Raccourcissement Sédimentaire......................................................................................................................Sedimentar shortening

Adaptation des sédiments aux conditions de volume de sédiments imposées par les régimes tectoniques compressifs. Les sédiments se raccourcissent (certains géoscientistes disent qu'il sont sont comprimés) de deux manières : (i) Plissement (plis coniques ou cylindriques) et (ii) Fracturation (failles inverses).

Voir : « Tectonique »
&
« Anticlinal »
&
« Antiforme»

Dans cette tentative interprétation géologique d'une ligne sismique du nord du Caucase, le raccourcissement des sédiments est évident. Cette région correspond à la collision de deux plaques lithosphériques (fermeture de la Mer de Téthys). La marge continentale divergente du nord de la Mer de Téthys est visible dans la partie inférieure de interprétation, tandis que la partie supérieure sud correspond au bassin d'avant-pays proprement dit. Dans cette tentative d'interprétation géologique, les lignes blanches soulignent les discordances (chutes relatives du niveau de la mer significatives). Dans un bassin d'avant-pays il y a quatre discordances majeures : (i) Discordance pré-rifting (a) qui marque le début de l'étirement de la lithosphère, lequel termine avec la formation de la marge divergente ; (ii) Discordance de la rupture (b), une fois qu'elle souligne la rupture de la lithosphère, c'est-à-dire, la fin de la phase de rifting et le début de l'expansion océanique (qui commence par une expansion subaérienne avant de devenir définitivement océanique) et transgression marine (cette discordance est antérieure à la formation du bassin d'avant-pays, d'autre part, dans les coupes stratigraphiques antérieures au bassin d'avant-pays, la plupart sinon tous les discordances sont, essentiellement, induites par l'eustasie, ce qui signifie que la composante eustatique est prédominante) ; (iii) Discordance basale (c) qui, dans la zone proximale (près de la chaîne de montagnes), est caractérisée le biseautage des intervalles sédimentaires d'eau profonde contre les sédiments de la marge divergente qui ont été basculées en direction de la fosse (dans la zone distale, cette discordance est caractérisée par les biseaux sommitaux des sédiments d'eau peu profonde, d'autre part, la progradation des sédiments du bassin d'avant-pays, qui fossilise la surface d'érosion, est difficile de reconnaître, une fois que l'angle du talus est très petit) ; (iv) Discordances du bassin d'avant-pays qui, en général, sont renforcées para la tectonique (ce sont ces discordances qui pour certains géoscientistes créent le problème majeur dans la stratigraphie séquentielle, puisque le facteur tectonique, semble ici, être prédominant sur le facteur eustatique.

Rampe (avant-plage)........................................................................................................................................................................................................Ramp

Surface plane, qui incline vers la mer, à partir de la limite aval du bas de plage. Parfois considérée comme synonyme d'avant-plage.

Voir : « Ligne de Côte »
&
« Plage »
&
« Bas de Plage »

S. Judson et S. M. Richardson (1995) considère la rampe comme la surface du fond de la mer en aval de la limite distale du bas de plage. Cependant, pour eux, la plage englobe la zone intertidale, que la plupart les géoscientistes européens appellent la plage moyenne. En fait, la plupart des auteurs européens considèrent que tenant en ligne de compte les marées et ses effets, la morphologie de la plage (sensu lato) peut être divisée en cinq bandes : (i) Arrière Plage qui est la région en amont du relief qui marque la limite intérieure de la plage, lequel peut être une falaise ou un cordon littoral et qui peut isoler ou non, une lagune intérieure (c'est dans cette bande qui, généralement, sont construites des habitations) ; ( ii) Plage haute qui correspond à la partie supérieure de la plage ; il est seulement atteint par les vagues dans les marées hautes de vives eaux et de tempête ; la plage haute peut avoir des dunes dû à la présence de touffes de végétation ; la zone atteinte par les vagues est modélisée en marches, appelées gradins de plage, qui sont formés par un palier ou berme de plage et un talus ; (iii) Plage Moyenne, est la zone affectée par les courants de ressac, entre les niveaux de marée haute et marée basse de mortes eaux ; elle est séparée de la plage haute par le gradin plus bas de la plage et du bas de plage par la ligne d'inflexion ; la ligne d'inflexion entre la berme de la plage et le talus de chaque gradin est la crête de la berme ; toutes ces formes se modifient selon la marée et l'hauteur des vagues ; (iv) Bas de Plage qui correspond à la partie inférieure de l'estran (espace qui s'étend entre les limites atteintes par la marée basse, de vives et mortes eaux) ; l'inclinaison du bas de plage est très faible, bien qu'elle soit supérieure à celle de la rampe (avant-côte) ; le bas de plage est constitué par du matériel, généralement, fin, mais par fois, il peut contenir du matériel plus grossier qui est transporté longitudinalement ; (v) Rampe ou avant-côte qui correspond à la bande de la plage qui est toujours couverte par de l'eau ; elle s'étend vers l'aval du niveau de marée basse de vives eaux jusqu'à une limite qui varie avec les auteurs ; l'avant-côte est considérée par de nombreux géoscientistes comme équivalente à la zone de déferlement (surf), une fois que le fond de la mer de l'avant-côte est modélisé par des crêtes et sillons pré-littoraux dont les amplitudes peuvent dépasser le mètre.

Rampe Carbonatée......................................................................................................................................................................Carbonate ramp

Type de plate-forme carbonatée construite par des sédiments carbonatés pas consolidés, sans constructions récifales et sans rupture d'inclinaison marquée (rupture de talus). La rampe carbonatée contraste avec une plate-forme de talus abrupte et auréolée.

Voir : « Seau Carbonaté (principe) »
&
« Déposition (carbonates) »
&
« Plate-forme Carbonatée Auréolée »

Les rampes carbonatées sont le type de plates-formes carbonatées qui plus contrastent avec les plates-formes auréolées (ou couronnées). Rappelons que la plupart des géoscientistes considèrent cinq types de plates-formes carbonatées : (i) Plates-formes Auréolées qui sont caractérisées par la présence de récifs ou hauts-fonds coralliens sur le rebord de la plate-forme (ces plates-formes se développent dans les eaux calmes et leur largeur peut varier de 10 à 100 km) ; (ii) Rampes carbonatées, comme celle illustré dans cette figure, et dans lesquelles les sables carbonatés de la ligne de côte passent, dans la base de la rampe, à des sables argileux et des boues d'eau profonde (les rampes carbonatées, où les récifs sont peu présents peuvent atteindre une largeur d'environ 100 km) ; (iii) Plate-formes Épéiriques (ou épíriques) qui sont caractérisées par la présence de surfaces de marée et lagons protégés (la largeur de ces plates-formes peut atteindre 10 000 km) ; (iv) Plates-formes Isolées qui se caractérisent par le fait que les faciès sont contrôlés par la direction des vents dominants (comme dans les plate-formes auréolées, les récifs et corps sableux se situent situées sur le côté au vent, tandis que sur la marge sous le vent, les sédiments sont plus boueux ; une plate-forme isolée peut atteindre l 100 km de large) ; (v) Plate-forme Morte ou Noyée, quand elle est sous la zone photique. Ainsi, on peut dire que les plates-formes carbonatées sont des successions de roches formées dans des eaux peu profondes ; y sont incluses les plates-formes auréolées, les rampes et les construction récifales. Dans une rampe carbonatée Un carbonate de rampe, comme illustré ci-dessus, l'inclinaison originale est inférieur à 1° et le rebord du bassin est difficile d'individualiser, car il n'y a pas de rupture de pente. Certains géoscientistes divisent les rampes carbonatées en homoclinales (avec une pente constante) et abruptes (rupture de l'inclinaison dans la partie distale). Cependant, cette différenciation est problématique sauf s'il a des dépôts de bas de talus. D'autres géoscientistes utilisent la profondeur de l'action des vagues (en mer calme ou agitée) pour subdiviser les rampes. La lithologie des rampes carbonatées reflète les variations de l'énergie qui sont fonction des variations de la tranche d'eau.

Ravinement........................................................................................................................................................................................................Ravinment

Érosion locale, associée avec une surface d'inondation, induite par une montée relative du niveau de la mer pendant le cortège sédimentaire transgressif.

Voir : « Cortège Transgressif »
&
« Cortège Sédimentaire »
&
« Surface de Ravinement »

Dans ce modèle, un cortège transgressif (CT), créé par une montée relative du niveau de la mer en accélération, la géométrie de rétrogradante correspond à la superposition verticale d'épisodes régressifs qui progradant, de moins en moins, vers la mer. En d'autres termes, à chaque incrément de la montée relative du niveau de la mer se produit une inondation et la rupture d'inclinaison de la surface de dépôt (plus ou moins, la ligne de côte) se déplace, vers le continent, créant au-dessus des sédiments déjà déposés une surface de ravinement. La première surface ravinement correspond à la première surface transgressive (1ère ST) qui souligne la limite entre le prisme de bas niveau (PBN) et le cortège transgressif (CT). La ligne de côte qui pendant le prisme de bas niveau a passée successivement de (1), (2), (3) et (4), a, brusquement, rétrogradé vers (5). Après l'inondation qui a produit une surface ravinement, s'est suivie une période de stabilité du niveau de la mer relatif, au cours de laquelle les sédiments se déposent en progradant vers la mer. Ainsi, la rupture d'inclinaison de la surface de dépôt s'est, progressivement, déplacé vers la mer, pour atteindre le maximum de progradation (15), mais sans atteindre la position que la ligne de côte avait lors de la dernière phase du prisme de bas niveau (4). Ceci veut dire, que s'est formée pour la première fois une petite plate-forme continentale, une fois le bassin n'avait de plate-forme depuis le début du cycle-séquence. Une nouvelle montée relative du niveau de la mer, en accélération, déplace à nouveau à la ligne de rivage vers la terre (16), créant une nouvelle surface de ravinement, augmentant ainsi l'accommodation (espace disponible pour les sédiments). Un nouvelle période de stabilité du niveau de la mer relatif permet le dépôt d'un paracycle du cycle-séquence (sédiments déposés entre deux montées relatives du niveau de la mer sans descente relative entre elles). Ceci implique un nouveau déplacement de la rupture d'inclinaison de la surface de dépôt vers la mer (22), mais qui n'atteint pas la dernière rupture du paracycle précédent. Cette histoire se répète jusqu'à ce que le niveau de la mer relatif commence à monter en décélération, ce qui permet que la dernière rupture d'inclinaison de la surface de déposition des paracycles dépasse la rupture du paracycle précédent. C'est le début du prisme de haut niveau.

Rayon Cosmique....................................................................................................................................................................................Cosmic Ray

Particule chargée électriquement (non radiation) qui atteint la stratosphère terrestre venant de toutes les directions de l'espace. Les rayons cosmiques sont formés, principalement, de protons, mais aussi ils contiennent plusieurs types de noyaux atomiques lourds.

Voir : « Stratosphère »
&
« Nuage »
&
« Soleil »

Les rayons cosmiques sont des particules extrêmement pénétrantes, dotées d'une grande énergie qui se déplacent à une vitesse proche de celle de la lumière dans l'espace. Ainsi, n'oublions pas que rayons cosmiques ne sont pas de vrais rayons, mais des particules d'atomes. Ces particules en pénétrant dans la Terre entrent en collision avec les noyaux des atomes de l'atmosphère, environ 10 mille mètres au-dessus de la surface de la planète et donnent lieu à d'autres particules, formant une pluie de particules de moindre d'énergie, ce qu'on appelle rayons cosmiques secondaire. Le nombre de particules qui atteignent le niveau de la mer, en moyenne, est d'une particule par seconde par centimètre carré. Les rayons cosmiques secondaires sont sans danger pour la vie sur Terre, mais les rayons cosmiques primaires sont dangereux pour les astronautes dans l'espace. Au début, on pensait que les rayons cosmiques étaient formés de photons (particule élémentaire qui mesure la force électromagnétique ; c'est le quantum de rayonnement électromagnétique y compris la lumière) dotés d'une intense énergie, mais après des études plus approfondie, principalement, après qui a été possible les observer au moyen de fusées et satellites, les scientistes sont arrivé à la conclusion que ce type de rayonnement est formé de particules de nature distincte : les rayons primaires et les rayons cosmiques secondaires. Les primaires sont essentiellement des protons, ayant aussi une certaine proportion de particules et une très faible pourcentage des noyaux plus lourds. Ce sont ceux-ci qui ont une origine cosmique et voyagent avec une vitesse proche de celle de la lumière. En pénétrant dans la haute atmosphère, ils entrent en collision avec les atomes d'hydrogène et d'air, formant un rayonnement secondaire qui est composé presque exclusivement d'électrons. C'est la vitesse des particules qui leur donne la capacité de traverser la matière. Les rayons cosmiques d'origine solaire sont des rayons avec une énergie relativement faible. La composition moyenne est la même que celle du Soleil. Les rayons cosmiques solaires varient d'intensité et spectre avec les événements solaires. L'augmentation des rayons cosmiques solaires est suivie d'une diminution des autres rayons cosmiques.

Rayon Sismique.........................................................................................................................................................................................Seismic Ray

Trajectoire selon laquelle une onde sismique voyage. Les rayons sismiques sont perpendiculaires aux crêtes des ondes.

