle le profil d'équilibre (provisoire) se produit à l'embouchure des cours d'eau, c'est-à-dire dans l'apex des deltas et non dans la baie de ligne. Ainsi, lorsque l'on parle du profil d'équilibre d'un cours d'eau, le géoscientiste doit dire si le profil d'équilibre est par rapport à la ligne de baie (Vail) ou à la ligne de côte (Miall).

Profil Plage-Talus..................................................................................................................................................................Shore-to-slope profile

Profil de surface de dépôt (ligne chronostratigraphique) entre la ligne de côte et le rebord continental (limite entre la plate-forme, si elle existe et la partie supérieure du talus continental). Bien que, globalement, la profondeur de l'eau augmente en aval, la géométrie de ce profil est très dépendante de la nature des sédiments déposés (silicoclastiques ou carbonates).

Voir : « Bas de Plage »
&
« Talus Continental »
&
« Modèle de Dépôt (carbonates) »

Ces deux schémas illustrent la bathymétrie de la partie supérieure d'un bassin sédimentaire remplie de siliciclastes (fragments de siliciclastes et grains associés) et carbonates. Dans le premier cas, les sédiments sont terrigènes et transportés du continent par des agents d'érosion, tandis que dans le second, les sédiments sont formés sur place. Tout d'abord, n'oublions pas que, en grande partie, la profondeur de l'eau est fonction de la disponibilité des sédiments. Dans le schéma des clastiques, il a été supposé que l'apport terrigène est abondant, c'est-à-dire, suffisant pour remplir tout l'espace disponible pour les sédiments (accommodation), créé par les montées relatives du niveau de la mer. En outre, la géométrie illustrée dans ce schéma est celle d'un épisode transgressif (la géométrie est, généralement, rétrogradante). La ligne de côte est individualisée du rebord continental, ce qui signifie que le bassin a une plate-forme continentale, dont la profondeur de l'eau diminue progressivement depuis le rebord du bassin (qui coïncide, dans ce cas, avec le rebord continental) jusqu'à la ligne de côte. Dans le cas des carbonates, on a supposé que la profondeur d'eau est idéale pour la production de carbonates et que le niveau relatif de la mer monte en accélération (épisode transgressif). Ainsi, on remarque clairement que la tranche d'eau (profil d'équilibre des vagues) est, grossièrement, altérée par la construction de récifs qui résistent aux vagues et par les bancs de sable (carbonaté) de lithification rapide, principalement, dans le rebord de la plate-forme (que dans cet exemple correspond au rebord du bassin), mais, aussi, dans d'autres parties de la plate-forme (récif solitaires du lagon, non illustrées sur cette figure). Fondamentalement, et au contraire du schéma, pour les siliciclastiques, la plate-forme a une géométrie convexe. Les rampes carbonatées (talus) sont construites à partir de sédiments carbonatés non consolidés, sans constructions récifales ou lithification sur le rebord du bassin. Le profil du talus est similaire à ceux des siliciclastiques, bien qu'il puisse exister des petites constructions auréolées.

Profondeur d’action des vagues.....................................................................................................................Fair weather wave base

Lorsque l'action érosive des vagues de la mer atteint, plus ou moins, la profondeur de 10 m. Ce niveau correspond, à peu près, à la position de la rupture côtière de l’inclinaison de la surface de déposition.

Voir : « Limite d'Action des Vagues de Beau Temps »
&
« Rupture (surface de déposition côtière) »
&
« Limite Moyenne d'Action des Vagues de Tempête »

Lorsque la mer est calme, comme illustré dans cette photographie de la plage de Bells, près de Melbourne (Australie), elle est légèrement ondulée et le niveau de l'action érosive des vagues atteint seulement 5 - 10 mètres de profondeur. Dans ces conditions, la mer est, généralement, relativement claire, une fois que la bande du fond de la mer affectée par les vagues est, généralement, composée par du sable, plus ou moins, épaisse. Notons que sur cette photo la falaise de cette plage, les différents gradins qui se peuvent mettre en évidence sur la plage et les courants de ressac (montant et de retrait). La vitesse de propagation des ondes est une fonction de la longueur d'onde des vagues (L). Lorsque la profondeur de la mer est plus grande que la longueur d'onde, la vitesse est donnée par V = ( gL / 2π ) 1 / 2 = 1.56 L 1 / 2. Si la profondeur de la mer (h) est plus petite que la longueur d'onde, la vitesse est donnée par V = (gh) 1/2. Quand la mer est calme, comme dans cet exemple, l'action des vagues, correspond, principalement, à un lavage des sédiments sableux et grossiers du fond de la mer, c'est-à- dire, qu'il n'y a pas de formation de surfaces de ravinement, lesquelles correspondent à des surfaces d'érosion sous-marine dans la plate-forme. Contrairement à d'autres surfaces d'érosion, les surfaces de ravinement ne sont pas associés avec des chutes relatives du niveau de la mer, mas à des montées relatives, surtout dans les cortèges transgressifs (CT), lesquelles déplacent vers le continent la rupture d'inclinaison de la surface de déposition côtière. Ainsi, en aucun cas, les surfaces de ravinement peuvent être interprétées comme des discordances, lesquelles, dans la stratigraphie séquentielle, limitent les paquets sédimentaires déposés pendant les cycles eustatiques. Les surfaces de ravinement peuvent facilement se mettre en évidence sur le terrain, par l'étude des relations géométriques entre les plans de stratification, mais elles ne peuvent se reconnaître sur les lignes sismiques. Uniquement les discordances (limites des cycles stratigraphiques) sont visibles sur les données sismiques, en particulier sur la partie supérieur de talus continentale (canyons sous-marins) et en amont du rebord continental (vallées incisées ou encaissées). C'est pourquoi, dans la stratigraphie séquentielle, l'interprétation des lignes sismiques régionales, en termes géologiques, est indispensable.

Profondeur de Compensation (carbonates)..........................................................................................................Compensation depth

Profondeur de l'eau en dessous de laquelle le carbonate de calcium, produit dans l'océan, est, complètement, dissout. Profondeur au-dessous de laquelle il n'y a pas de dépôt de carbonate de calcium.

