Stylolithe.....................................................................................................................................................................................................................Stylolite

Limite irrégulier entre deux portions d'une roche, en général, calcaire, formé par des résidus insolubles de matériel rocheux, qui a été dissous au-dessus et en-dessous de lui.

Voir : « Stylolithisation »
&
« Dissolution »
&
« Loi de Goguel »

Un stylolithe est une surface, ou un contact, plus au moins, irrégulier qui se forme, en général, dans les roches carbonatées et qui souligne une pénétration entre deux blocs de la même roche. La plupart des géoscientistes pense que les stylolithes sont formées de manière diagénétique par des mouvements tectoniques, sous pression, et accompagnés de dissolution. En d'autres mots, les stylolithes sont des surfaces qui se forment dans certaines roches, en générale carbonatées, le long desquelles il y a eu une dissolution, qui est soulignée par des minéraux argileux insolubles qui restent en place, même après que la calcite ait été dissoute et transporté vers d'autres régions. Ceci veut dire que les stylolithes résultent, surtout, de la compaction et pression des fluides pendant la diagénèse et qui peuvent être, plus au moins, allongés par une subséquent écoulement des eaux souterraines. En fait, les stylolithes sont visibles dans les affleurements et échantillons comme des discontinuités irrégulières en zigzag, lesquelles, parfois, sont renforcées par les insolubles d'argile, oxydes de fer ou matériel organique. Des études sur les stylolithes et outres structures induites par la pression des solutions minérales suggèrent qu'elles peuvent avoir des origines diverses. Entre elles, la pression des solutions est, généralement, l'origine la plus probable. Cependant, il y a un certain nombre de problèmes dans ce que concerne la genèse des stylolithes. Dans les diagrammes illustrés dans cette figure, le pic des stylolithes correspond toujours à σ_1, autrement dit, à l'axe principal de l'ellipsoïde des contraintes effectives (somme de la pression géostatique, pression hydrostatique et du vecteur tectonique). Dans les études de terrain, la détermination de σ_1 permet de déterminer le régime tectonique qui a déformer la région. Si σ_1 est vertical, les sédiments sont allongés par un régime extensif et la direction des failles normales, qui permettent l'allongement, est parallèle à σ_2 . Si σ1 est horizontal, les sédiments sont raccourcis, par un régime tectonique compressif, soit par des anticlinaux-synclinaux soit par des failles inverses. La direction des plis et plans des failles inverses est parallèle à σ_2. Notons, qu'il y a une seule façon d'allonger les sédiments (failles normales) et deux manières de les raccourcir (plis et failles inverses).

Subduction de Type-A (Ampferer).....................................................................................................................................A-type subduction

Quand une plaque continentale (sialique) plonge sous une autre plaque continentale formant une mégasuture. La plaque descendante est, en partie, consumée, ce qui produit dans les sédiments de la plaque chevauchante des plis, chevauchements et failles décrochantes.

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

Ce bloc diagramme illustre de manière schématique la zone de subduction de type-A associée avec la collision entre la marge divergente nord de la Mer de Téthys et le continent Gondwana. La marge Mésozoïque qui forme les montagnes du Jura, se comporte comme la plaque lithosphérique descendante et plonge sous la chaîne de montagnes des Alpes, la quelle se comporte comme la plaque lithosphérique chevauchante. Dans la plaque descendante, le raccourcissement se fait par des plis et failles inverses qui s'amortissent et disparaissent en profondeur dans un niveau salifère qui se trouve, plus au moins, à environ 800 mètres de la surface. Dans la plaque chevauchante, le raccourcissement se fait, surtout, pat des grands chevauchements qui affectent différents niveaux stratigraphiques, mais qui semblent se fusionner en profondeur. Le raccourcissement dans la plaque chevauchante est beaucoup plus important que dans la plaque descendante. Ceci fait penser, qu'une partie de la plaque descendante a été absorbé, en profondeur, par l'asthénosphère, mais, pour le moment, il n'existe aucune preuve d'un tel mécanisme. On peut dire que les zones de subduction de type-A ou d'Ampferer (le géoscientiste qui les as reconnu par la première fois) sont des endroits où une partie de la croûte continentale se retrouve enfouie, à des grandes profondeurs), sous une mégasuture. Cette condition géologique implique, dans la couverture sédimentaire, la formation, à grande échelle de surfaces de décollement, plis et failles inverses. Au début, la plupart des adeptes de la théorie des plaques tectoniques n'a pas accepté ce type de subduction, une fois que la densité de la croûte continentale est, relativement, petite et, pour cela, elle a tendance à flotter et à résister à une enfouissement important. Depuis les travaux de Molnar et Gray (1979) qui suggèrent que même la croûte continentale inférieure peut entrer en subduction et s'individualiser dans la croûte supérieure, la plupart des géoscientistes pense que les zones de subduction de type-A existent. Aussi, Bird et al. (1975) ont montré que certaines conditions thermiques et mécaniques sont capables de produire des laminations dans la lithosphère, qui permettent à la croûte continentale inférieure, plus dense, d'entrer en subduction dans l'asthénosphère.