Voir : « Crête (de l'onde) »
&
« Impédance (acoustique) »
&
« Sismique de Réflexion »

Comme illustré sur ce schéma, pour créer un rayon sismique dans n'importe quel modèle de la Terre, il faut, avant tout, qu'une source d'ondes sismiques soit placée dans un site spécifique sur la surface de la Terre. Les coordonnées géographiques de la source sismique doivent être parfaitement déterminées. La source sismique (artificielle) peut être la détonation d'explosifs enfouis (source terrestre) ou submergés (source marine) à quelques mètres de profondeur ou le choc de la chute d'un corps en chute libre sur le sol, etc. La source sismique provoque des déformations dans les roches qui se propagent par des ondes élastiques (ondes sismiques). En fait, les particules qui composent les roches vibrent dans quatre directions différentes, ce qui signifie que l'énergie élastique d'un phénomène sismique s'irradie par quatre types d'ondes sismiques : (i) Ondes de Love ; (ii) Ondes de Rayleigh ; ( iii) Ondes S (transversales) et (iv) Ondes P (longitudinales). Les ondes de Love et de Rayleigh sont des ondes de surface. Uniquement les ondes S et P voyagent à travers les corps géologiques. Les rayons de ces ondes sont des lignes imaginaires perpendiculaires à la direction des ondes, laquelle est donnée par la direction des crêtes ou des creux. Les ondes sismiques émises par la source, voyageant à travers la Terre (ondes P et S), se courbent au fur et à mesure qu'elles traversent des milieux avec des caractéristiques différentes. Ainsi, à partir de la source, non seulement les rayons sismiques divergent, au fur et à mesure que les ondes se propagent, mais ses directions changent dès que les caractéristiques du milieu, que les ondes traversent, varient. Les récepteurs, appelés géophones, sont placés à la surface pour détecter la direction et l'amplitude des ondes, au fur et à mesure qu'elles atteignent la surface. Les géophones sont des petits sismographes portables qui mesurent et enregistrent l'intensité, l'heure, la durée et l'amplitude des phénomènes sismiques. Ils transforment les oscillations du sous-sol et sol en des courants électriques, lesquelles après avoir été amplifiées et filtrées sont enregistrées sur papier ou sur une photographie, formant ce qu'on appelle un sismogramme. Lorsque la source sismique est placé en mer, les récepteurs (hydrophones) sont, généralement, placés sur des flotteurs qui sont remorqués par un navire. N'oublions pas que les ondes se propagent à travers les corps géologiques sans que ceux-ci soient déplacés.

Raz-de-Marée.................................................................................................................................................................................Tidal wave, Tsunami

Onde haute qui se déplace à grande vitesse et atteint la côte de manière catastrophique. Le même que tsunami, bien que la signification varie avec les géoscientistes.

Voir : « Tsunami »
&
« Houle »
&
« Delta de Tempête »

Un raz-de-marée ou tsunami est une série de vagues d'eau provoquées par le déplacement d'un grand volume d'une masse d'eau comme un océan ou un grand lac. Les tsunamis se produisent fréquemment au Japon, où environ 195 de ces événements ont été enregistrés dans les dernières décennies. En raison des immenses volumes d'eau et d'énergie, les tsunamis peuvent dévaster les régions côtières. Des accidents peuvent se produire très fréquemment, puisque les ondes se déplacent plus vite que les être humains. Tremblements de terre, éruptions volcaniques, explosions sous-marines, glissements de terrain, mouvements de masse, impacts et autres perturbations au-dessus ou au-dessous de l'eau ont le potentiel de générer un tsunami. Un tsunami peut être généré lorsque les limites des plaques tectoniques convergentes (destructrices) bougent brusquement et déplacent verticalement l'eau sus-jacente. Il est très peu probable que de tels mouvements se produisent dans les limites des plaques divergentes ou transformants, puisque ces limites ne perturbent pas le déplacement vertical de la colonne d'eau. Les tremblements de terre liés aux zones de subduction de type B génèrent la plupart des tsunamis. Les raz-de-marée ou tsunamis ont une petite amplitude (hauteur des vagues) au large des côtes et une très grande longueur d'onde (souvent des centaines de kilomètres de longueur). Ainsi, en mer, généralement, ils passent inaperçus, formant une légère ondulation d'environ 300 millimètres au-dessus du niveau de la mer normal. Cependant, ils se développent en hauteur quand ils atteignent les eaux peu profondes, dans un processus d'amplification des vagues. Un tsunami peut survenir dans n'importe quelle phase de marée. Même en marée basse il peut inonder complètement les zones côtières. En 1950, il a été avancée l'hypothèse que les grands tsunamis pouvaient être provoqués par des glissements de terrain, éruptions volcaniques explosives (comme celles du Santorin et Krakatoa) et des événements d'impact quand en contact de l'eau. Ces phénomènes déplacent rapidement de grands volumes d'eau à un taux plus rapide que celui que l'eau peut absorber.

Réaction de Fischer-Tropsch ..........................................................................................................................Fischer-Tropsch reaction

Réaction qui utilise un catalytique, riche en fer, pour convertir les gaz (CO_2 et H_2) en hydrocarbures liquides. Pendant la deuxième Guerre Mondiale, l'Allemagne, qui n'avait pas accès au pétrole, a produit de l'essence à partir de la gazéification du charbon par la réaction de Fischer-Tropsch.

Voir : « Gaz Naturel Synthétique (GNS) »
&
« Hydrocarbure »
&
« Huile de Charbon »

Cette photographie montre l'usine pilote de gazéification à partir de la réaction de Fischer-Tropsch (réaction FT) de Gussing en Autriche. Le procédé Fischer-Tropsch est une technologie bien établie et largement appliquée, à grande échelle, bien que sa popularité soit affectée par le fort investissements qu'elle requiert et par le coût élevé des opérations et maintenance. D'autre part, la volatilité actuelle du prix du baril de pétrole et les éventuels problèmes environnementaux que la technologie peut créer, sont des facteurs négatifs pour son utilisation. En particulier, l'utilisation du gaz naturel comme matière première est valable uniquement lors qu'on utilise du gaz non rentables (gaz découvert mais pas utilisable par des raisons physiques ou économiques), autrement dit, par exemple, des ressources de gaz naturel situées loin des grandes villes et qui ne sont pas suffisamment importantes pour être transportées par pipeline ou alimenter un projet GNL, où le gaz naturel, principalement, le méthane (CH_4) est converti, temporairement, sous forme liquide pour faciliter le stockage ou le transport. Cas contraire la vente directe de gaz aux consommateurs serait plus rentable. Plusieurs sociétés étudient comment produire des ressources de gaz non-économique de manière rentable. En fait, la grande majorité des géoscientistes des compagnies pétrolières pense que si la consommation d'énergie actuelle (2008) se poursuit, le pic de production du gaz naturel sera atteint entre 5 et 15 ans après le pic du pétrole, ce qui signifie, bientôt puisque, pour certains géoscientistes, en particulier les retraités (ceux qui peuvent dire ce qu'ils pensent vraiment) le pic du pétrole a déjà été atteint. Il y a de grandes réserves de charbon qui peuvent, progressivement, être utilisés comme source d'énergie au cours de l'épuisement du pétrole. Le procédé Fischer-Tropsch peut utiliser du charbon pour produire un carburant alternatif, si le prix du pétrole devient trop cher.

Réajustement Élastique..........................................................................................................................................................Elastic Rebound

Mouvement le long d'un plan de faille résultant de la libération abrupte d'une tension élastique, progressivement croissante, entre les roches de l'un ou de l'autre coté du plan de faille.

Voir : « Piège (pétrole ou gaz) »
&
« Bloc Faillé Inférieur »
&
« Faille »

En géologie, l'hypothèse du réajustement élastique a été la première conjecture qui a expliqué de manière satisfaisante les séismes (tremblements de terre). Auparavant, contrairement à ce qui est suggère dans l'hypothèse du réajustement élastique, on pensait que les ruptures de la surface de la Terre étaient le résultat d'une forte vibration de la Terre. Après le tremblement de terre de 1906 à San Francisco (USA), les géoscientistes ont examiné le déplacement du terrain autour de la faille de San Andreas, la quelle sépare deux plaques lithosphériques. Ils ont conclu que le tremblement de terre aurait été le résultat du réajustement élastique de l'énergie de déformation accumulée de chaque côté du plan de faille. En fait, dans la théorie des plaques, les plaques lithosphériques se déplacent les unes par rapport aux autres, sauf dans les zones où elles sont bloqués. Ainsi, par exemple, si une route traverse perpendiculairement le plan d'une de ces failles, comme illustré dans le schéma, initialement (temps 1), la route est perpendiculaire à la trace du plan de faille au point E, où le mouvement de faille est est bloqué. Cependant, avec le temps, un mouvement relatif des deux plaques qui dans ce cas définent la faille de San Andreas, oblige les roches et l'asphalte de la route a augmenter la déformation élastique dans la région où le mouvement de la faille est bloqué, comme représenté schématiquement par le temps 2 . Cette déformation se fait à une vitesse de quelques centimètres par an, mais depuis de nombreuses années. Lorsque la déformation est suffisante pour vaincre la résistance des roches se produit un tremblement de terre. Pendant le tremblement de terre, les portions des roches autour du plan de faille qui étaient bloquées et qui ne se sont pas déplacées vers l'arrière (comme un ressort), libèrent le déplacement en quelques secondes (temps 3) ce que les plaques ont fait dans la période comprise entre le Temps 1 et temps 2. La période de temps entre les temps 1 et 2 peut-être de mois jusqu'à des centaines d'années, alors qu'entre temps 2 et 3 temps elle est de secondes. Comme une bande élastique, plus les roches sont déformées, plus grande est l'énergie élastique stockée et plus fort sera le tremblement de terre. L'énergie stockée est libérée lors de la rupture principalement de trois façons: (i) Chaleur ; (ii) Endommagement les roches et (iii) Ondes élastiques.

Rebord du Bassin....................................................................................................................................................................................Shelf-break

Limite en aval de la plate-forme continentale quand celle-ci existe. En conditions de bas niveau, comme le basin n'a pas une plate-forme continentale, le rebord du bassin est le dernier rebord continental du cycle-séquence précèdent. En conditions de haut niveau marin, si le bassin n'a pas de plate-forme, le rebord du bassin est la rupture d'inclinaison de la surface de déposition côtière du prisme de haut niveau, laquelle correspond au rebord continental.

Voir : « Plate-forme Continentale »
&
« Rupture (surface de déposition côtière) »
&
« Talus Continental »

Dans un contexte géologique (bassin) en rampe, parler du rebord du bassin est vide de sens, car il y a une transition graduelle entre la ligne de côte et les environnements profonds. Dans le contexte géologique de faille de croissance, le rebord du bassin correspond, plus ou moins, à la position du plan de faille. Dans un contexte géologique de morphologique abrupte, comme illustré dans ce schéma, l'emplacement du rebord du bassin est variable, vu que le bassin, durant un cycle-séquence peut avoir ou non une plate-forme continentale. Comme illustré, pendant le prisme de bas niveau (1, 2, 3, 4 et 5) du cycle-séquence inférieur, le rebord du bassin correspond à la rupture d'inclinaison de la discordance inférieure (le bassin n'as pas de plate-forme). Dès que le niveau relatif de la mer a descendu et accentué encore plus les conditions géologiques de bas niveau marin, le rebord du bassin devient (5), c'est-à-dire, le rebord continental du cycle-séquence précédent. Au cours du dépôt du cortège de bas niveau du cycle-séquence complet, c'est-à-dire, au cours des cônes sous-marin de bassin (CSB - 6 et 7), cônes sous-mari de talus (CST - 8 et 9) et prisme de bas niveau (PBN -10 et 11), le rebord du bassin est toujours (5). Dès la première surface d'inondation, le rebord du bassin devient le bord continental du PBN (11). Pendant le cortège transgressive (CT), dont la géométrie est la rétrogradante, le rebord du bassin reste (11), une fois que la rupture d'inclinaison de la surface de déposition côtière se déplace vers le continent créant une plate-forme (12, 13, 14 et 15). Dès que le niveau relatif de la mer commence à augmenter, en décélération, le prisme de haut niveau (PHN) commence à se déposer en diminuant la surface de la plate-forme continentale (16, 17, 18 et 19). À partir du moment que le bassin n'a plus de plate-forme (19), le rebord du bassin change de (11) à (19). Au fur et à mesure de la progradation pendant le PHN et du prisme de bordure du bassin (PBB), le rebord du bassin passe successivement de 20 à 27, jusqu'à la nouvelle montée relative du niveau de la mer en accélération (CT).

Rebord Continental.........................................................................................................................................................Continental Shelf-break

Rupture du fond de la mer qui marque le périmètre de chaque continent, associée à la plaine côtière, et qui fait partie du continent, pendant les périodes interglaciaires (bas niveau de la mer), mais qui est au-dessous de l'eau pendant les périodes interglaciaires (haut niveau de la mer), comme c'est le cas actuellement, avec sont cortège de mers épicontinentales et golfes.