Voir : « Calcaire »
&
« Calcite »
&
« Modèle de Dépôt (carbonates) »

Sous la profondeur de compensation des carbonates (PCC), le taux d'apport de carbonate de calcium (calcite et aragonite ) et le taux de dissolution se compensent, c'est-à-dire, qu'aucune carbonate de calcium se dépose. Le carbonate de calcium est, pratiquement, insoluble dans les niveaux de surface de l'eau de mer. Les coquilles du plancton calcaire qui tombent dans les eaux profondes sont, pratiquement, intactes jusqu'à ce qu'elles atteignent lysocline (terme utilisé en géologie pour indiquer la profondeur de l'eau de mer à partir de laquelle le taux de dissolution de la calcite augmente considérablement). Quand elles atteignent la profondeur de compensation du carbonate de calcium, tout le carbonate de calcium se dissous. Le plancton et les sédiments calcaires se trouvent dans la colonne d'eau au-dessus de la profondeur de compensation. Si le fond de la mer est au-dessus de la profondeur de compensation de carbonate de calcium (PCC), les sédiments du fond de la mer peuvent être des sédiments calcaires. Si le fond de la mer est plus bas que la profondeur de compensation, toutes les coquilles calcaires sont dissoutes avant d'atteindre le fond. La solubilité du carbonate de calcium dépend de la température, pression, composition chimique de l'eau et de la quantité de dioxyde de carbone (CO_2) dissous dans l'eau. Le carbonate de calcium se dissout plus facilement à de basses températures et hautes pressions. Le schéma illustré sur cette figure montre que les morphologies du fond océanique et de la dorsal médio-océanique contrôlent, partiellement, la nature des sédiments qu'y se déposent. Lorsque la croûte océanique est au-dessus de la profondeur de compensation des carbonates (PCC), la plupart des sédiments déposés sont de nature organique (vases organiques). Lorsque la croûte océanique atteint des profondeurs plus importantes, uniquement les sédiments détritiques terrigènes se déposent sur le plancher océanique (minces niveaux d'argiles abyssales). Au fur et à mesure que la croûte océanique se refroidit, elle devient plus lourde et s'enfonce plus. Cette subsidence combinée avec l'eustasie fait varier l'espace disponible pour les sédiments, ce qui permet le dépôt d'un prisme sédimentaire sur les bords du bassin océanique, lequel se compose essentiellement d'un prisme de bas niveau et de haut niveau, avec un intervalle transgressif entre les deux prismes.

Progradation ...............................................................................................................................................................................................Progradation

Superposition latérale des unités sédimentaires lorsque l’apport terrigène dépasse le taux de la montée relative du niveau de la mer, ce qui oblige les sédiments à se déposer en direction de la mer. Déplacement vers mer (extérieur) et, le plus souvent, vers le haut (topographiquement), de la ligne de côte ou du rebord du bassin, dû au dépôt des sédiments transportés par les fleuves ou accumulation côtière de matériel littoral due aux vagues, courants côtiers ou constructions organiques.

Ver: « Accommodation »
&
« Inclinaison du Dépôt »
&
« Rupture (surface de déposition côtière) »

Avant tout, dans cette tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique de l'offshore du Mozambique, il ne faut pas oublier que la variation latérale très rapide de la profondeur de l'eau, crée un artefact sismique important. La partie de réflecteurs situés à l'Est du rebord du bassin est, actuellement, plus profonde (en temps) que la partie occidentale, une fois que les ondes sismiques dépensent plus de temps pour traverser la tranche d'eau que la colonne sédimentaire. Dans une version profondeur de cette tentative d'interprétation, les réflecteurs situés en aval du rebord du bassin sont beaucoup moins inclinées vers la mer. Deux intervalles sédimentaires sont facilement reconnaissables dans cette tentative : (i) Un intervalle aggradant, dans lequel la configuration des réflecteurs est, plus ou moins, parallèle et (ii) Un intervalle progradant, dans lequel la géométrie des réflecteurs est sigmoïdale. Cet intervalle est formé par deux sous-intervalles. La partie inférieure, dans lequel la géométrie des réflecteurs est incomplète (la ligne sismique n'est pas assez longue) et le supérieur, où la géométrie des réflecteurs sigmoïde est parfaitement visible. Cette géométrie est caractéristique de la plupart des progradations. Compte tenu de l'échelle verticale, la rupture supérieure de chaque réflecteur correspond au rebord du bassin (rebord continental) et la rupture inférieure correspond à la limite entre le talus continental et la plaine abyssale. Pendant l'intervalle progradante supérieure, on peut dire, qu'avec le temps, le rebord du bassin s'est déplacé, peu à peu, vers la mer et vers le haut, comme souligné par des cercles blancs. Cependant, dans la partie inférieure de cet intervalle, le déplacement vers la mer (progradation) est plus important que le déplacement vertical (aggradation), tandis que dans la partie supérieur, bien que le déplacement vers la mer soit toujours prédominante, le déplacement vertical (aggradation) est beaucoup plus significatif.

Progradation Aggradante......................................................................................................................................................Aggradational

Lorsque l’aggradation (construction verticale) est significative bien qu’inférieur au déplacement vers la mer de la rupture d’inclinaison de la surface de déposition côtière (plus ou moins la ligne de côte) ou du rebord du bassin (qui peuvent, parfois, coïncider, quand le bassin n’a pas de plate-forme continentale).

Voir : « Inclinaison du Dépôt », figure I010
&
« Progradation », figure P175
&
« Rupture (surface de déposition côtière) », figure R009

Dans les intervalles stratigraphiques supérieurs des marges divergentes continentales postérieurs à la Pangée, les épisodes régressifs sont prédominants, comme illustré dans cette tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique de l'offshore de l'Australie. Ces épisodes présentent, généralement, une géométrie progradante, avec des biseaux de progradation distaux orientés dans le sens de l'apport terrigène. Globalement, dans cette tentative, les intervalles progradants ou régressifs, une fois que les dépôts côtiers se déplacent vers la mer et vers le haut, sont associés avec une chute eustatique (ne pas confondre avec une chute relatif du niveau de la mer) qui a débuté en Cénomanien-Turonien. Cette chute eustatique a commencé, effectivement, à partir de la surface de la base des progradations majeures, dont l'âge est de 91.5 Ma, car à partir de ce moment-là, le volume des bassins océaniques postérieures à la Pangée a commencé à augmenter (diminution du volume des dorsales océaniques). Cependant, individuellement, chaque intervalle progradant, en particulier, dans un cycle-séquence est associé à une montée relative du niveau de la mer en accélération. Comme il est facile de constater, dans cette tentative d'interprétation, à chaque augmentation (incrément) du niveau relatif de la mer, le rebord du bassin (une fois que pendant la plupart des intervalles régressif le bassin n'a pas de plate-forme continental) se déplace vers la mer (progradation), mais également vers le haut (aggradation). L'aggradation du rebord du bassin (ou de la ligne de côte) n'atteint jamais l'amplitude du déplacement horizontal en direction de la mer. Lorsque le déplacement vertical vers le haut (aggradation) est supérieure à la résolution sismique, et donc les progradations bien visibles et l'aggradation facilement calculée, les géoscientistes parlent de progradations aggradantes. Ce sont ces progradations qui ont une géométrie sigmoïde typique. En effet, on peut dire que plus les progradation sont aggradantes plus la géométrie des lignes chronostratigraphiques ont la géométrie d'un S inversé. Ce type de progradations contraste avec les progradations obliques, dans lesquelles l'aggradation est pratiquement nulle (aggradation inférieure à la résolution sismique).

Progradation Oblique..................................................................................................................................................................Oblique offlap

Lorsque l’aggradation est nulle ou au-dessous de la résolution sismique, ce qui signifie, que le déplacement de la mer de la ligne de côte (rupture d’inclinaison de surface de déposition côtière) ou du rebord du bassin (qui peuvent coïncider) est presque horizontal.

Voir : « Inclinaison du Dépôt »
&
« Progradation »
&
« Rupture (surface de déposition côtière) »

Dans une configuration de progradations obliques parallèles, comme illustré dans cette tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique de la Mer Noire, les lignes chronostratigraphiques ont une géométrie inclinée et rectiligne. Les terminaisons supérieures des lignes chronostratigraphiques qui marquent soit les positions successives de la ligne de côte, soit successifs rebords du bassin (si le bassin a ou non un plate-forme continentale), sont abruptes et sont toutes dans le même plan. Probablement, cela signifie, que pendant le dépôt le niveau relatif de la mer était stable (ni montée ni basse relative) et que les ruptures d'inclinaison se déplaçaient uniquement vers la mer sans aucune aggradation (un aggradation implique une montée relative de la mer). Ainsi, on peut dire, qu'une configuration progradante oblique implique les conditions de dépôt suivantes : (i) Un apport terrigène important ; (ii) Une subsidence petite ou nulle ; (iii) Un niveau relatif de la mer, plus ou moins, constant ; (iv) Une zone de transit sédimentaire ou de l'érosion dans la partie supérieure (en amont) de la surface de dépôt et (v) Un environnement sédimentaire de haute énergie. Toutefois, avant d'envisager si l'intervalle progradant a une configuration oblique ou aggradante, l'interprétateur doit décider si les biseaux sommitaux (terminaisons supérieures des réflexions ou des plans de stratification) sont sommitaux par non-dépôt ou par érosion, ce qui, géologiquement, signifie deux choses totalement différentes. Dans le premier cas, la configuration interne est, vraiment, progradante oblique, vu qu'en amont du biseau existe une zone de transit sédimentaire et que toute déposition se fait par construction vers la mer sans aggradation. Cependant, la même géométrie finale peut être obtenue à partir de la déposition d'un intervalle progradant composé de progradations aggradantes, lequel est, ensuite, partiellement érodé en raison d'une chute relative significative du niveau de la mer qui a mis le niveau de la mer suffisamment bas (plus bas que le rebord du bassin) pour créer un e discordance, c'est-à- dire, une surface d'érosion.

Progradation Sigmoïdale.....................................................................................................................................................Sigmoidal offlap

Quand les déplacements successifs de la ligne de côte (rupture d’inclinaison de surface de déposition côtière) ou du rebord du bassin (ce qui peuvent parfois se superposer) vers la mer, sont accompagnés par une aggradation significative.

Voir : « Inclinaison du Dépôt »
&
« Progradation »
&
« Rupture (surface de déposition côtière) »

Dans cette tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique de la Mer Noire il y a plusieurs intervalles sédimentaires discordantes qui ont été déposés au cours de la phase régressive du cycle d'empiétement continental post-Pangée. Cependant, la plupart de ces intervalles ont une configuration interne déterminé par des progradations sigmoïdales. Uniquement, l'intervalle plus profond semble avoir une configuration interne oblique, une fois que l'aggradation, si elle existe, est très faible. Sur les lignes sismiques, la plupart des géoscientistes considère que les progradations d'un intervalle progradant sont sigmoïdales lorsque l'aggradation, en amont des successifs rebords du bassin ou des lignes de côte, qui dans cet exemple, sont pratiquement coïncidentes, est significative et que plusieurs lignes chronostratigraphiques (réflecteurs) peuvent être mis en évidence (intervalle souligné par la première flèche avec vergence NE). Quand, aucune ligne chronostratigraphique est évidente, en amont des successifs rebords du bassin ou des lignes de côte, sans grande erreur, on peut dire que les progradations sont obliques. D'autre part, en tenant compte du fait qu'une ligne sismique est une section temps et non en profondeur, on peut dire, que dans une configuration sigmoïdale, l'angle de dépôt est relativement petit généralement inférieur à 1°). Les segments inférieures des strates se rapprochent de la discordance de base avec des angles très faibles et les terminaisons des réflecteurs associés sont soit des biseaux de progradation vrais soit apparents (lorsque l'interface sédimentaire est si mince, qui est inférieure à la résolution sismique). Un intervalle sédimentaire composé par des progradation sigmoïdales implique : (i) Un apport sédimentaire relativement faible ; (ii) Une montée relative du niveau de la mer importante et rapide, ce qui permet le dépôt et la préservation du segment supérieur des progradations et (iii) Un environnement sédimentaire de faible énergie. Dans certains cas, les roches-mères potentielles, se trouvent, très souvent, en association avec les segments inférieurs des progradations.

Projection (type de mappe, carte).......................................................................................................................................................................Headland

Point de terre, généralement, élevée, qui s'étend vers une masse d'eau.

Voir : « Pilier Marin (rocheux) »
&
« Littoral »
&
« Falaise »

Dans cette figure sont représentés les différents types de projections : (i) Projection Gall- Peters, dite cylindrique équivalente, dans lequel les droites perpendiculaires aux parallèles et les lignes méridiennes ont des intervalles plus petits, ce qui résulte en une reproduction fidèle des zones des continents au détriment d'une plus grande déformation des mêmes ; (ii) Projection Mercator qui est une représentation des coordonnées spatiales relatives aux trois dimensions du globe terrestre dans un planisphère à deux dimensions (même que nettement déformée une telle projection est un dédoublement, au niveau de l'équateur, des échelles de longitude intégrées dans ses latitudes) ; (iii) Projection cylindrique de Miller qui est une alternative à la projection de Mercator, afin de réduire la grande variation de l'échelle avec la latitude et de permettre que les pôles soient représentés ; (iv) Projection de Mollweide créée pour corriger les divers distorsions de la projection de Mercator et dans laquelle les parallèles sont lignes droites et les méridiens sont des lignes courbes (l'aire est proportionnelle à celle de la sphère terrestre, ayant une forme elliptique et un aplatissement des pôles nord et sud) ; (v) Projection d'aire égale (sinusoïdale) dans lequel les parallèles sont des lignes droites espacées uniformément et pour cela, le système est assimilé à une projection pseudo- cylindrique, tandis que les méridiens ont une forme sinusoïdale (uniquement le méridien central est droit) et les surfaces sont conservées et la représentation des pôles est moins déformée que dans une une véritable projection cylindrique ; (vi) Projection d'aire égale (homolosine de Goode) qui est une modification de la projection de Mollweide, de caractère sinusoïdal, où différents méridiens sont pris comme le centre et se font des projections distinctes (il s'agit d'une projection équivalente, qui maintient les aires en proportion et donne une sensation de sphéricité de la surface de la Terre ; (vii) Projection Robinson qui est une projection non conforme et non équivalent basée sur des coordonnées et non dans une formulation mathématique (conçue pour minimiser les distorsions angulaires et de surface).