Voir : « Plate-forme Continentale »
&
« Rupture (surface de déposition côtière) »
&
« Talus Continental »

En océanographie, géomorphologie et géologie, on appel rebord continental la rupture d'inclinaison du fond de la mer qui marque le début du talus continentale. Le rebord continental souligne la limite entre le plate-forme continentale et le talus continental, quand le bassin a une plate-forme, ou souligne la limite entre la plaine côtière (ligne de la côte) et le talus continental, quand le bassin n'a pas de plate-forme continentale. Dans le premier cas, le bord continental est à plusieurs kilomètres en aval du rebord du bassin (en fonction de la morphologie du bassin) qui coïncide, plus ou moins, avec la ligne de côte (ceci est particulièrement vrai dans les lignes sismiques dues à la résolution sismique). Dans le second cas, c'est-à-dire, en conditions géologiques de bas niveau (de la mer), le bord continental coïncide avec la ligne de côte, mais le bord du bassin se situe beaucoup plus en amont et correspond au dernier rebord continental du prisme de haut niveau du cycle-séquence précédent. N'oublions pas que lorsque le niveau de la mer est bas, cela signifie que le niveau de la mer est plus bas que le rebord du bassin (bassin sans plate-forme). Ainsi, dans un cycle stratigraphique dit cycle-séquence qui est la brique de construction de la stratigraphie séquentielle, pendant le cortège de bas niveau marin qui est formé par trois éléments lorsqu'il est complet (cônes sous-marin, de bassin, cônes sous-marins de talus et prisme de bas niveau), le bassin n'a pas de plate-forme continentale. Le rebord du bassin est en amont de la ligne de côte, laquelle coïncide, à peu près, avec le rebord continental. Pendant les cortèges de haut niveau (cortège transgressive et prisme de haut niveau, car il y a très peu de situations avec un prisme de bordure), le rebord du bassin se trouve en aval de la ligne de côte et correspond, plus ou moins, avec le rebord continental, en particulier pendant le cortège transgressif. Au début d'un prisme de haut niveau, la situation est, pratiquement, la même que dans le cortège transgressif, mais avec la progradation de la ligne de côte, à partir dans certain moment le bassin laisse d'avoir une plate-forme continentale.

Rebord de la Plaine Côtière..................................................................................................................................Shelf edge, Shelf break

Limite externe de la plaine côtière. Coïncide, grosso modo, avec la rupture d'inclinaison de la surface de déposition côtière. Peut coïncider, avec le rebord du bassin, quand celui-ci n'a pas de plate-forme continentale (quand les progradations du prisme de haut niveau ont fossilisé la plate-forme continentale) ou très être éloigné, vers l'amont, pendant le cortège transgressif..

Voir : « Plaine Côtière »
&
« Rupture (surface de déposition) »
&
« Rupture (surface de déposition côtière) »

Les géoscientistes américains utilisent les termes “shelf break”, “shoreline break”, “depositional shelf edge”, “depositional coastal break” et “offlap break” pour exprimer le même ou différents concepts géologiques. Dans les derniers travaux de Vail, Wagonnier et Posamentier, ces termes ont été supprimées et remplacées "offlap break" (rupture d'inclinaison de la surface de dépôt) qui est un terme vague qui exprime la rupture d'inclinaison de la surface de dépôt en amont du point où le niveau de base de la mer est très proche du fond marin. Comme en français, le terme plate-forme continental et rupture d'inclinaison sont des termes précis, ce qui n'est pas le cas en anglais pour "shelf", "edge" et "offlap", dans ce thésaurus : (i) Le rebord du bassin qui dans certains cas, à l'intérieur d'un cycle-séquence, peut coïncider avec le rebord continental correspond au “shelf break”, mais il peut aussi correspondre à la “depositional coastal break” lorsque le bassin n'a pas de plate-forme ; (ii) Le rebord de la plaine côtière ou rupture côtière de l'inclinaison de la surface de déposition correspond au “shoreline break” et “depositional coastal break”» qui peut coïncider avec le rebord continental lorsque le bassin n'a pas de plate-forme continentale ; (iii) La rupture d'inclinaison de la surface de déposition dans la plate-forme correspond au “depositional shelf edge” et marque les rétrogradations pendant les cortèges transgressifs. Dans ces schémas qui soulignent l'évolution d'un prisme de haut niveau et d'un prisme de bordure du bassin (discordance de type II entre eux), avant un chute relative du niveau de la mer importante, le rebord de la plaine côtière correspond au rebord du bassin, lequel correspond au rebord continental. En fait, au cours du prisme de haut niveau, à partir d'un certain moment, c'est-à-dire, lorsque la plate-forme est complètement fossilisée, le bassin n'a plus de plate-forme continentale. Ainsi, la rupture d'inclinaison de la surface de dépôt peut correspondre à une rupture côtière de l'inclinaison de surface de déposition (bassin avec plate-forme) ou au rebord continental (bassin sans la plate-forme).

Réchauffement Global .............................................................................................................................................................Global Warming

Conjecture de que le climat s'échauffera dû à l'augmentation, dans l'atmosphère, des gaz à effet de serre produits par l'homme.

Voir : « Effet de Serre Naturel »
&
« Effet de Serre non-Naturel »
&
« Cycles de Milankovitch »

Comme l'illustré dans cette figure, la température globale de la Terre a variée entre les périodes glaciaires et intra-glacaires. L'amplitude des variations entre les périodes froides (glaciaires) et chaudes (inter-glaciaires) est d'environ 5° C. L'amplitude des âges glaciaires et inter-glaciaires est plus ou moins la même. Cependant, le développement d'une glaciation est beaucoup plus lente que celle d'une la déglaciation. Environ sept épisodes glaciers majeures se sont produites au cours des 700000 dernières années. La dernière grande âge glaciaire est survenue il y a environ 18 000 ans. A la fin de cette glaciation, la température moyenne globale de la Terre, estimée à partir des données fossiles suggère une montée anormalement rapide. Depuis l'année 2000 (fin la ligne continue dans le schéma), les hypothèses avancées (ligne pointillée) sont extrêmement pessimistes en raison de l'effet de serre. En fait, en tenant compte uniquement de l'utilisation de combustibles fossiles (combinaison du carbone fossile avec l'oxygène dans l'air et la synthèse du CO_2 qui est un gaz à effet de serre) et la déforestation (les arbres absorbent le CO_2 le transformant en bois), l'humanité semble être responsable chaque année, de l'augmentation d'environ 7 milliards (7 Giga = 7000000000) de tonnes de CO_2 dans l'atmosphère. Cependant, l'influence du CO_2 sur la température globale de la Terre est réfutée par toute une série d'observations. Le pessimisme de certains géoscientistes semble être exagéré. Stabiliser le climat, c'est vouloir s'opposer aux changements climatiques naturels. C'est comme vouloir s'opposer au mouvement des plaques tectoniques qui provoquent des tremblements de terre et les éruptions volcaniques. Aucun géoscientiste doute des changements climatiques. Ils existent depuis la formation de la Terre. Dire qu'actuellement, les changement climatiques sont une réalité est une simple anecdote. Les changements climatiques existent depuis 4.5 Ga. Ce qui est clair aujourd'hui, c'est que le catastrophisme sur les ressources minérales et la croissance économique sont politiquement incorrects, tandis que le catastrophisme climatique est très bien considéré par les médias et les politiciens. En réalité, il y a une augmentation de la quantité de CO_2 qui met la Terre en grand risque, cependant insuccès des systèmes politiques et religieux d'évoluer aussi rapidement que science, est également à prendre en comptes.

Récif........................................................................................................................................................................................................................................Reef

Construction organique-sédimentaire bâtie par l'interaction entre organismes et l'environnement.

Voir : « Bioherme »
&
« Cortège Transgressif »
&
« Déposition (carbonates) »

En géologie, un récif et les termes associés tels que bioherme, biostrome, monticule carbonaté, etc, sont définies en utilisant trois paramètres principaux : (i) Morphologie du dépôt ; (ii) Structure interne et (iii) Composition biotique. En réalité, il n'existe pas de consensus parmi les spécialistes des géosciences sur une définition universellement appliquée. Certaines définitions distinguent les récifs et les monticules de récifaux. Tous deux sont considérés comme des variétés de constructions organique-sédimentaires, construites par l'interaction entre les organismes et leurs environnements qui ont un caractère synoptique (permet de corroborer une conjecture scientifique) et dont la composition biotique diffère de celle trouvée dans et sous le fond marin. Les récifs sont soutenus par une structure squelettique macroscopique, dont l'exemple type sont les récifs coralliens. Les coraux et algues coralliens se développent les unes sur les autres pour former une structure tridimensionnelle qui est modifié de diverses manières par d'autres organismes et par des procédés inorganiques. En revanche, les monticules carbonatés sont construits par des microorganismes ou des organismes à partir desquels ne se développe aucune squelettique. Un monticule carbonaté microbien est construit, exclusivement ou principalement, par les cyanobactéries (procaryotes capables d'effectuer la photosynthèse, qui existent depuis environ 3.9 Gy). D'excellents exemples de biostromes formés par des cyanobactéries sont connus, aujourd'hui, dans le Grand Lac Salé de l'Utah (USA), Shark Bay, en Australie occidentale, etc. Sur cette ligne sismique de l'offshore de l'Indonésie (SO Kalimantan, Bornéo), est relativement facile à reconnaître des récifs. En fait, au moins deux anomalies sédimentaires carbonatées sont évidentes. L'une, la supérieure, est à environ 1.0 sec (t.w.t.) de profondeur, dans partie gauche de la ligne, et l'autre à une profondeur d' environ 2.5 secondes sur le côté droit de la ligne. Probablement, ces récifs délimitent plate-formes carbonatées auréolées, c'est-à-dire qu'ils se sont développés au fur et à mesure que le niveau relative de la mer monté, individualisant une lagune de la mer ouverte. La lagune, ainsi que la ligne de côte, au cours du cortège transgressif (CT) sont, relativement, bien visibles, bien qu'ils aient été fossilisés par les sédiments régressive du prisme de haut niveau (PNA), lesquels ont commencé à être déposer dès que le niveau relatif mer a commencé à monter en décélération.

Récif Barrière...............................................................................................................................................................................................Reef barrier

Récif construit près du rebord de la plate-forme qui peut coïncider ou non avec le rebord du bassin et qui isole, total ou partiellement, un lagon de mer ouverte. Dans un récif barrière peuvent exister plusieurs ouvertures (passages) entre la mer ouverte et le lagon.

Voir : « Cortège Transgressif »
&
« Déposition (carbonates) »
&
« Récif »

Les récifs barrière sont associées à des plates-formes carbonatées auréolées et plates-formes isolées. Les premiers qui se caractérisent par la présence de récifs et haut fond récifaux sur le rebord de la plate-forme, se développent dans des eaux calmes et leur largeur varie entre 10 et 100 km. Les seconds, qui se développent également dans les eaux calmes, sont isolés du continent et caractérisés par le fait que les faciès sont contrôlés par la direction des vents dominants. Ainsi, dans les plates-formes isolées, des récifs et des corps sableux se forment dans la marge au vent, comme dans les plate-forme auréolées et les sédiments, plus boueux, dans la marge sous le vent. La largeur d'une plate-forme isolée peut atteindre 100 km. Tenant compte que : (i) Le profil d'une plate-forme carbonatée est, plus ou moins, subhorizontal, ce qui contraste avec celui des plates-formes des systèmes siliciclastiques ; (ii) Un récif-barrière marque le rebord de la plate-forme, soit dans une plate-forme auréolée, soit d'une plate-forme isolée, lequel peut ou peut ne non coïncider avec le rebord du bassin ; (iii) Un récif- barrière sépare le lagon de la mer ; (iv) La marge externe du récif-barrière est plus abrupte et a des caractéristiques de mer agitée, tandis que la marge interne est moins abrupte et a des caractéristiques de mer calme ; (v) Récifs isolés ou monticules carbonatés peuvent se développer dans le lagon et (vi) La marge interne du lagon correspond, pratiquement (surtout sur les lignes sismiques), à la ligne de côte. La ligne sismique illustré sur cette figure (offshore de l'Indonésie, dans la région d'Irian Jaya, en Papouasie) peut être provisoirement interprétée comme illustré. Une discordance (en pointillé) induite par une chute relative du niveau de la mer est facilement identifiable, surtout si on prend en ligne de compte les variations de la vitesse d'intervalle entre les carbonates et les argiles de talus, lesquelles introduisent des déformations vers le haut ("pull-ups")et vers le bas ("pull-downs"), en particulier sous la e récif barrière qui isole le lagon, où un récif isolé est visible. L'absence de réflecteurs dans le récif-barrière suggère une forte porosité qui n'a pas été réfutée par les puits d'exploration pétrolière.

Récif du Bord de la Plate-forme (ceinture carbonatée)............................................................................Reef of platform margin

Construction organique qui borde certaines plate-formes carbonatées. Un récif de bordure est composé, presque exclusivement de benthos et restes de squelettes et est soutenu par une structure squelettique macroscopique, où des coraux et algues calcaires poussent au sommet les uns des autres formant une structure tridimensionnelle qui peut être modifiée par des autres organismes et processus inorganiques.