Promontoire ....................................................................................................................................................................................................Promontory

Point de terre, généralement, élevée, qui s'étend vers une masse d'eau.

Voir : « Pilier Marin (rocheux) »
&
« Littoral »
&
« Falaise »

Comme l'illustré dans cette figure, un promontoire est une sorte de péninsule ou presqu'île, c'est-à-dire, une pointe de terre, généralement haute qui s'étend dans une masse d'eau et qui a, donc, trois côtés. En général, le côté du promontoire parallèle à la ligne de côte est beaucoup plus petite que les autres côtés qui sont, plus ou moins, perpendiculaires et qui peuvent peut avoir des longueurs importantes. Dans le dictionnaire Littré, un promontoire est un ancien synonyme de cap : en un sens plus étroit, masse de terre élevée ou montagne formant saillie au-dessus des eaux, par opposition à cap, qui désigne tout ce qui s'avance dans la mer, élevée ou non». En d'autres termes , un cap est définie comme «la terre qui s'avance à partir de la côte et qui forme le sommet avec deux cotés, (synonyme de pointe ) ce qui signifie que en français, pour la plupart des géoscientistes, un cap et un promontoire ne sont pas synonymes. Cependant, en certains pays, promontoire et caps sont considérés comme synonymes. Au Portugal, par exemple, en géographie, un cap est définie comme une entité géographique formé par une masse de terre qui s'étend dans un océan ou mer que lui est adjacente. En général, en portugais, un cap, qui est une étroite péninsule, a plus d'importance qu'un promontoire et souvent exerce une influence sur les courants côtiers et d'autres caractéristiques océanographiques. Certains caps sont, particulièrement, célèbres dénotant des points importants des continents ou îles où ils sont situés. La navigation effectuée entre les caps, sans perte de contact visuel avec la côte est, souvent, appelée cabotage. En Europe, le Cap de Finisterre (Espagne), Cap Nord (Norvège), Cap de la Roche (Portugal), Cap de Saint Vicent (Portugal) sont, sans aucun doute, les plus célèbre caps. Toutefois, la navigation (science, art, pratique ou technologie, de planifier et exécuter un voyage à partir d'un point de départ jusqu'à une destination) cap grand ou promontoire grand est le nom donné aux trois principaux caps maritimes méridionales de la route maritime via l'océan Austral : (i) Cap de Bonne Espérance, en Afrique du Sud ; (ii) Cap Leeuwin dans la pointe sud de l'Australie ;(iii) Cap Horn, dans l'extrême sud de l'Amérique du Sud. Notons que selon une ancienne tradition, les marins qui les ont surmonté ces caps à la voile accomplissent un geste qui leur donne le droit d'utiliser trois anneaux à l'oreille, à se tenir debout devant les rois et à uriner contre le vent.

Protérozoïque.................................................................................................................................................................................................Proterozoic

L'éon géologique entre les éons Archéen (2.5 Ga) et Phanérozoïque (590 Ma), à l'intérieur duquel, certains géoscientistes, considèrent différentes périodes géologiques, tels que : (i) Vendien ; (ii) Sturcianien ; (iii) Yurmatiaen ; (iv) Burzyanien ; (v) Huronianien et (vi) Randianien. Notons que les noms de ces périodes n'ont pas de statut international.

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

Le Protérozoïque a duré environ 1910 My, ce qui comparé à l'âge de la Terre (4.5 Ga, c'est-à- dire, il y a 4.5 milliards d'années) représente environ 40% de l'histoire géologique, comme indiqué dans la colonne Temps (%) de ce figure. En fait, il semble que la Terre s'est formée il y a environ 4.5 Gy, mais que presque 4.0 Gy (4000 millions d'années) se sont passé avant que les premiers animaux soient apparus. C'est ce laps de temps que les géoscientistes appellent Précambrien. Cependant, certains géoscientistes préfèrent éviter et prennent en compte, avant le Phanérozoïque, trois Éons (Harland et al. 1982) : (i) Protérozoïque, entre 590 et 2 500 Ma ; (ii) Archéen, entre 2500 Ma et 4000 Ma et (iii) Priscoanien, entre 4000 Ma et 4500 Ma (n'oublions pas que Ma représente un mon âge et non un intervalle de temps). Quoi qu'il en soit parler du Précambrien comme un simple intervalle de temps n'a pas de sens, une fois qu'il représente environ 86% de l'histoire de la Terre. Contrairement aux dépôts profonds de l'Archéen, beaucoup de sédiments du Protérozoïque se sont déposés dans des mers épicontinentales et sont beaucoup moins métamorphosés. L'étude des sédiments du Protérozoïque a montré qu'au cours de cet Éon il y a eu une rapide accrétion des continents (ce qui ne semble pas s'être produit dans les éons suivants) et la formation de plusieurs cycles de supercontinents, ce qui suggère la présence d'une intense tectonique des plaques. Au cours de cet Éon ont eu lieu les premières glaciations, dont le point culminant s'est produite pendant le Varangian (± 670 Ma) avec la formation de la « Terre Boule de Neige". L'un des événements les plus importants au cours de cet éon a été l'augmentation progressive de l'oxygène dans l'atmosphère. Bien que l'oxygène ait été libéré, par la photosynthèse, déjà au cours de l'Archéen, il n'a que commencer à s'accumuler de manière significative lorsque les absorbants chimiques, comme le soufre et fer se sont saturés, ce qui semble s'être produit il y a environ 2.3 Ga, lorsque la concentration en oxygène, dans l'atmosphère, est d'environ 1% ou 2 % de la valeur actuelle.

Protocaryote.................................................................................................................................................................................................Protokaryote

Terme peu utilisé pour désigner un procaryote, c'est-à-dire, un organisme dans lequel le génomique DNA n'est pas entouré par une membrane nucléaire dans les cellules. Comme exemple de protocaryotes, qui forment leur propre règne appelé Monera ou Procaryota, on peut citer les bactéries et algues-blues.

Voir : « Cyanobactérie »
&
« Eucaryote »
&
« Algue Brune (Phéophycée) »

Protocaryotes, procaryontes, procaryotes qui sont synonymes sont des organismes unicellulaires qui n'ont pas leur matériel génétique contenu dans une membrane. Ces êtres n'ont aucun cloisonnement interne par des membranes, étant absents plusieurs autres organites tels que les mitochondries, complexe de Golgi et le fuseau mitotique. Cette définition englobe tous les organismes des domaines Bacteria et Archaea. Ces cellules présentent plusieurs autres différences par rapport aux cellules eucaryotes. Elles n'ont pas la plupart des organites (le ribosome est présent), leur ADN est cyclique, la fluidité de leurs membranes est, uniquement, contrôlée par des phospholipides (et non par des phospholipides et stéroïdes comme dans les cellules eucaryotes), ne se fusionnent formant des organismes multicellulaires, car elles n'ont pas la capacité de former des tissus, etc. Leur nom vient du grec où karyon signifie noix ou noyau, combiné avec le préfixe signifiant ci-dessus. Les cellules avec un noyau sont appelés eucaryotes , où le préfixe eu- , qui signifie bon ou vrai. Dans certaines cellules procaryotes observés au microscope électronique ont été observés des vestiges à peine visibles. Les procaryotes ont des métabolismes très diverses, ce qui est reflété par sa capacité de colonisation des environnements très différents, tels que les tubes digestifs des animaux, environnements volcaniques, saumâtres, etc. Bien que ne possédant des organites cellulaires, ils peuvent conduire leur processus métaboliques dans la membrane cellulaire. La plupart ont une paroi cellulaire, ce que n'arrive pas avec des certains type de cellules eucaryotes (comme celles des animaux). Les protocaryotes sont toujours organismes unicellulaires, se reproduisent de manière asexuée par scissiparité. D'autres formes de recombinaison de l'ADN entre les procaryotes comprennent la transformation et la transduction (reproduction dans laquelle l'ADN bactérien est transféré d' une bactérie à l'autre par un virus, qu'on appelée bactériophages).

Protodolomite............................................................................................................................................................................................Protodolomite

Terme appliqué souvent aux dolomites de l'Holocène (variété de carbonate double de calcium et magnésium) qui se sont formées au cours des 10 derniers ka et qui se caractérisent par le fait que certaines couches de calcium peuvent contenir du magnésium, et certaines couches de magnésium peuvent contenir du calcium.

Voir : « Diagénèse »
&
« Dolomitisation »
&
« Porosité »

Cette photographie (240 microns) illustre des cristaux protodolomite qui remplissaient la cavité d'un coquillage formée par lixiviation (processus par lequel l'eau dissout les constituants solubles d'une roche). Certains géoscientistes décrivent la protodolomite comme un carbonate cristallin de calcium et magnésium ayant une structure désordonnée, dans lequel les ions (atome, molécule ou groupe d'atomes qui a perdu sa neutralité électrique par perte d'un ou plusieurs électrons, acquérant une charge positive) métalliques se forment dans les mêmes mêmes couches cristallographiques , et non dans des couches alternées comme c'est le cas dans la dolomie. D'une façon approximative, la structure de la dolomite peut être décrite comme celle de la calcite, mais avec les ions magnésium en remplaçant des ions de calcium dans chaque couche de cations (atome, groupe d'atomes ou d'une molécule qui a perdu sa neutralité électrique ont ramassé un par ou plus d'électrons, acquérant une charge positive). Ainsi, la structure de la dolomite peut être considéré comme ayant une couche de calcium, une couche de CO_3 une couche de magnésium, un autre couche de CO_3 et ainsi de suite. Bien que dans les milieux marins, la dolomite est plus stable que la calcite, la dolomite ne se forme pas directement dans ces environnements, soit inorganique soit biologiquement, mais par des processus diagénétiques. Le mécanisme de la formation de dolomies sédimentaires est mal compris, ce qui est d'ailleurs est l'un des problèmes intéressants de la géochimie des carbonates. De nombreux géoscientistes ont montré la présence fréquente de protodolomite dans les dolomites quaternaires. La protodolomite est relativement abondante dans la partie interne de la zone intertidale, car l'évaporation et précipitation de l'aragonite (à partir des lagunes) et de gypse (sous le tapis d'algues) augmente le rapport Mg / Ca dans l'eau ides pores. La formation de protodolomite est également observée dans les lacs et lagunes éphémères isolées de la mer, où l'évaporation est très importante, en particulier, pendant l'été, ce qui produit des saumures riches en magnésium, à partir desquelles l'aragonite et protodolomite précipitent.

Protogène (sediments)........................................................................................................................................................................................Protogene

Sédiment qui dérivé de roches cristallines primitives, bien que ce terme soit, également, utilisé pour un granit dans lequel le talc supplante le mica.

Voir : « Sédiment »
&
« Déposition (clastiques) »
&
« Principe de la Composition »

Bien que le terme protogène signifie très petit ou être infime, en géologie, il est utilisé pour décrire deux choses très différentes. En fait, il est utilisé en sédimentologie pour décrire un type particulier de sédiments, mais en pétrographie (branche de sédimentologie dont l'objet est la description des roches et l'analyse de ses caractéristiques structurelles, chimiques et minéralogiques et se distingue de pétrologie, laquelle s'intéresse aux mécanismes des processus physiques, chimiques et biologiques qui se forment et transforment les roches) pour désigner une variété de granit. Ainsi, par exemple, dans cette figure, les deux cours d'eau proviennent de différents endroits avec différentes zones de drainage. Le bassin versant du cours d'eau central, qui est plus turbulent, est situé dans un massif granitique, tandis que le bassin versant de l'autre cours d'eau, qui vient de la gauche, se trouve dans des terrains volcaniques. Ainsi, selon la définition de protogène (sédimentologie), on peut dire que le cours d'au central transporte surtout protogènes, comme quartz, feldspath, zircon, mica, etc., et l'autre non. L'utilisation du terme protogène en pétrographie décrit un type particulier de granit, lequel correspond à une roche granulaire plutonique, ignée, cristalline formée, généralement, par un mélange de quartz, feldspath et mica, sans aucune disposition régulière des cristaux et, généralement, blanchâtre, grisâtre ou brun rougeâtre. Les grains des minéraux qui forment le granit varient en taille depuis celle d'une tête d'épingle jusqu'à près d'un mètre, mais rarement dépassent, environ, deux pouces. Quand les grains sont de cette taille ou plus, on dit que le granit est à grains grossier. Un granit dans lequel le mica a été remplacée par de la horbneblende est appelé syénite. Quand dans un granit le mica et l'amphibole sont présentes on parle d'un granit syénitique. Un granit dans lequel le talc supplante le mica est appelé protogène, talcose ou granite chloritique. Un granit avec un mélange de quartz, mica, hyperstène et des paillettes de mica est un granite hypersténique. Le nom granite graphique ou pegmatite est donné à une variété de granit composée de feldspath et quartz avec un peu de moscovite (mica blanche).