Voir : « Cortège Transgressif »
&
« Déposition (carbonates) »
&
« Bioherme »

Dans ce schéma, les récifs de rebord ou de bordure de plate-forme soulignent la marge externe des plates-formes auréolées (plates-formes reliées au continent) et aussi les plates-formes isolées (non reliées à la terre ferme), en particulier du côté au vent (le côté de la plate-forme d'où le vent souffle). Ce type de récifs peut se développer en tant que : (i) Monticules organiques boueux stables du talus supérieur ; (ii) Pinacles récifales (empilage de matériel calcaire accumulé sur le fond de la mer marins) et sables formés à partir des restes de squelettes calcaires ; (iii) Récifs-barrière résistants aux vagues qui auréolent la plate-forme de carbonate. Les sédiments des récifs sont, principalement, des grains de carbonate, presque pure, de taille différente. Le plus caractéristiques sont des masses ou des morceaux de calcaire bioconstruit ou "framestone", cavités internes remplies de ciment ou des sédiments, générations multiples de constructions organiques, incrustations, perforations, etc. Le biota est exclusivement benthique. Les colonies de constructeurs, incrustateurs, perforateurs sont fréquents, ainsi qu'une grande quantité de débris et sable des squelettes carbonatés. Les corps sédimentaires plus fréquentes dans les récifs de rebord d'une plate-forme carbonatée sont les suivants : (a) Monticules de la base de talus ; (b) Récifs monticulaires ; (c) Monticules de calcaire bioconstruit ; (d) Récifs frangeants et de barrière et (e) Éperons et sillons. D'autre part, les microfacies les plus courants sont : (1) Calcaire bioconstruit ; (2) Grainstone revêtu, anélitiique, bioclastique ; (3) Lumachelle, ; (4) "Floatstone" (grains millimétriques dans une fine matrice de boue calcaire) ; (5) Rudite ; (6) "Bafflestone" (carbonate autochtone dont les composants originaux sont liés organiquement cours du dépôt) etc. N'oublions pas qu'il y a cinq types de plates-formes carbonatées où peuvent exister des récifs : (a) Plates-formes auréolées ; (b) Rampes carbonatées ; (c) Plate-formes épéiriques, ; (d) Plate-formes isolées et (e) Plates-formes noyées ou mortes.

Récif de Coral..............................................................................................................................................................................................Coral Reef

Banc de calcaire récifal, biogénique, constitué par des squelette externes de colonies de polypiers corallins associées à des algues incrustantes (calcaires, particulièrement du gendre Lithothamniun) et détrites de calcaire corallin que les vagues accumulent dans le propre récif, le tout cimenté par de calcite de précipitation.

Voir : « Cortège Transgressif »
&
« Polypier »
&
« Bioherme »

Les récifs de corail se développent dans la zone photique des mers tropicales, avec une forte action des vagues, autrement dit, assez fort pour maintenir disponible dans la tranche d'eau des aliments et de l'oxygène dissout. Les récifs coralliens nécessitent, aussi, d'eaux peu profondes, propres, tièdes et pauvre en nutriments pour se développer. Les coraux sont des organismes coloniaux qui pour la plupart construisent des squelettes calcaires. Ces squelettes sont responsables de la structure rocheuse qu'on appelle récifs coralliens. Les blocs bioconstruits dans les récifs coralliens sont les squelettes de plusieurs générations d'algues, coraux et d'autres organismes constructeurs de récifs qui sont constitué de carbonate de calcium. Par exemple, comme un récif de corail croît, il établit une structure squelettique encaissant chaque nouveau polype. Les vagues, poissons herbivores (tels que les poissons- perroquets), oursins, éponges et d'autres forces et organismes cassent les squelettes coralliens en fragments qui se déposent dans les espaces de la structure du récif. Beaucoup d'autres organismes vivant dans la communauté des récifs contribuent, de la même façon, à la formation du squelette du récif de carbonate de calcium. Les algues coralliennes sont en fait les principaux contributeurs à la structure, au moins dans certaines parties du récif soumis es aux plus grandes forces des vagues (tels que le récif en face de l'océan ouvert). Ces algues contribuent à la construction du récif en déposant du calcaire en feuilles sur la surface du récif, contribuant, ainsi, à l'intégrité structurale du récif. De nombreuses espèces d'algues coralliennes forment des nodules ou se développent à la surface des fragments, élargissant, ainsi, le récif. La croûte protège les espèces formatrices de récifs pour résister aux pressions et vagues qui détruiraient la plupart des coraux. Cette croûte constitue, souvent, une protection sur le dessus d'un bord externe du récif (crête récifal ou bordure du récif), en particulier dans l'océan Pacifique. Parmi les plus célèbres récifs on peut citer la Grande Barrière de corail, dans le nord de l'Australie et la Grande Barrière de Corail du Belize. (Http :/ / pt.wikipedia.org / wiki / Recife_de_coral).

Récif Isolé..............................................................................................................................................................................................................Patch reef

Construction récifal petite et isolée, de forme circulaire ou ovale qui se trouve près des grands récifs, et en général à l'intérieur du lagon. Le sommet d'un récif isolé est presque à la surface de l'eau et peut être au-dessus de la surface de l'eau pendant la marée basse. Les récifs isolés se forment dans des eaux calmes, soit dans le lagon d'une plate-forme auréolée, soit dans les eaux protégées par les récifs barrière Graduellement, le récif subside et les coraux continuent à croître. Si la subsidence est complète, il se forme un atoll, c'est-à-dire, des récifs autour d'un lagon.

Voir : « Cortège Transgressif »
&
« Déposition (carbonates) »
&
« Récif »

Dans cette planche, des petits récifs solitaires ou isolés, dans le lagon d'une plate-forme carbonatée isolée (non relié à la terre ferme), sont facilement reconnaissables. Le récif- barrière qui s'est développée sur la marge au vent de la plate-forme (côté du récif qui reçoit le vent) est visible dans la partie supérieure de la photographie (horizon blanc). Ce type de plate-forme carbonatée (plate-forme isolée), dont la largeur peut atteindre 100 kilomètres, se caractérise par le fait que les faciès sont très contrôlés par la direction des vents dominants. Ainsi, dans le sens du vent, se forment des récifs progradants et corps sableux, tandis que dans le côté sous le vent (bord de la marge opposé au côté d'où le vent souffle), les sédiments sont plus boueux. Dans les eaux calmes du lagon des récifs isolés sont très fréquents, dont beaucoup, à marée basse, ont le sommet au-dessus du niveau de a mer. Outre ce type de plate-forme carbonatée, il y a d'autres types où se peuvent développer des les récifs solitaires : (i) Plates-formes auréolées qui sont caractérisées par la présence de récifs coralliens ou de hauts fonds récifaux sur le rebord de la plate-forme et des sables argileux et récifs solitaires dans le lagon ; elles se forment dans eaux calmes et leur largeur peut varier entre 10 et 100 kilomètres, ; (ii) Rampes carbonatées, qui peuvent atteindre 100 km de large et où les récifs ne sont pas très fréquentes ; les sables carbonatés de la ligne de côte passent, dans la base de la rampe, à des les sables argileux et boue d'eau profonde ; les récifs ne sont pas très fréquents ; (iii) Plates-formes Épéiriques, dont la largeur peut atteindre 10.000 kilomètres et qui sont caractérisées par la présence de plaines de marée et de lagons protégés par des récifs solitaires et (iv) Plates-formes mortes ou noyées, qui se situent en dessous de la zone photique.

Récif Monticulaire.................................................................................................................................................................................Reef mound

Construction organique-sédimentaire sans les caractéristiques typiques d'un récif, faite à partir de microorganismes et organismes sans structure squelettique. Un récif monticulaire microbien est construit, exclusive ou principalement, par des cyanobactéries. Synonyme de Monticule Carbonaté.

Voir : « Cortège Transgressif »
&
« Déposition (carbonates) »
&
« Récif »

En géologie, un récif et les termes associés tels que bioherme, biostrome, monticule carbonaté, récif monticulaire, etc., se définissent à l'aide, principalement, de trois paramètres : (i) Morphologie de dépôt ; (ii) Structure interne et (iii) Composition biotique. Il n'y a pas de consensus parmi les spécialistes des géosciences sur des définitions universellement acceptées. Certains géoscientistes distinguent entre les récifs et monticules récifaux ou monticules carbonatés, même si les deux soient des variétés de constructions organique-sédimentaires, bâtis par l'interaction entre les organismes et leur environnements, ce qui donne un relief synoptique et dont la composition biotique diffère de celle qu'on trouve autour d'eux. Les récifs sont soutenus par une structure squelettique macroscopique, comme les récifs coralliens, où les coraux et algues coralliennes poussent les uns sur les autres, pour former une structure à trois dimensions qui peut être modifié de différentes façons par d'autres organismes et des procédés inorganiques. Au contraire, les monticules carbonatés, comme illustré ci-dessus (schéma) sont construits par des microorganismes ou des organismes à partir desquels il ne se forme aucun structure squelettique. Un monticule carbonaté microbien est construit exclusivement ou principalement par des cyanobactéries (procaryotes capables d'effectuer la photosynthèse et qui existent depuis environ 3.9 Gy). Structures de monticulaires de bas relief se trouvent le long de la côte de Floride (USA). Elles sont composées de nombreux vers de terre marins de la famille des Sabellariidae. Chaque vers de terre s'établit sur une surface stable et commence par construire un tube de protection autour de lui, mais en-dehors du sable. Les vers de la terre de la familiale Sabellariidae s'attachent aux tubes voisins, formant de grandes colonies qui évoluent en récifs monticulaires très massifs et de dimensions importantes, comme illustré dans cette ligne sismique de l'offshore de l'Indonésie et dans le schéma dans la partie supérieure de la figure. Ces monticules sont parfois exposés à marée basse, créant de petites flaques d'eau qui sont l'habitat de nombreux organismes marins.

Récupération (pétrole)................................................................................................................................................................................Oil recovery

Quantité de pétrole produite par un champ. La quantité de pétrole d'un champ avant de commencer la production est facile à calculer. Pendant la production primaire (quand la production se fait par des mécanisme naturels) uniquement environ 1/4 du pétrole total est récupéré. À la fin de la production secondaire (quand on augmente la pression de l'huile artificiellement) il reste, encore, environ 50% de pétrole dans le réservoir. Dès que d'eau entre dans un réservoir, les gouttelettes de pétrole deviennent, plus au moins, isolées, ce que le rend irrécupérable. Pratiquement, moitié du pétrole existant dans le sous-sol jamais sera récupérable même avec le prix du baril plus cher que actuellement ($ 95 USA /b).

Voir : « Gisement (hydrocarbures) »
&
« Huile (pétrole)»
&
« Réserves »

La présence d'une zone de transition sous le plan de contact entre l'huile et l'eau dans une roche-réservoir est actuellement acceptée par la plupart des géoscientistes, qui travaillent dans les compagnies pétrolières. D'autre part, ce que certains géoscientistes avancent c'est que, dans certaines conditions géologiques e hydrodynamique, une zone de l'huile résiduelle (ZHR) peut exister en dessous de la zone de transition. L'extension et épaisseur de cette zone (ZHR) peut être importante et être remplie avec de l'huile résiduelle, qui peut éventuellement être récupéré en utilisant le dioxyde de carbone (CO_2) comme base d'une opération récupération assistée de pétrole (RAP). Ces zones de l'huile résiduelle significatives, à partir desquelles l'huile peut être récupéré, existent où l'eau a entrée, naturellement, dans la partie inférieure de la roche-réservoir. Traditionnellement, les zones de pétrole résiduel n'ont pas été prises en compte pour deux raisons principales : (i) Elles ajouteraient très peu d'huile dans la première et la deuxième phases de production et (ii) Pour éviter ou réduire la production de l'eau que ces zones contiennent. Bien sûr, qu'une récupération par injection de CO_2 est coûteuse, mais elle peut être largement économique à proximité des grands centres urbains, en particulier dans les pays qui vont obliger les industries à payer l'excès de production de CO_2 et les particuliers par l'utilisation de l'automobile comme moyens de transport, comme c'est le cas aux Etats-Unis, France, Portugal, etc. ; la différence c'est qu'en France et au Portugal, il n'y a pratiquement pas de champs pétroliers à réactiver, ce qui n'est pas le cas aux États-Unis.

Récupération Assistée (pétrole)....................................................................................................................................Enhanced oil recovery

Terme appliqué aux techniques et méthodes qui augmentent la quantité de pétrole qui peut être extraite d'un champ pétrolier. La récupération assistée de pétrole (RAP) est, très souvent, désignée comme récupération tertiaire (réduction de la viscosité pour faciliter l'extraction) ou improvisée (par opposition à la primaire et secondaire). Avec une RAP, 30-60% du pétrole présent dans une roche réservoir peut être extraite comparé aux 20-40% extrait pendant la production primaire et secondaire.

Voir : « Gisement (hydrocarbures) »
&
« Huile (pétrole)»
&
« Réserves »

En règle générale, l'injection de gaz est la méthode la plus courante pour la récupération assistée du pétrole (RAP). Cependant, d'autres gaz tels que le CO_2, gaz naturel ou de l'azote peuvent être injectés dans la roche-réservoir, lesquels se dilatent immédiatement, et ainsi poussent huile additionnel vers les puits de production, comme l'illustre le schéma ci-dessus. Bien que ces gaz se dissolvent dans l'huile, ils abaissent la viscosité de celle-ci, ce qui augmente considérablement le débit de production. Le déplacement de l'huile par le CO_2 dépend du comportement des phases de CO_2 et des mélanges d'hydrocarbures, qui sont très dépendants de la température de la roche-réservoir, pression et composition de l'huile. Ces mécanismes varient en fonction de l'augmentation de volume de l'huile et de la réduction de la viscosité par les injections de fluides non miscibles (à basse pression) jusqu’à déplacement c complètement miscible par des injections à haute température. Dans ces applications, plus de la moitié des cas, et en certains deux tiers, du dioxyde de carbone injecté retourne avec l'huile produite et est, normalement, ré-injectée dans la roche-réservoir afin de réduire le coût des opérations de récupération. Le restant du CO_2 est séquestré dans la roche-réservoir. C'est pour cette raison qu'aujourd'hui, en raison de problèmes écologiques certains politiciens et médias sont favorables à une réactivation par le CO_2 de certains champs pétroliers. Certains recouvrements de pétrole assistée par le CO_2 peuvent être largement économiques, en particulier lorsque les champs à réactiver sont situés près des industries qui produisent beaucoup de CO_2, tels que les raffineries, centrales électriques, etc. D'autres techniques de récupération assistée utilisent la chaleur pour augmenter la vitesse d'écoulement et, plus rarement, l'injection de produits chimiques pour augmenter l'influence de l'aquifère ou pour diminuer la pression capillaire.