Protolithe (roche)....................................................................................................................................................................................................Protolith

Précurseur lithologique d'une roche métamorphique. Une argile (roche sédimentaire) est le protolithe (précurseur) d'un schiste (roche métamorphique).

Voir : « Ardoise (shale) »
&
« Xénolithe »
&
« Métargillite »

Le terme protolithe se réfère à lithologie précurseuse d'une roche métamorphique. Par exemple, le protolithe d'un schiste ou d'un argillite est une argile. En effet roches métamorphiques peuvent être dérivées de n'importe quel type de roche en raison de changements des conditions géologiques (métamorphisme), c'est-à-dire, en raison des variations de température, pression et contraintes tectoniques et, par conséquent, elles ont une grande variété de protolithes. L'identification d'un protolithe est un objectif majeurs de la géologie métamorphique pour mieux comprendre l'histoire d'une région composée de roches métamorphiques. Contrairement aux roches métamorphiques, les roches sédimentaires n'ont pas de protolithes, parce qu'elles sont formés de sédiments, dont l'origine est appelé provenance. De la même façon, les roches ignées n’ont pas de protolithes parce qu'elle se forment à partir d'un magma. N'oublions pas qu'une roche métamorphique est le résultat d'une protolithe (roche préexistante) qui a subi un processus appelé métamorphisme. Le terme métamorphisme signifie étymologiquement changement de forme. Ainsi, au cours du métamorphisme, le protolithe est soumis à une forte chaleur et pression (températures supérieures à 150-200° C et pression d'environ 1500 bars), ce qui provoque des changements physiques et / ou chimiques profondes Toutefois, le protolithe peut être une roche sédimentaire, ignée ou métamorphique ancienne. Les roches métamorphiques forment une grande partie de la croûte terrestre et sont classés en fonction de la texture, chimie et ensembles minérale qui déterminent le faciès métamorphique. Les roches métamorphiques peuvent être formées par un simple enfouissement, soumises à haute température et haute pression due aux couches de roches sus-jacentes. Elles peuvent aussi se former en résultat de processus tectoniques, comme des collisions continentales qui sont à l'origine des pressions tectoniques horizontales, frictions et distorsions. Les roches métamorphiques peuvent, également, se former lorsqu'elles sont chauffées par des intrusions d'un magma venant de l'intérieur de la Terre. L'étude des roches métamorphiques (actuellement exposées à la surface de la Terre, en raison de l'érosion et soulèvement) nous donne des informations sur les températures et pressions qui se produisent à de grandes profondeurs dans la croûte terrestre.

Proto-Pangée...............................................................................................................................................................................................Proto-Pangea

Supercontinent qui s'est formé à la fin du Protérozoïque. Synonyme de Rodinia.

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

Le supercontinent proto-Pangée est considéré par de nombreux géoscientistes comme le sixième continent. Ce supercontinent qui est aussi appelé Rodinia (qui en russe veut dire terre-mère), semble avoir existé (selon les reconstitutions des plaques tectoniques) entre environ 1100 Ma et 750 Ma. Au contraire de la Pangée, c'est-à-dire, du dernier supercontinent qui existait il y a environ 300 Ma, la configuration exacte et l'histoire géodynamique de la Proto-Pangée sont encore mal connues. Toutefois, certaines données paléomagnétiques suggèrent des paléolatitudes pour certaines parties de la masse continentale qui formaient le supercontinent (mais pas les longitude), lesquelles les géoscientistes tentent rejoindre les unes aux autres comme illustré dans cette figure. La plupart du proto-Pangée a été probablement situé au sud de l'équateur, avec la partie centrale formée par le craton nord-américain (dernier paléocontinent de la Laurentia) et à SE du craton Est européen (dernière paléocontinent de la Baltique), craton de l'Amazone et le craton Ouest africain. Au sud se trouvaient les cratons de Rio de Prata et San Francisco. Les positions de la Sibérie, Chine du Nord et Sud et du craton de l'Amérique du Nord varient selon les reconstructions des géoscientistes. Une glaciation global Protérozoïque a commencé à environ 800 Ma dans le au proto-Pangée et s'est terminée par la rupture du supercontinent il y a environ 590 Ma. La conjecture que le proto-Pangée a existé de puis 1100 Ma jusqu'à 700-750 sans rupture de la lithosphère semble être réfutée par le fait, avancé par certains géoscientistes, qu'un supercontinent ne peut pas survivre sans fracture à une période de 400 My (anomalies thermiques et l'amincissement de la lithosphère). Ces géoscientistes avancent une période comprise entre environ 100 My entre l'agglutination d'un supercontinent et sa fracturation. Une fois que le supercontinent se fracture les continents individualisées se dispersent (expansion océanique), pour après le maximum de dispersion (phase transgressive du cycle d'empiétement continental), ont commencé, petit à petit, à se regrouper pour former un nouveau supercontinent (phase régressive du cycle d'empiétement continental). Ce cycle (supercontinent, fracturation, dispersion des continents, assemblage, et nouveau supercontinent), parfois, appelé cycle de Wilson dure rarement plus de 400 My. Ainsi , il est très possible qu'avant le proto-Pangée, d'autres supercontinent puissent avoir existé pendant le Protérozoïque.

Provenance (sédiment)....................................................................................................................................................................................Provenance

Lieu d’où les sédiments proviennent ou le lieu d'origine des sédiments.

Voir : « Apport Terrigène »
&
« Progradation »
&
« Sédiment »

Au cours des dernières années, le concept de provenance de l'apport terrigène sédimentaire a subi une vrai révolution grâce à l'intégration de méthodes isotopiques dans la sédimentologie qui permettent de mieux comprendre l'origine des sédiments, non seulement d'origine détritique, mais aussi chimique. Les premiers travaux dans ce sens ont été basées sur la géochronologie de grains détritiques de zircon par U-Pb. Ces études ont montré que le recyclages sédimentaires sont beaucoup plus complexes et importants qu'on ne le pensait précédemment. D'autres systèmes isotopiques ont rejoint le U-Pb et ont le potentiel de déterminer les différentes origines des sédiments qui peuvent se chevaucher en âge. Le bassin Éocène du "Green River " aux USA, par exemple, comme illustré sur cette figure, a été utilisé pour étudier l'origine des sédiments, en tenant compte des effets des changements climatiques et paléohydrologiques, une fois que ce bassin est entouré par des haut du socle d'âge Archéen et Protérozoïque. Dans le bassin, comme illustré dans le bloc diagramme, on peut différencier les soulèvement tectoniques du Crétacé Supérieur, que les géoscientistes américains associent à l'orogénie Laramide. Parmi eux se trouvent des dépressions ( gris clair), qui représentant les bassins sédimentaires partiellement remplis par des sédiments continentaux et lacustres. Dans ce contexte, la provenance des sédiments est, largement, tributaire du réseau hydrographique, c'est-à-dire, des courants fluviaux (énergies et charge). Sur ce sujet, il ne faut oublier que toute la masse d'eau en mouvement représente une certaine énergie, qui est proportionnelle à la masse (débit) et au carré de la vitesse. En effet, plus la vitesse d'un courant est forte, plus grande sera la taille des particules transportées par la charge suspendue et la charge de fond. La compétence d'un courant se caractérise par la taille des particules qu'il peut transporter. Ainsi, lorsque la vitesse d'écoulement augmente, les particules plus grandes passant a être transportées comme charge suspendue et des plus grandes quantités du matériel du fond commencent à se déplacer, augmentant la charge de traction. D'autre part, plus le volume d'écoulement est grand, plus grand sera la charge qu'il peut transporter, c'est-à-dire, plus grande sera la compétence du cours d'eau.

Psammite.................................................................................................................................................................................................................Psammite

Roche sédimentaire résultant de la consolidation du sable. Synonyme de grès.

Voir : « Sable »
&
« Grès »
&
« Granulométrie »

Quand un massif granitique est soumis à l'érosion, il se forme un grès. Certains minéraux du grès, pendant le transport par eau, subissent une hydrolyse, ce qui signifie que le feldspath et biotite (mica noir) seront dissous, tandis que le quartz et le moscovite (mica blanc) resteront intacts. Plus une roche contient du feldspath et biotite, plus son transport à été de courte période (quand le feldspath est inférieur à 25%, on parle d'arkose), tandis que, à l'inverse, lorsque le transport est long il y aura moins de feldspath et biotite et la roche finale sera un psammite. Le terme psammite, qui vient du grec "psammos", qui signifie sable, est un terme général pour un grès, souvent utilisé pour décrire une unité rocheuse métamorphisée avec un protolithe grès. Un autre terme, mais souvent utilisé pour les sédiments non métamorphiques, est grès. De nombreux géoscientistes français désignent un psammite comme un grès des charbons, ce qui signifie qu'il es, plus ou moins, associé ou même métamorphiques . Pettijohn, dans la base de la taille des grains et en évitant les termes argileux et boue , ce qui implique une composition chimique, a proposé ales termes suivantes: (i) Pélite qui est un terme source grecque, qui est normalement utilisé pour les sédiments non-métamorphiques, qui forment une roche clastique, dans lequel la taille des grains est inférieure à 1/16 mm (l'équivalent latin du terme est lutite, et le terme vulgaire est boueux ou argileux) ; (ii) Psammite est un terme général pour un grès, le plus souvent utilisé pour décrire une roche métamorphique avec un protolithe, principalement, grès (le terme équivalent d'origine latine est grès et le terme vulgaire ou commun est de sable ; (iii ) Pséphite qui est une roche avec clastiques de diamètre de plus de 2 mm, comme par exemple, un conglomérat ou une brèche (le terme latin équivalent est rudite et le terme vulgaire est conglomératique). Notons que dans la classification des Petttijohn, les termes avec origine grecque (Pséphite, Psammite et Pélite) sont appliqués aux roches métamorphiques ou anchimétamorphique, tandis que les termes avec une racine latine Rudite, Grès, Lutite) sont, principalement, utilisés pour les roches non-métamorphiques.

Psammophile (organisme).........................................................................................................................................................................Psammophile

Organisme qui vit sur un sol ou dans un milieu sableux. Le terme arénophile et amophile sont, pour certains géoscientistes, synonymes de psamophile, bien que dans la littérature scientifique, ils sont, le plus souvent, utilisés pour désigner les environnements et non des organismes.

Voir : « Sable »
&
« Grès »
&
« Milieu Sédimentaire »

Les organismes psammophiles (arénophiles - qui vivent dans le sable- ou amophiles des sables) sont parmi les plus représentatifs faune du désert. Les seules conditions pour l'existence des organismes psammiphites ou psammophiles sont créés par les propriétés des sols sableux : (i) Sa friabilité et mobilité ; (ii) Le réchauffement rapide pendant la journée et la chute brutale de sa température pendant la nuit ; (iii) La sécheresse (manque d'eau) à partir des couches supérieures et (iv) La concentration d'humidité dans certaines zones profondes. Comme résultat de ces conditions, les organismes psammophiles ont un certain nombre de caractéristiques typiques. La capacité des organismes psammophiles de se déplacer rapidement (courir, voler, sauter) est une adaptation importante pour l'acquisition de nourriture et de défense contre les ennemis, et aussi, leur permettre de qu'ils (animaux) puissent avoir accès à des points d'eau que, de nombreux parfois, sec trouvent à des distances très importantes. Certains animaux psammophiles peuvent s'enterrer rapidement dans le sable, comme le Phrynocephalus ou serpent de sable (espèces de lézard de la famille Agamidae) et autres peuvent même se déplacer dans le sable ou dans les sédiments sableux tels que les membres du sous-ordre Polyphaga (que contient la plupart des coléoptères, avec environ 300 000 espèces décrites). Tous psammophiles sont xénophiles (adapté à perdre peu d'eau). Les psammophiles plus typiques sont les puces de plage (Sarcopsylla penetrans), les coléoptères noirs, Polyphaga, Solifugae, araignées, scorpions, certains Eremias, Phrynocephalus, le cobra de sable, le chat de sable, etc. Dans cette figure (à droite), cette plante succulente avec de petites fleurs violettes a été classé, initialement, par Carl von Linné dans le genre Portulaca. Sa tolérance au sel fait d'elle un des meilleur adaptées aux sols salés. Elle est, également, psammophile et elle supporte des inondations temporaires. Le Menaccarus arenicola (photo de gauche) est un psammophile typique connu, uniquement, dans lieu de l'Autriche (dans les montagnes de sable de Marchfeld), mais il n'a plus été trouvé depuis depuis 1959.

Pséfite.............................................................................................................................................................................................................................Psephite

Terme d'origine grecque qui désigne une roche clastique ayant une granulométrie supérieure à 2 mm, comme un conglomérat. Ce terme est équivalent de rudite (mot d'origine latine), bien que psefite soit le plus couramment utilisé pour désigner une roche qui a subi un certain métamorphisme.