Réflecteur (sismique)................................................................................................................................................................................Seismic reflector

Profile du sous-sol crée par un contraste d'impédance acoustique entre deux intervalles sédimentaires. L'impédance acoustique d'un intervalle sédimentaire est donnée par le produit de la vitesse à laquelle les ondes sismiques voyagent dans cet intervalle par la densité des roches qui le composent.

Voir : « Impédance acoustique »
&
« Parasite (réflexion) »
&
« Sismique de Réflexion »

Comme illustré sur cette ligne sismique, les réflecteurs sismiques peuvent avoir ou non une valeur chronostratigraphique. Dans une ligne sismique bien traitée et migrée, la grande majorité des réflecteurs sont chronostratigraphiques et correspondent à des interfaces sédimentaires qui limitent des intervalles avec des impédances acoustiques différentes. Les réflecteurs sismiques sans valeur chronostratigraphique correspondent à des artefacts sismiques (diffractions, multiples, réfractions réfléchies, etc.). Ces réflecteurs, quand inclinés, peuvent correspondre à des plans de faille et quand sub-horizontaux peuvent souligner des surfaces de contact entre les hydrocarbures et l'eau. Un réflecteur peut être positif ou négatif. Dans le premier cas, selon la convention de la Société Européenne de Géophysique (SEG), il souligne une interface entre deux intervalles sédimentaires, où l'intervalle est plus impédant est l'inférieur. Dans le deuxième cas, c'est l'intervalle supérieure qui a une impédance acoustique plus élevée. Autrement dit, dans le premier cas, le coefficient de réflexion est positif et négatif dans le second. En outre, selon la même convention, la polarité d'un réflecteur est positive lorsque l'amplitude est exprimée par une déviation vers la droite de la ligne la base et est négative lorsque la déviation vers la gauche. Une amplitude positive est colorée en noir et une négative en blanc. En général, pour les ondes sismiques symétriques, l'amplitude d'un réflecteur sismique est la moitié de la distance orthogonale entre les crêtes de la trace sismique. Notons que lorsque une onde sismique atteint la surface de la Terre, l'amplitude du signal sismique diminue rapidement avec le temps. L'intervalle de variation de l'amplitude est très grande et souvent plus d'un million pour un. Nos yeux peuvent voir uniquement un intervalle d'amplitude entre 1 mm et 1 kilomètre. Cependant, dans les lignes sismiques normales, nous ne pouvons distinguer que des amplitudes allant de 10 à 1, c'est-à-dire de 0.1 à 1 millimètre. Ainsi, les amplitude doivent être limitées à l'intérieur de cet intervalle soit par des procédés automatiques (en fonction des données) soit par des altérations purement fonctionnelles.

Réflexion Latérale.............................................................................................................................................................................Lateral Arrival

Réflexion induite par l'énergie organisée non produite par des réflecteurs localisés dans le plan du profil sismique. Les réflexion latérales constituent une difficulté importante dans l'interprétation géologique des données sismiques, en particulier, si l'interprétateur n'a pas à sa disposition toutes les lignes sismiques de la région.

Voir : « Impédance acoustique »
&
« Parasite (réflexion) »
&
« Sismique de Réflexion »

Chaque système de réflexions peut montrer des zones de continuité et de secteurs où elles se chevauchent. Sans autre évidence, nous ne pouvons pas dire quelles sont les réflexions continues qui sont associés à d'autres, ni dire, de quelle direction elles viennent. Parfois, l'examen d'autres lignes sismiques, mieux orientées par rapport à la structure des roches qui se forment terrain, peut permettre une interprétation géologique de lignes complexes avec des réflexions latérales provenant de diverses directions. Dans cette ligne de sismique terrestre (France), le réflecteur soulignée par la flèche a d'abord été interprété comme une réflexion induite plan de faille inverse. En fait, parfois, mais rarement, les plans de failles sont soulignées par une réflexion sismique : (i) Lorsque la zone de faille (zone entre les deux blocs de faille) est injectée sel, ce qui est très commun dans les bassins avec intervalles d'évaporites importants (onshore et offshore de l'Angola, bassin Lusitanien, etc.) ; (ii) Lorsque la zone de faille est injectée par du volcanisme, comme dans certaines zones de la mer du Nord et (iii) Lorsque le plan de faille sépare des blocs faillées avec des impédances acoustiques très contrastées, comme lorsque la faille est définie entre un socle (haute impédance) et un intervalle argilo-gréseux (faible impédance). L'interprétation de la réflexion illustrée dans cette ligne sismique comme induite par un plan de faille inverse est compatible avec le contexte géologique de raccourcissement de la région où la ligne a été tirée. Cependant, il est difficile d'imaginer, le long du plan de faille un contraste d'impédance si localisé entre les blocs de faille. Comme toute interprétation doit être soumise à un test de falsification (réfutation), la conjecture d'une réflexion induite par un plan de faille a été réfutée par une ligne sismique arbitraire 3D passant la ligne originale. En réalité, la réflexion est latérale, ce qui signifie qu'elle n'a pas de signification géologique, ce qui n'est pas le cas pour les autres réflecteurs, qui soulignent des lignes chronostratigraphiques.

Réflexion Négative.....................................................................................................................................................................Negative reflection

Quand l'impédance acoustique de l'intervalle supérieur de l'interface que définie la réflexion, est plus grande que celle de l'intervalle inférieur (exemple: calcaire / argile, ou argile / sable).

Voir : « Coefficient de Réflexion »
&
« Impédance acoustique »
&
« Sismique de Réflexion »

Une réflexion sismique est induite par un contraste d'impédance acoustique. L'impédance acoustique d'une intervalle donné est le produit de la vitesse des ondes sismiques, à travers l'intervalle, par la densité des roches qui forment l'intervalle. Une réflexion négative se produit lorsque l'impédance acoustique de l'intervalle supérieur est plus grande que celle de l'intervalle inférieur. Une interface entre un intervalle calcaire et un intervalle d'argile ou entre un intervalle d'argile et de sable crée une réflexion négative. Dans la Convention SEG, à savoir de la Société Européenne de Géophysique, sur une ligne sismique, une réflexion négative se représente par une déviation vers la gauche de la trace sismique de référence. Elle est colorée en blanc (polarité négative). Au contraire, lorsque l'impédance acoustique de l'intervalle inférieur est supérieure à celle de l'intervalle supérieur, la réflexion sismique est positive (par exemple, argile / calcaire, etc.) Selon la même convention, une réflexion positive se matérialisée par une déviation de la trace sismique vers la droite et l'espace entre la trace et la ligne de base est coloré en noire. La plupart des géoscientistes qui interprètent les lignes sismiques en termes géologiques ont une tendance naturelle à suivre les réflexions positives (noir vers la droite), en particulier quand elles ont une bonne continuité. Dans la stratigraphie séquentielle, c'est-à-dire, dans la stratigraphie faite à partir de cycles stratigraphiques et, si possible, en cycles-séquences, l'interprète est, souvent, obligé de passer d'une réflexion négative à positive et vice versa, afin de définir les limites des cycles stratigraphiques. En effet, une interprétation séquentielle est basée dans l'identification et délimitation des discordances (surfaces d'érosion) qui limitent les différents cycles stratigraphiques. Ainsi, même lorsque les discordances ne sont pas renforcées par la tectonique (discordances angulaires), le contraste de l'impédance acoustique entre les sédiments sus-jacents et en dessous de la discordance varie le long de la surface d'érosion qui la caractérise. Le géoscientiste pour pointer une discordance est, parfois, obligé de passer d'une crête (noir vers la droite, réflexion positive) à un creux (blanc vers la gauche, réflexion négatif) ou le contraire. Par conséquent, on dit dans l'industrie pétrolière que uniquement un géoscientiste avec expérience peut pointer une discordance correctement.

Réflexion Positive.........................................................................................................................................................................Positive reflection

Lorsque l'impédance acoustique de l'intervalle supérieure de l'interface sédimentaire qui définit la réflexion, est inférieure à celle de l'intervalle inférieure (par exemple: argile/calcaire ou sable/argile).

Voir : « Coefficient de Réflexion »
&
« Impédance acoustique »
&
« Réflexion Négative »

Une réflexion sismique est induite par un contraste d'impédance acoustique. L'impédance acoustique d'un intervalle donné est le produit de la vitesse des ondes sismiques au travers l'intervalle, par la densité des roches qui le forment. Une réflexion positive se produit lorsque l'impédance acoustique de l'intervalle supérieure est plus grande que celle de l'intervalle inférieur. Une interface entre un intervalle argileux et un intervalle carbonaté ou entre intervalle sableux et un intervalle carbonaté crée une réflexion négative. Dans le cas d'une interface entre sable et argile, la réflexion peut être positive ou négative. Tout dépend de la profondeur. Dans la partie supérieure d'un bassin sédimentaire, où les sédiments argileux ne sont pas suffisamment compactées, l'impédance acoustique d'une argile est plus petite que celle d'un intervalle sableux et la réflexion sismique associée est positive. Cependant, dans les parties profondes du bassin, les sédiments argileux sont beaucoup plus compactés que les sables, une fois qu'elles perdent presque la totalité de leur porosité initiale. Ainsi, en-dessous d'une profondeur, que certains géoscientistes appellent - point ou profondeur d'inversion - ,qui varie d'un bassin à l'autre, une interface sable-argile créée une réflexion négative. Dans la convention SEG, c'est-à-dire, dans la Convention de la Société Européenne de Géophysique, sur une ligne sismique, un réflexion positive est représentée par une déflexion vers la droite de la ligne de base de la trace sismique. Elle est colorée en noir (polarité positive). Au contraire, lorsque l'impédance acoustique est supérieure dans l'intervalle supérieur, la réflexion sismique associée est négative (par exemple, dans une interface calcaire-argile). Une réflexion négative est représentée par une déviation de la trace sismique vers la gauche et l'espace entre la trace et la ligne de base est colorée en blanc. Le long d'une ligne chronostratigraphique, surtout quand elle est déformée (par exemple, un anticlinal), une réflexion positive peut se transformer dans une réflexion négative ou vice versa. Imaginons dans l'apex d'un anticlinal, peu profond, un intervalle de sable à gaz entre deux intervalles d'argile. La réflexion négative induite par l'interface sable-schiste change vers positive dans la région où le sable est saturé par du gaz (la présence de gaz dans in intervalle sableux diminue l'impédance acoustique de l'intervalle de manière significative).

Réflexion sismique.......................................................................................................................................................................Seismic reflection

Temps de trajets que les ondes sismiques, produites par une source sismique (en général artificielle), font pour parcourir l'espace entre une déterminée interface sédimentaire (plus au moins continue) et les géophones. Si la vitesse de propagation des ondes dans l'intervalle supérieur de l'interface est connue, le temps du trajet peut être utilisé pour évaluer la profondeur de l'interface.

Voir : « Coefficient de Réflexion »
&
« Impédance acoustique »
&
« Sismique de Réflexion »

La plupart des géoscientistes, lors qu'ils interprètent un ligne sismique, en termes géologiques, se réfèrent parfois à des réflexions, comme : «cette réflexion correspond, très probablement, à la surface de transgression du Crétacé, c'est-à-dire, à la surface de la base des progradations (SBP) 91,5 Ma", mais, en réalité, elles ne sont pas des réflexions. En général, ils font référence à des événements réflectives et non à des réflexions. Un événement réfléchissant est marqué par une série de réflexions sur différents sismogrammes (traces enregistrés dans un seul point de tir) qui, apparemment, peuvent être corrélées. N'oublions pas que une ligne sismique est une agrégation de plusieurs sismogrammes qui a une échelle horizontale en mètres et une échelle verticale en temps. L'échelle verticale "t.w.t." ("Two Time Way") qui est marquée, en général, dans la partie droite des lignes sismiques, est dans un trajet vertical, le temps d’aller et retour entre la surface et les différentes interfaces sédimentaires. En théorie, les équations de propagation des ondes sismiques se calculent facilement et permettent de prédire le mouvement d'une particule à tout moment si ont connaît le mouvement de la particules dans un moment donné. Toutefois, cela n'est vrai que si ont connaît la vitesse longitudinale des ondes sismiques dans le milieu de propagation. C'est pourquoi les géoscientistes sont toujours très intéressés à savoir quelle est la vitesse des ondes sismiques dans différents intervalles sédimentaires. Ainsi, dans le schéma illustré sur cette figure, si la vitesse des ondes sismiques dans l'intervalle supérieur (entre l'horizon 1 et la surface) varie latéralement, sur une ligne sismique, l'événement réfléchissant, soulignant l'horizon 1 (interface entre deux intervalles sédimentaires) n'est pas horizontal. Si la vitesse des ondes est supérieure à gauche, l'événement réfléchissant inclinera de la gauche vers la droite, une fois qu'à gauche, les ondes dépensent moins de temps qu'à droite pour parcourir la même distance.