Voir : « Cône Alluvial »
&
« Grès »
&
« Granulométrie »

Pettijohn proposé une classification des roches sédimentaires clastiques dans laquelle, pour éviter toute confusion, il a évité les termes couramment utilisés pour décrire les particules sédimentaires comme, par exemple l'argile. En réalité, il suffit de lire un article sur la sédimentologie pour voir que la plupart des géoscientistes utilisent, de manière erronée, le terme argile pour désigner un roche, quand se terme désigne soit un minérale soit une particule (argile est une famille de minéraux philossilicastiques hydratée,, alumineux, de faible cristallinité et de très petite taille (inférieure à 1/256 mm ou 4 µm de diamètre), telles que la kaolinite, smectite, montmorillonite, illite , etc.) Ainsi, Pettijohn, en utilisant la taille des grains et en évitant les termes argileux et boueux, lesquels impliquent une composition chimique, a proposé les termes suivants : (i) Pélite, qui est un terme source grecque, qui est normalement utilisé pour les sédiments non-métamorphiques, qui forment une roche clastique, dans lequel la taille des grains est inférieure à 1/16 mm (l'équivalent latin du terme est lutite, et le terme vulgaire est boueux ou argileux) ; (ii) Psammite est un terme général pour un grès, le plus souvent utilisé pour décrire une roche métamorphique avec un protolithe, principalement, grès (le terme équivalent d'origine latine est grès et le terme vulgaire ou commun est de sable ; (iii ) Pséphite qui est une roche avec clastiques de diamètre de plus de 2 mm, comme un conglomérat ou une brèche (le terme latin équivalent est rudite et le terme vulgaire est conglomératique). Notons que dans la classification des Petttijohn, les termes avec origine grecque (Pséphite, Psammite et Pélite) sont appliqués aux roches métamorphiques ou anchimétamorphique, tandis que les termes avec une racine latine Rudite, Grès, Lutite) sont, principalement, utilisés pour les roches non-métamorphiques. La zone anchimétamorphique, telle que proposé par Kubler (1967, 1968), correspond à une augmentation de la cristallinité de l' illite.

Ptéropode...............................................................................................................................................................................................................Pteropod

Petit gastéropode marin de sous-classe Opisthobranchia (phylum Mollusca) caractérisé pour avoir un pied modifié pour former une paire de parapodes utilisés pour nager. Les ptéropodes, dont la plupart ont moins de 1 cm de long, vivent sur ou près de la surface de la mer.

Voir : « Parapode »
&
« Phylozone »
&
« Benthos »

Le terme ptéropode qui vient d'un mot grec qui signifie "aile - pied" est, actuellement appliqué pour désigner deux groupes taxonomiques différents d'escargots marins pélagiques nageurs, les limaces de mer, gastéropodes marins opistobranches (caractérisés par une coquille très petite ou inexistant et un manteau absent). Le terme "Pteropode" n'a plus d'usage scientifiquement exacte, mais le nom vernaculaire "ptéropode" est encore, souvent utilisé. Ce terme est utilisé pour désigner soit les papillons mer du clade Thecosomata soit pour désigner les anges de mer du clade Gymnosomata. Les Thecosomata ont un bouclier, tandis que les Gymnosomata ont une coquille. Les deux clades sont, effectivement, pas très étroitement liés, malgré une ressemblance superficielle. Les deux sont pélagiques, petits et transparents, et les deux nagent avec des ailes en forme de pattes (parapodia) qui sortent de leurs corps. Le groupe ptéropoda a été proposé par George Cuvier en 1804. Cependant Francois Peron et Charles Alexandre Lesueur considérant que le groupe n'était pas très grande on englobé le taxa Opisthobranchie, Heteropoda et même le taxa Ctenophora. Enfin, en 1810, les mêmes auteurs ont divisé l'ensemble du groupe en deux groupes distincts : (i) Ceux avec la coquille et (ii) Ceux sans coquille. Cette figure illustre un ptéropde (Lamacina grec), par définition nageur, qui possède une coque composée d' aragonite, qui constitue une importante source de nourriture pour les jeunes saumons du Pacifique Nord. Ces escargots flottent et nagent librement dans l'eau et sont transportés par les courants océaniques. Cela a conduit à une série d'adaptations de leur corps. La coque et les branchies ont disparu dans plusieurs familles. Ses pieds ont pris la forme de deux lobes-ailes ou parapodes, qui les fait avancer dans la mer par des mouvements lents de ces ailes. Ils sont très difficiles à observer, étant donné que la coque (lorsqu'elle est présent) est, en grande partie, incolore, très fragile et souvent de dimensions inférieures à 1 cm.

Pyroclaste (matériel).............................................................................................................................................................................................Pyroclast

Terme général pour toutes les particules éjectées par les volcans. Synonyme de Tefra.

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

Cette photo a été prise lors d'une excursion du Prof. Schmincke avec ses élèves, en 1980. Elle est intéressant, car elle montre les coulées de pyroclastique (les couches plus épaisses et massives qui présentant une géométrie ondulée avec stratification entrecroisée) dans la carrière de pyroclastique du volcan "Laacher See", en Allemagne. En effet, les écoulements pyroclastique sont un type très particulier d'un écoulement sédimentaire gravitaire, car ils sont très fluides très spéciaux qui ont certaines propriétés, comme la densité et viscosité qui changement au fur et à mesure que les coulées se déplacent, contrairement à d'autres fluides tels que l'eau ou l'air, où la densité et viscosité varie très peu ou rien quand ils se déplacent. La force motrice d'un de flux sédimentaire gravitaire est, évidement, l'action de la gravité sur les particules de sédimentaires. Le mouvement des sédiments déplace le fluide interstitiel (gaz ou liquide mélangé avec des particules), qui, ensemble, forment la masse fluide qui s'écoule sous l'action de la gravité. Cependant, les particules avec des vitesses différentes, se comportent différemment dans l'écoulement. Les particules petites ont tendance à s'accoupler avec la phase gazeuse, en raison des effets de traînée, et, ainsi, elles ont tendance à augmenter la capacité de transport de l'écoulement. La matrice de la phase particules-gaz se déplace, presque toujours, de manière turbulente et traîne les fragments de taille plus importante. D'autre part, les fragments avec des vitesses plus élevées ont tendance à migrer vers la base du flux, ce qui augmente la concentration de particules et provoque une augmentation significative non seulement la densité globale, mais également la viscosité. Sur les lignes sismiques, les dépôts pyroclastiques subaériens, qui ont accompagné la rupture des supercontinents, en particulier de la Pangée et Rodinia se reconnaissent sans difficulté. En effet, ils forment des intervalles sismiques très épais formés par des paquets avec des configurations internes divergentes vers la mer. Cela signifie que les écoulements pyroclastique et, surtout, les laves subaériennes s'amincissent, progressivement, vers le continent, au fur et à mesure qu'elles s'éloignent des centres d'expansion. En outre, en raison de la surcharge des écoulement plus récente, ils plongent vers la mer.