Réfraction Réfléchie..............................................................................................................................................................Reflected refraction

Réflexion rectiligne induite par une onde réfractée qui est réfléchie le long d'un réfracteur et qui retourne directement vers le géophone.

Voir : « Coefficient de Réflexion »
&
« Impédance acoustique »
&
« Sismique de Réflexion »

Dans certains bassins, comme dans le bassin cratonique de la Mer du Nord, afin d'éviter des erreurs d'interprétation des plans de faille, il est de première importance reconnaître et différencier les réfractions réfléchies des réflexions associées aux plans de faille. Dans la plupart des cas, il n'y a pas de réflecteurs sismiques associés aux plans de faille, sauf quand : (i) Ils sont injectées des roches de haute impédance, comme le sel, matériel volcanique, etc. ; (ii) Ils mettent en juxtaposition des formation géologiques avec des impédances acoustiques très différent. D'autre part, quand il y a des réflexions associées aux plans de faille, elles s'aplatissent en profondeur, ce que signifie que l'inclinaison des réflexions diminue en profondeur. Les réfraction réfléchies sont rectilignes (en temps et en profondeur). L'inclinaison d'une réfraction réfléchie dépend, uniquement, de la vitesse des ondes sismiques le long du réfracteur sismique. Cependant, toute anomalie le long du réfracteur (comme le déplacement vertical d'une interface) peut être un point de retour des ondes sismiques vers les géophones, c'est-à-dire, d'une réflexion rectiligne sans signification chronostratigraphique. Dans cette ligne sismique (détail d'une ligne régionale de la Mer du Nord), une réfraction réfléchie (rectiligne en profondeur), induite par le déplacement vertical du réfracteur (discordance) causée par une faille normale est facilement reconnaissable. Dans la version non-migrée de cette ligne sismique, la réfraction réfléchie est tangente aux hyperboles de diffraction créées par la faille. Ainsi, elle ne peut pas exister dans la partie arrière des d'hyperboles, une fois que dans la partie frontale des hyperboles, le réfracteur n'est pas à la même profondeur. Ceci explique pourquoi sur cette ligne qui est migrée, toutes les autres réfractions reflétées (non visible sur ce détail) inclinent toujours vers l'ouest. Si actuellement, la plupart des géoscientistes savent que les plans de faille des failles normales ou inverses s'aplatissent en profondeur, car la vitesse d'intervalle augmente en profondeur, dans les années 80-90, il était fréquent de voir des interprètes utiliser des règle roulantes pour pointer les plans de faille. N'oublions pas que seulement les plans de faille des failles de décrochement peuvent être verticaux.

Registre des Roches............................................................................................................................................................................Rock record

Histoire géologique enregistrée dans la lithologie, structure et déformation des roches.

Voir : « Cycle de Davis »
&
« Cycles de Wilson »
&
« Système Rocheux »

Dans la photo plus grande, les roches du Permien du Ingeborgfjellet, dans la région de Van Mienfjorden de l'île de Spitzberg (île aux Ours), comme d'ailleurs dans la plus petite, bien que d'âge différent (Colorado, USA), on reconnaît toute une série d'événements géologique qui peut, pour Ingeborgfjellet, se résumer ainsi : (i) Au début du Permien, probablement au cours de Kungurien (entre 258 et 263 Ma), les conditions géologiques de bas niveau de la mer (niveau de la mer plus bas que le rebord du bassin), l'environnement de plaine côtière et le climat (chaud et sec) ont permis le dépôt d'un intervalle évaporite qui, actuellement, forme le noyau de l'anticlinal ; (ii) Une montée relative du niveau de la mer a inondé l'ancienne plaine côtière, déplaçant la ligne la côte vers le continent de dizaines, voir même, des centaines de kilomètres ; (iii) Une période de stabilité du niveau relatif de la mer a permis à la ligne de côte de prograder, peu à peu, vers la mer, permettant le dépôt de sédiments gréso-carbonatés ; (iv) Une nouvelle montée relative du niveau de la mer a déplacé, à nouveau, vers l'amont, la ligne de côte ; (v) La mer a inondé les sédiments déposés précédemment qui a causé une surface de ravinement dans le sommet des sédiments déposés ; (vi) Une nouvelle phase de la stabilité du niveau relatif de la mer a permis, encore une fois, que la ligne de côte se déplace vers la mer, au fur et à mesure, du dépôt de sédiments gréso-carbonatés qui, toutefois, n'ont pas dépassé les sédiments déposés durant le paracycle eustatique précédent, ce qui, globalement, crée une géométrie rétrogradante (cortège transgressif) ; (vii) Ces alternances de montées relatives du niveau de la mer (en accélération) et stabilités relatives se poursuivent jusqu'à que les montées relatives deviennent en désaccélération, ce qui induit le dépôt du prisme de vas niveau du cycle stratigraphique ; (viii) Le dépôt du prisme de haut niveau a terminé avec une chute relative du niveau de la mer qui a mis à nouveau le niveau de la mer plus bas que le rebord du bassin, ce qui produit une surface d'érosion que termine du cycle stratigraphique dit cycle-séquence ; (ix) Plus tard, les sédiments ont été raccourcis par un régime tectonique compressif, créant la structure anticlinale clairement visible sur la photo. Localement, il y a eu une remobilisation tectonique en extension, dû à une halocinèse tardive dans le niveau évaporitique.

Régolithe....................................................................................................................................................................................................................Regolith

Terme général pour désigner tout intervalle non consolidé de fragments de roches.

Voir : « Érosion »
&
« Lune »
&
« Terre »

Toute couche sédimentaire non consolidée à la surface d'une planète, c'est-à-dire, tout matériel qui couvre, parfois, la roche solide est un régolithe. Comme sur la Terre, le sol est un régolithe. Le régolithe lunaire illustré dans cette photographie, prise au cours de la campagne Apollo, est, aussi, parfois appelée sol. Sur cette question, certains géoscientistes considèrent que, sur Terre, le régolithe, selon les cas, peut avoir plusieurs composants : (i) Sol ou Pédolithe ; (ii) Alluvium et Couverture Transportée y compris les transportés par des processus éoliens, glaciaires, marins et gravitaires ; (iii) Saprolithe qui correspond à la roche altérée chimiquement et qui n'est pas transportée, (le saprolithe peut, à son tour, être divisé en: a) saprolithe supérieur qui est complètement oxydé ; b) saprolithe inférieur qui correspondant à la roche altérée par réduction chimique et c) saprolithe fracturé qui correspond au substratum rocheux altéré uniquement autour des fractures) ; (iv) Cendres et laves volcaniques ; (v) Croûte endurée qui est formée par la cimentation du sol, saprolithe et matériel transporté comme des argiles, silicates, oxydes de fer et oxyhydroxydes, carbonates, sulfates et produits moins courants, en horizons résistants à altération météorique et à l'érosion ; (vi) Eaux Souterraine et Sels Minéraux et enfin (vii) Biota et Composants Organiques Dérivés. L'épaisseur du régolithe varie de zéro (lorsque le régolithe est absent) à des centaines de mètres. La formation de régolithe peut être presque instantanée (en termes géologiques), comme le régolithe produit par le dépôt de cendres volcaniques lors d'une éruption ou peut durer des centaines de millions d'années (régolithes du Précambrien sont connus dans certaines parties de l'Australie). Le régolithe est formé, principalement, par l'altération météorique ou par des processus biologiques. Beaucoup de gisements minéraux sont hébergés dans le régolithe, comme les sables minéraux, calcrètes (nodules de carbonates pédogénétiques) uranium, dépôts latéritiques, etc. Lorsque le régolithe contient un pourcentage important de composants organiques, il est, généralement, appelé sol. A la surface terrestre, la présence de régolithe est l'une des conditions les plus importantes pour le développement de la vie. Peu de plantes peuvent pousser directement sur ou dans le substratum rocheux. D'autre part, sans le régolithe la bioperforation est impossible et beaucoup d'animaux disparaissaient par manque d'abri pour se protéger des prédateurs.

Régradation.................................................................................................................................................................................................Meander neck

Formation d'un nouveau profile d'équilibre provisoire d'un courant, en général, un fleuve, quand le profile provisoire initial, après la gradation (donner au lit du courant une inclinaison telle que l'eau soit uniquement capable de transporter le matériel qui elle contient) est déformé par les mouvements tectoniques ou par le climat.

Voir : « Cortège Transgressif »
&
« Progradation »
&
« Rétrogradation »

Les fleuves charrient vers la mer presque toute l'eau (et sédiments) qui tombe sur les continents. Ils s'écoulent, en général, selon la ligne de plus grande pente, un fois que leur écoulement obéit aux lois de la gravité. Quand en chaque point du profil longitudinal d'un fleuve, celui-ci a une inclinaison d'équilibre provisoire (le fleuve ni dépose ni creuse, de manière significative, son lit), on dit que le fleuve a atteint son profil d'équilibre provisoire. Dans ces conditions, l'inclinaison du fleuve, sur toute sa trajectoire, lui permet, uniquement, d'évacuer sa charge. Un tel profil n'est pas définitive, car le fleuve continue à transporter les sédiments qui sont érodées en amont. Cependant, on peut imaginer qu'à partir d'un certain moment, la pente du fleuve est telle qu'elle ne permet que l'écoulement de l'eau et que tout transport de sédiments a disparu. Dans ces conditions, le fleuve atteint ce qu'on peut appeler son profil d'équilibre définitif ou idéal. Lors d'une chute relative du niveau de la mer significative (subsidence plus tectonique), l'embouchure des fleuves est déplacée (parfois de centaines de kilomètres) vers l'aval, ce qui détruit complètement le profil d'équilibre (provisoire) des fleuves. Ainsi, ils sont, encore une fois, forcés de creuser leurs lits (régradation) formant des vallées incisées ou encaissées jusqu'à ce qu'un nouveau profil d'équilibre provisoire soit atteint. Dans cette ligne sismique, la dépression de la discordance A (anomalie négative), correspond à une vallée incisée que cours d'eau a creusé pour rétablir un nouveau profil d'équilibre provisoire, un fois qu'il avait été détruit par la chute relative du niveau de la mer responsable de surface érosion qui souligne la discordance (A). Plus tard, lorsque le niveau relatif de la mer a commencé à monter, se sont déposés, au-dessus des cônes sous-marins du bassin de cônes (déposé lors de la chute relative), en des conditions géologiques de bas niveau marin, les cônes sous-marins de talus et le prisme de bas niveau. Les vallées incisées sont remplies au cours de la partie terminale du prisme de bas niveau.

Régression ...........................................................................................................................................................................................................Regression

Déplacement de la ligne de la côte et des dépôts côtiers vers la mer.

Voir : « Cortège de Haut Niveau (de la mer) »
&
« Progradation »
&
« Transgression »

Lavoisier a été l'un des premiers scientifiques à comprendre le mécanisme des transgressions et régressions. Dans le bassin sédimentaire de Paris qui en réalité n'est pas un bassin sédimentaire, mais plutôt une plate-forme déformée, Lavoisier a lié les déplacements de la ligne de côte et des dépôts côtiers associés avec les variations relatives du niveau de la mer. Il a interprété le déplacement vers la mer des dépôts côtiers (régression) comme la conséquence d'une chute du niveau de la mer (ce qui n'est pas toujours vrai) et le déplacement vers montant (régression) comme la conséquence d'une montée du niveau de la mer. Aujourd'hui, il est bien connu qu'un épisode régressif (à l'intérieur d'un cycle-séquence, par exemple) est associé à une montée relative du niveau de la mer en décélération, tandis qu'un épisode transgressif est associé à une montée relative du niveau de la mer en accélération. En effet, pour avoir dépôt (cônes sous-marins exclus) il doit y avoir une augmentation de l'accommodation (espace disponible pour les sédiments). Dans la courbe cyclique de s variations relatives du niveau de la mer, laquelle est construite par l'action conjointe de la tectonique (subsidence ou soulèvement) et de l'eustasie, une transgression (déplacement vers le continent de la ligne de côte et des dépôts côtiers) se distingue d'une régression car dans le premier cas, la vitesse de montée de niveau relatif de la mer augmente alors qu'elle diminue dans la régression. Cependant, il est nécessaire de tenir en ligne de compte l'apport terrigène. Si l'apport terrigène est faible, la ligne de côte et les dépôts côtiers se déplacent vers le continent (transgression), quel que soit le taux de montée du niveau relatif de la mer (voire nul, cela signifie que le niveau relatif de la mer est stable). Inversement, si l'apport sédimentaire est trop grand, les dépôts littoraux et la ligne de côte se déplaceront vers la mer (régression) quelle que soit la variation relative du niveau de la mer (même durant une montée relative). Dans l'embouchure d'un fleuve, quand il se forme un delta, il y a côte à côte, une régression (delta) et une transgression (douves latérales ou des fosses). Si l'apport sédimentaire équilibre les montées relatives du niveau de la mer, la ligne de côte et les dépôts côtiers ne progradent pas, mais ne rétrogradent non plus. La ligne de côte reste au même endroit qui est aggradé verticalement.

Régression Forcée.......................................................................................................................................................................Forced Regression

Déplacement de la ligne de côte vers la mer quand le niveau de la mer descend et la position de la limite supérieur d'un cycle-séquence, est difficile de localiser. En fait, depuis quelques années, il y a un débat important sur la position de la limite du cycle-séquence dans les transitions des environnements marins vers non-marins.

Voir : « Chute Relative (niveau de la mer) »
&
« Limite de Cycle-Séquence »
&
« Régression »

Dans un cycle stratigraphique dit cycle-séquence, Hunter et Tucker (1992) ont mis en évidence l'importance de l'architecture des dépôts côtiers (près de la ligne de côte) déposés durant une chute relative du niveau de la mer. Ce type de dépôts n'a pas été, initialement, pris en ligne de compte dans la stratigraphie séquentielle. Plus tard, ils ont été inclus dans un cortège sédimentaire propre, que certains géoscientistes ont appelé "biseau de systèmes de régression forcée". La reconnaissance d'un tel cortège soulève une question très importante : Où faut-il marquer la limite du cycle-séquence? En-dessous ou au-dessus de ces dépôts côtiers? Pour certains géoscientistes, comme Posamentier et Vail, la limite du cycle-séquence doit être placée en-dessous des dépôts de régression forcée, tandis que pour d'autres, comme Miall, la limite devrait être placé au-dessus. À propos de ce problème Miall (1977) dit que, théoriquement, la limite supérieure du cycle-séquence est facile à reconnaître dans les environnements non-marins, où elle est représentée par une discordance d'érosion. Cependant, même dans ce cas, il est difficile de la distinguer d'autres surfaces d'érosion, comme celles créées par l'incision autogénique d'un chenal. Comme dans un système régressif forcé le problème est de localiser la limite supérieur du cycle-séquence la séquence. Il a été suggéré qu'un telle limite représente le début de la chute relative du niveau de la mer. Certains géoscientistes ont proposé qu'elle devrait être placé en-dessous des dépôts formés pendant la phase de descente. Le problème d'une telle solution est qu'une telle limite qui peut être localement concordante, est tronquée par la surface régressive de l'érosion marine formée au cours de la phase de descente et ainsi associée au cycle sus-jacent qui est composée par une épaisseur importante des dépôts régressives du bas de plage formés pendant la phase de descente, ce qui signifie que la discordance subaérienne commence au début de la phase de descente, mais que l'érosion et incision se poursuivent jusqu'à la fin de la phase de descente du niveau de la mer.

Relation Géométrique (de base et de la base).....................................................................................................................Baselap, Bedform

L'une des relations géométriques de la base ("baselap") qui décrit les terminaisons des strates ou des réflexions le long de la discordance basale d'un cycle-séquence, c'est-à-dire, d'un cycle stratigraphique induit par un cycle eustatique de 3e ordre, dont la durée varie entre 0.5 e 3-5 My (millions d'années). Les relations géométriques de base ("bedforms") sont les altérations d'une couche horizontale créées par l'écoulement (riples, dunes, etc.) et associées avec le mouvement des grains sédimentaires.

Voir : « Cycle Stratigraphique »
&
« Configuration des Strates »
&
« Stratigraphie Séquentielle »

Sans entrer dans des discussions sémantiques sur la meilleure traduction en français de l'expression "Baseforms" qui les géologues d'Exxon ont utilisé au début de la stratigraphie séquentielle (fin des années 70), ce qui est essentiel, c'est que l'identification et la cartographie des relations géométriques et terminaisons des réflecteurs (sur lignes sismiques) ou des strates (sur le terrain), permettent d'avancer diverses conjectures sur la géologie et stratigraphie des bassins sédimentaires. Les relations géométriques de la base ("baselaps"), à savoir, les biseaux d'aggradation et de progradation ne doivent pas être confondus avec les relations géométriques trouvées, parfois, à la base des couches "bedforms". Ainsi, dans cette tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique de l'onshore des Etats-Unis (Texas) faite au niveaux hiérarchiques des cycles stratigraphiques dits cycles-séquences (intervalles stratigraphiques déposés au cours des cycles eustatiques de 3e ordre), parmi d'autres choses, on peut dire que : (i) Entre 2 secondes (t.w.t.) et la base de l'intervalle évaporitique, les chutes relatives du niveau de la mer (discordances) permettent d'identifier sept (7) cycles-séquences ; (ii) Certains de ces cycles sont incomplets et représentés uniquement par des cortèges sédimentaires déposés en conditions géologiques de haut niveau marin (prismes de haut niveau et cortèges transgressifs) ; (iii) D'autres cycles ont un prisme de bas niveau bien développé, mais les cônes sous-marin de bassin et de talus, sont presque toujours absent ; (iv) Le rebord du bassin qui est, souvent, coïncident avec la ligne de côte (bassin sans plate-forme continentale), s'est déplacé vers la mer, c'est-à-dire, globalement vers l'Ouest ; (v) Uniquement lors des cortèges transgressifs (quand le rebord du bassin ne coïncide pas avec la ligne de côte, car le bassin a, temporairement, une plate-forme), c'est que la ligne de côte se déplace vers l'Est, c'est-à-dire, vers le continent, etc.

Relation Géométrique (stratigraphie séquentielle)..................................................................................................Geometric relationship

L'une des configurations géométriques originales des strates, ou réflecteurs, dans une unité stratigraphique au moment du dépôt et indépendamment, des déformations tectoniques postérieures au dépôt. La cartographie des surfaces délimitées par les relations géométriques déterminées par les réflecteurs est l'un des données plus importantes de la Stratigraphie Séquentielle.

Voir : « Configuration des Strates »
&
« Chronostratigraphie »
&
« Relation Géométrique (réflecteur, strate) »

Dans ce schéma sont illustrés deux cycles-séquences incomplets. Dans le cycle inférieur, les relations géométriques entre les réflecteurs (strates sur le terrain) permettent de reconnaître : (i) Un Cortège transgressif, au cours du quel la ligne de côte rétrograde vers le continent, mais le rebord du bassin (= rebord continental) reste fixe ; (ii) Un prisme de haut niveau (de la mer) sus-jacent, au cours du quel le rebord du bassin et la ligne de côte qui, parfois, coïncident, progradent vers la mer. Le cycle-séquence inférieur termine avec une chute relative du niveau de la mer significative, qui a déplacé vers le bassin la ligne de côte, ce qui a produit une surface d'érosion (discordance supérieure), le long de laquelle se peuvent former des vallées incisées (ou encaissées) et canyons sous-marins. Dans le cycle-séquence supérieur, les relations géométriques entre les réflecteurs permettent de reconnaître du bas vers le haut : (a) Cônes sous-marins de bassin (lobes turbiditiques) déposées au cours de la chute relative du niveau de la mer qui est la responsable de la formation de la discordance de la base (discordance supérieure du cycle précèdent) ; (b) Cônes sous-marins de talus avec ses digues marginales naturelles et biseaux supérieurs ascendants qui, en partie, se déposent déjà avec le niveau relatif de la mer à monter ; (c) Prisme de bas niveau qui se caractérise par une géométrie progradante bien marquée et qui fossilise le remplissage des canyons ; (d) Remplissages de canyons sous-marins, ce qui se fait au cours du dépôt du prisme de bas niveau inférieur ; (e) Vallées incisées remplies, dont le remplissage s'effectue lors du dépôt du prisme de bas niveau supérieur ; (f) Dépôts de glissement (parfois des lobes turbiditiques avec la géométrie d'un toit en bardeaux), qui sont associés aux instabilités du rebord continental du prisme de bas niveau et (g) Début du cortège transgressif qui marque la première surface d'inondation de la plaines côtière du prisme de bas niveau et de la discordance inférieur.

Relation Géométrique (réflecteur, strate)...................................................................................................................Geometric relationship

L'une des configurations géométriques des strates ou des réflecteurs dans une unité stratigraphique. La géométrie sédimentaire traduit les processus de dépôt et déformations postérieurs au dépôt. Il est important de distinguer la géométrie sédimentaire de la géométrie des terminaisons des strates. La première permet une prédiction des environnements sédimentaires, tandis que la deuxième permet l'identification des discordances. De même, il est important de différentier les relations géométriques originelles (moment du dépôt) des relation déformées par la tectonique.

Voir : « Configuration des Strates »
&
« Chronostratigraphie »
&
« Relation Géométrique (réflecteur, strate) »

Dans ce schéma sont illustrés relations géométriques principales qui peuvent être trouvés dans un cycle stratigraphique dit cycle-séquence, soit sur une ligne sismique ou sur le terrain. N'oublions pas qu'un cycle-séquence est induit par un cycle eustatique de troisième ordre. Comme un cycle eustatique de 3ème ordre a une durée comprise entre 500 ky et 3-5 My, la différence d'âge entre les discordances ou les concordances corrélatives, qui limitent un cycle-séquence, ne peut pas être plus de 3-5 My (millions d'années). Les discordances qui, généralement, ne sont pas soulignées par une réflexion sismique, peuvent être mises en évidence par les surfaces sismiques définies par les terminaisons des réflecteurs sismiques (ou des couches). Comme illustré ci-dessus, il est important d'identifier : (i) Les biseaux d'aggradation qui expriment la relation géométrique entre les strates (ou réflecteurs sismiques), initialement horizontale, qui terminent sur une surface inclinée ou qui expriment la relation entre les couches initialement inclinées, qui se terminent contre une surface initialement plus inclinée ; différents types de biseaux d'aggradation peut être considérés : (i.a) Biseaux d’aggradation côtiers ; (i.b) Biseau d'aggradation distaux ; (i.c) Biseaux d'aggradation proximaux ; (i.d) Biseau d'aggradation marins, etc. ; (ii) Biseaux de progradation qui expriment la relation entre les strates ou les réflecteurs originalement inclinés, qui terminent, vers l'aval,, contre réflecteurs ou strates originalement horizontaux ou moins inclinés. Il existe plusieurs types de biseaux de progradation et (iii) Biseaux supérieurs ou sommitaux, qui expriment la relation entre les couches ou réflecteurs sismiques contre une surface sus-jacente ; les biseaux sommitaux, qui sont induites par non-dépôt ou par l'érosion peuvent être : (iii.a) Côtiers ; (iii.b) Marins et (iii.c) Non-marins.

Relations d'Intersection.........................................................................................................................................Crosscutting relationships

Discontinuités géologiques qui suggèrent des âges relatifs. Un événement géologique est plus récent que l'événement que le recoupe. En fait, une faille qui recoupe une roche est plus jeune que la roche.

Voir : « Événement (géologique) »
&
« Faille »
&
« Carte Géologique »

Une des erreurs les plus fréquentes des géoscientistes travaillant dans les compagnies pétrolières, c'est qu'ils oublient souvent la topographie quand ils déterminent l'âge relatif des failles par la méthode de relation d'intersection. La plupart des pièges forés par les compagnies pétrolières sont des pièges morphologiques par juxtaposition et non des pièges structuraux. Dans les pièges morphologiques par juxtaposition, la roche-réservoir est localisée dans un bloc faillé (généralement dans le bloc supérieur) est mise en juxtaposition avec une roche de couverture (latérale) du bloc faillé opposé en raison du mouvement relatif des deux blocs le long du plan de faille. L'âge du piège correspond à l'âge de la faille ou de sa réactivation. Un piège n'a d'intérêt que son âge est plus ancien que l'âge de la migration des hydrocarbures (on ne peut pas accumuler des hydrocarbures si le piège n'existe pas encore). Ainsi, la détermination de l'âge (relatif) d'un faille dont le mouvement a crée un piège est essentielle dans l'exploration pétrolière. Dans un schéma sans topographie (comme indiqué en C dans la figure ci-dessus), cela signifie dans une zone (carte géologique) avec une topographie plane, c'est la faille plus jeune (quelle soit normal ou inverse) qui déplace la plus ancienne. Dès qu'il y a une topographie relativement contrastée ce qui est le cas dans la plupart des cartes géologiques et sismiques en isochrones (lignes de temps) est la faille la plus récente qui est, apparemment, déplacée par la faille la plus ancienne (n'oublions pas qu'il n'y a pas de failles normales verticales). Dans l'exemple illustré ci-dessus, au cours de la phase 1 (Crétacé) il s'est formé une faille normale de direction N 45° (azimut), qui incline vers N 135°. Elle a produit un abaissement important du bloc inférieur. Au cours du Miocène (phase 2), un autre régime tectonique en extension a créé une faille normale direction N 310 °N inclinant dans la direction N 220°. Cette faille a produit, également, un affaissement important du bloc inférieur. Dans la carte de la surface du bloc diagramme (sans érosion, en D), apparemment , est la faille la plus récente qui est déplacée par la faille la plus ancienne, ce qui n'est pas le cas lorsque la topographie est plate (C).

Rémotion (turbidites)..............................................................................................................................................Flow stripping

Perte, par débordement, d'une partie d'un courant turbiditique, quand celui-ci est plus haut que la dépression (ou chenal), le long de laquelle il s'écoule et en particulier quand la dépression est, plus au moins, sinueuse.

Voir : « Cycle-Séquence »
&
« Cône Sous-marins de Talus »
&
« Courant de Turbidité »

Comme indiqué plus haut, la rémotion (ou écoulement dévié) à partir d'un courant de turbidité (gravitaire) se produit lorsque l'hauteur du courant est supérieure à la profondeur du canal ou de la dépression (généralement entre digues naturelles) le long de laquelle il flux. Ceci est particulièrement fréquent lorsque la géométrie du lit le long du quel l'écoulement se fait n'est pas rectiligne. Nous utilisons le terme canal lorsque le débit se fait le long d'un lit qui a été érodée (incisé) et qui est plus bas que le fond marin adjacent. Cependant, dans la plupart des cas, il n'y a pas d'érosion. Les courants s'écoulent le long de pentes homogènes, mais, peu à peu, à cause du dépôt des lobes latéraux ou de digues marginales naturelles, ils créent un lit par aggradation latérale. Dans ce cas, le terme dépression relative ou tout simplement dépression est préférable. Dans les endroits où un courant turbiditique riche en matériaux sableux, est, partiellement, dévié par rémotion, se forment des lobes turbiditiques et digues marginales naturelles secondaires. Le courant principal qui coule dans le lit original, peut perdre beaucoup de son énergie et commencer à déposer rapidement. Dans les courants argileux de grande hauteur, le progressif débordement du matériel boueux cause moins de pertes (matière et énergie) dans le courant principal. Les dimensions et le rapport sable / argile d'un courant de turbidité contrôlent, en grande partie, la morphologie et l'étendue des cônes sous-marins. Dans une dépression avec une grande courbure, comme illustré ci-dessus, l'écoulement peut se diviser en deux parties, dû à l'inhabilité qu'il a de franchir le lit. Dans les écoulement gravitaires en décélération, peut se produire un franchissement (débordement), ce qui entraîne le dépôt du matériel transporté presque immédiatement autour du lit. En revanche, le transbordement peut se produire, une fois que l'écoulement devient instable, ce qui conduit à la formation d'un gradient dynamique au-dessus et sur les côtés de l'écoulement. Cela provoque un transport des sédiments continu (ou périodique discontinue) au-dessus des digues marginales naturelles ce qui augmente fortement le taux d'aggradation.

Remplissage Aggradant....................................................................................................................................................................Onlap fill

Remplissage fait par des biseaux d'aggradation, c'est-à-dire, en association avec une montée relative du niveau de la mer en accélération Quand le remplissage se fait par des progradations, il n'est, généralement, pas considéré aggradant car la montée relative du niveau de la mer est en décélération.

Voir : « Aggradation »
&
« Biseau d'aggradation »
&
« Variation Relative (niveau de la mer) »

Dans cette tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique de la Mer des Caraïbes, sont illustrés deux discordances, c'est-à-dire, deux surfaces d'érosion induites par deux chutes relatives du niveau de la mer significatives qui ont mis le niveau de la mer plus bas que le rebord du bassin du cycle stratigraphique précédent. Ces deux discordances ont été renforcées par la tectonique. Elles ont été transformées en discordances angulaires, une fois que les terminaisons des réflecteurs sous-jacents aux discordances sont des biseaux sommitaux par troncature (érosion). L'intervalle sédimentaire, probablement d'eau profonde, qui est limité entre la discordance supérieure et le fond de la mer, a une configuration interne parallèle. Cela signifie que cet intervalle est caractérisé par des réflecteurs parallèles qui reposent sur la discordance (limite inférieure du cycle stratigraphique) par des biseaux d'aggradation marins, une fois que sur la ligne sismique perpendiculaire, les relation géométrique et terminaisons des réflecteurs sont les mêmes. Ainsi, on peut dire que la profondeur de l'eau de déposition diminue au fur et à que les sédiments, certainement, pélagiques se déposent. Comme on peut constater, l'intervalle sédimentaire sous-jacente, limité entre deux discordances, peut, éventuellement, être subdivisée en deux cycles. En fait, dans la partie nord de la ligne, dans le bloc inférieur de la faille normale qui semble contemporaine de la sédimentation, au moins deux biseaux d'aggradation permettent de mettre en évidence une autre surface d'érosion, c'est-à-dire, une autre discordance. Toutefois, pour des raisons de simplicité, elle n'a pas été pointée. De toute façon, la configuration interne de cet intervalle est plus ou moins parallèle, et les réflecteurs fossilisent la discordance, qui limite inférieurement le cycle stratigraphique (probablement un cycle-séquence) par des biseaux d'aggradation, qui soulignent un exhaussement côtier et certainement pas marin, ce qui implique une forte chute relative du niveau de la mer avant que cet intervalle sédimentaire se dépose.

Remplissage de Bassin.......................................................................................................................................................................Basin fill

Remplissez qui exprime la façon dont la discordance de base d'un bassin sédimentaire est fossilisé par des sédiments sus-jacents. Ce remplissage, pour des raisons d'échelle, est généralement utilisé pour caractériser la géométrie interne des cycles stratigraphiques induits par des cycles eustatiques du premier et deuxième ordre.

Voir : « Bassin (sédimentaire) »
&
« Configuration des Réflecteurs »
&
« Variation Relative (niveau de la mer) »

En tenant compte des relations géométriques externes, dans cette tentative de l'interprétation géologique d'une ligne sismique de l'offshore de la Tunisie, un sous-cycle d'invasion continentale, limitée par deux discordances (surfaces d'érosion), est facilement reconnaissable. Ce sous-cycle d'empiétement continental a été induit par un cycle eustatique de deuxième l'ordre, ce qui signifie que la différence d'âge entre les deux discordances est supérieure à 3 - 5 My et inférieur à 50 My. Ainsi, on peut dire que la discordance inférieure marque la limite inférieure du remplissage d'un bassin sédimentaire à une époque géologique particulière. En fait, les terminaisons des réflecteurs sous-jacents à cette discordance sont des biseaux d'aggradation qui ont été, plus tard, déformés par la tectonique. De la même manière, la discordance supérieure qui marque la fin du remplissage du bassin, est définie par biseaux de troncature (sous-jacents) et fossilisée par des biseaux d'aggradation. Tout cela signifie que les deux discordances ont été renforcées par la tectonique. Ces discordances correspondent à ce que la plupart des géoscientistes français appellent, de manière descriptive, discordances angulaires (la tectonique ne produit pas de surfaces d'érosion ; ce sont les chutes relatives du niveau de la mer qui exhumant les sédiments les placent sous l'action des agents d'érosion). En fait, au moins trois régimes tectoniques compressifs sont évidents dans cette tentative d'interprétation géologique, ce qui n'est pas surprenant, puisque l'offshore de la Tunisie est à l'intérieur de mégasuture Méso-Cénozoïque. Le régime tectonique plus ancien est antérieure à la discordance inférieure, et le plus récent est postérieur à la discordance supérieure, puisque celle-ci, initialement, sub-horizontale a été raccourcie et soulevée. N'oublions pas qu'entre ces régimes tectoniques il y a eu des régimes tectoniques en extension au cours desquels la plupart des sédiments se sont déposés. Comme une lapalissade, on peut dire que, avant de déformer les sédiments, il faut auparavant les déposer.

Remplissage de Canyon ................................................................................................................................................................Canyon fill

Le remplissage d'un canyon, diffère du remplissage d'un canyon ou chenal sous-marin turbiditique par l'évidence d'une l'érosion importante, et d'un chenal fluvial par sa complexité et dimensions. Le remplissage d'un canyon peut avoir différentes géométries qui varient, presque toujours, avec les épisodes de remplissage. Toutefois, globalement, une géométrie interne divergente avec des biseaux d' aggradation est, de loin, la plus fréquente.

Voir : « Configuration des Réflecteurs »
&
« Bas Niveau (de la mer)” »
&
« Variation Relative (niveau de la mer) »

Avant tout il faut préciser que comme dans le cas d'un chenal et de son remplissage, la plupart des géoscientistes, probablement commodité, appel canyon, sur le terrain et sur les lignes sismiques, pas la vallée profonde entre les falaises rocheuses creusées par un cours d'eau, mais son remplissage. Pour éviter toute confusion, on doit utiliser la définition originale. Un canyon a un courant d'eau qui l'a originé. Le remplissage d'un canyon ou canon fossilisé est l'ensemble des roches qui remplissent et fossilisent un ancien canon. D'autre part, il ne faut pas oublier que la grande majorité des canyons sous-marins visibles sur les talus continentaux actuels ne sont pas associés à l'action érosive des fleuves ou des des courants de turbidité, mais l'érosion des courants ascendants induites par le vent (mouvement Eckman et l'effet Coriolis). Dans cette tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique de l'offshore nord de l'Angola, située sur le talus continental supérieure, près de l'embouchure du fleuve Congo, le remplissage de plusieurs canyons illustre la complexité non seulement de la genèse des canyons, mais aussi pour leurs remplissages. En effet, même si individuellement chaque étape de remplissage montre une configuration, plus ou moins, divergente avec biseaux d'aggradation, probablement, marins, collectivement la géométrie est complexe. Cette complexité suggère que l'ancêtre de l'actuel fleuve Congo, dont le canyon est, actuellement, plus ou moins, rectiligne, il a changé plusieurs fois de lit, en alternant sa position. Cela signifie que les périodes d'érosion et de remplissage alternent. Ces variations latérales du lit de l'ancêtre du Congo, qui ont, probablement, été induites par l'effet de pendule, sont les responsables de la distribution, plus ou moins aléatoire, des roches-réservoirs déposées au cours du Miocène supérieur.

Remplissage de Canyon Sous-marin.........................................................................................................Submarine canyon fill

Configuration du remplissage des «canyons» et «chenaux» associés aux dépôts turbiditiques. Cette désignation n'est pas très précise car dans la plupart des cas, il n'y a aucune érosion associée avec les soi-disant «canyons ou chenaux sous-marins." En général, ils représentent une anomalie bathymétrique créée par le non dépôt entre les digues marginales naturelles associées aux courants turbiditiques en décélération.

Voir : « Configuration des Réflecteurs »
&
« Bas Niveau (de la mer)
&
« Variation Relative (niveau de la mer) »

Dans cet exemple (Pyrénées espagnoles), la configuration interne du remplissage d'un «canyon» turbiditique est parallèle et les terminaisons des couches successives du remplissage sont des biseaux d'aggradation (marins, d'eau profonde). En outre, comme on peut le voir, les sédiments sous-jacents au «canyon» turbiditique sont concordants avec la surface de base du «canyon». Dans ces conditions, il est difficile d'admettre une surface induite ou provoquée par le passage de courants turbiditiques. En fait, dans la plupart des cas, dans les soi-disant canyons ou chenaux turbiditiques turbidité, il n'y a pas d'érosion ou alors, elle est négligeable. Tout se passe comme comme suit: (i) Quand un courant turbiditique atteint la plaine abyssale, il commence à ralentir et perd la capacité de transporter ; (ii) Deux digues marginales naturelles (levées) plus ou moins allongée et parallèle si déposer, sur chaque côté de la partie centrale du courant en décélération, où la vitesse est plus forte et que transporte les sédiments, en général, plus fins, plus loin où il se déposent sous la forme d'un lobe central ; (iii) Si le prochain courant de turbidité tu passe dans le même endroit, il est, en partie, chenalisé à travers la zone de non-dépôt entre les digues marginales déposée par le premier courant et ce processus se répète, ; (iv) les digues marginales naturelles d'un certain courant se déposent au-dessus et vers l'extérieur de celles du courant précédant, en même temps que la partie la plus rapide et plus énergique du courant continue à travers la zone de non-dépôt pour déposer un autre lobe distale plus loin ; (v) Par ce processus, la zone non-dépôt chenalise chaque fois plus les courants, ce qui exagère la morphologie entre les digues marginales naturelles et la zone non-dépôt, qui est remplie, beaucoup plus tard, en rétrogradation, dès que le système perd compétence.

Remplissage Chaotique..............................................................................................................................................................Chaotic filling

Configuration désordonnée des strates ou réflecteurs qui remplissent un intervalle sédimentaire. En général, les sédiments d'un tel remplissage sont déposés dans un environnement de talus (continental ou deltaïque) ou glaciaire.

Voir : « Biseau d'aggradation »
&
« Configuration des Réflecteurs »
&
« Variation Relative (niveau de la mer) »

Sur cette photo, en tenant compte des relations géométriques externes (biseaux d'aggradation par troncature), on peut facilement reconnaître une remplissage d'une dépression. De même, la configuration interne du remplissage cette dépression peut être considérée comme chaotique, une fois qu'il n'y a, pratiquement, aucune continuité des plans de stratification. Il est important de noter que, dans ce cas particulier, l'érosion a été contrôlée par des événements glaciaires, probablement, induits par l'épaississement et progression d'un glacier. De toute façon, l'avancée d'un glacier le long de sa vallée correspond à une chute relative du niveau de la mer par glacio-eustasie. Plus tard, lorsque les glaciers ont fondu, le niveau relatif de la mer monte et les vallées glaciaires libérés de la glace sont inondés, avant même que le niveau de la mer inonde la plaine côtière. Cela signifie qu'au moins la partie distale des vallées glaciaires (près de la plaine fluvioglaciar) a été inondée, et largement remplie, en conditions géologiques de bas niveau marin (niveau de la mer plus bas que le rebord du bassin du cycle stratigraphique précédent). En d'autres termes, une grande partie du remplissage des vallées glaciaires a été fait pendant le dépôt du prisme de bas niveau niveau (partie supérieure). Il semble que ce remplissage précoce des vallées glaciaires a une configuration interne parallèle et qui, plus en amont, a, souvent, une configuration chaotique comme celle illustrée sur cette photo (remplissage de la vallée glaciaire d'Iheri). En termes géologiques régionaux, ce sont les sédiments de l'Ordovicien qui ont subi une érosion glaciaire intense, laquelle a formée une série de vallées glaciaires orientées, plus ou moins, Nord-Sud que, plus tard, au cours de la transgression du Silurien Inférieur, ont été remplies avant être complètement fossilisé par les sédiments du Silurien Supérieur. C'est dans ces remplissages précoces qu'on trouve les sédiments riches en matière organique ("Hot shales»), qui constituent les magnifiques roches-mères de la région.