Subduction de Type-B (Benioff)..........................................................................................................................................B-type subduction

Quand une plaque océanique plonge sous une plaque continentale ou sous un arc volcanique. Une subduction de type B peut avoir lieu : (i) Dans un domaine océanique (océan / océan), comme dans les Mariannes ou Tonga ; (ii) Dans la limite entre un océan et un continent (océan/continent), comme au Peru ; (iii) Dans bordure d'un continent, mais dans une position médiane, c'est-à-dire, qu'un bassin océanique, plus ou moins développé, se forme entre la zone de subduction et le continent (océan/bassin intérieur/continent), comme, dans les îles Aléotiennes.

Voir : « Collision Continentale »
&
« Croûte »
&
« Fosse Océanique »

Comme illustré dans cette tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique régionale de l'offshore de l'Indonésie, les zones de subduction de type-B (ou de Benioff) sont caractérisées par le plongement de la plaque lithosphérique océanique dans l'asthénosphère. Au fur et à mesure que la couche basaltique et la couverture sédimentaire s'enfouissent, leurs températures augmentent. Dès que la température de fusion de la mixture basalte - eau - sédiments est atteinte tout le matériel fond créant un magma volcanique. Comme ce magma est moins dense que le manteau que l'enveloppe, il remonte à la surface et forme des volcans, dans la plaque chevauchante. Ceci explique l'une des caractéristiques principales des zones de subduction du type-B, autrement dit, la formation de volcans, dans la plaque chevauchante, à une certaine distance de la fosse océanique. Cette distance est fonction de l'angle du subduction qui est le angle entre la plaque descendante et la surface de la Terre. Cet angle dépend de trois paramètres : (i) État thermique, autrement dit, plus la plaque descendante est jeune, plus elle est légère et plus petit est l'angle de subduction, une fois que la résistance à l'entrée de la plaque dans l'asthénosphère est très grande : (ii) Rhéologie des régions voisine, c'est-à-dire, que si la lithosphère océanique voisine a une densité faible, elle peut, au moment d'entrer en subduction, induire des déformations en extension, qui réduisent l'angle de subsidence ; (iii) Vitesse relative des plaques (si la vitesse relative entre les plaques est petite, la composante vertical du plongement a tout le temps pour devenir prépondérante et, ainsi, augmenter l'angle de subduction) ; (iv) Vitesse de la plaque chevauchante (quand la plaque chevauchante se déplace en direction de la fosse océanique, l'angle de subduction est plus petit que quand elle se déplace dans une autre direction).

Subsidence..........................................................................................................................................................................................................Subsidence

Approfondissement lent d'une partie de la croûte terrestre. Il y a plusieurs types de subsidence. Dans les marges divergentes et dans les bassins en extension, la subsidence est créée, principalement, par une contraction thermique de la croûte, tandis que dans les bassins en compression, elle est, surtout induite par la flexure de la lithosphère en réponse à la surcharge sédimentaire et des chevauchements.

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

Dans l'histoire de l'enfouissement il est nécessaire de différencier la subsidence totale de la subsidence tectonique. La subsidence tectonique est égale à la subsidence totale (épaisseur des sédiments plus la profondeur d'eau) diminué de l'effet de la compensation isostatique (due à la surcharge sédimentaire) et augmentée de l'effet de la compaction. La subsidence tectonique peut atteindre environ 40% de la subsidence totale. Comme illustré dans cette figure, dans la marge continentale Est des EUA, en utilisant les résultats du puits COST B-2, perforé dans l'offshore de New Jersey et les donnes stratigraphiques déduits des lignes sismiques, Greenlee (1989) a calculé : (i) Les fluctuations eustatiques ; (ii) La subsidence tectonique ; (iii) La subsidence totale ; (iv) La paléobathymétrie ; (v) La courbe eustatique long terme, et a proposé les plus probables mécanismes de la subsidence. Depuis la rupture de la lithosphère, Greenlee a admis trois cycles de refroidissement thermique. Dans les deux premiers, il a admis l'hypothèse d'une ouverture Atlantique lente, laquelle, après, s'est accélérée au fur et à mesure qui se déposaient des cycles de transgression-régression, plus au moins, contemporains d'un important événement volcanique. Le calcul des subsidences et de la paléobathymétrie ont été corroborés par des données plus récentes. L'évolution des événements géologiques n'a pas résisté à des tests de réfutation récents. L'événement volcanique (point chaud) est souligné par des lavas subaériennes, qui se sont déposé immédiatement après la rupture de la lithosphère (± 179.5 Ma) et ont fossilisé, localement, les bassins de type rift qui se sont formées pendant la phase de rifting (allongement) dans laquelle la subsidence était différentielle. La première phase de l'ouverture de l'Atlantique a été subaérienne, avec la déposition latérale de lavas à partir des centres d'expansion, et uniquement, plus tard, quand les centres d'expansion se sont immergées (formation de croûte océanique), c'est que l'ouverture est devenue océanique et la subsidence thermique. Toutes ces conjectures ont été, parfaitement corroborées par puits d'exploration pétrolière récemment perforés dans l'offshore Atlantique des EUA.

Subsidence Compensatoire...............................................................................................................................Compensatory Subsidence

Espace disponible pour les sédiments (accommodation) crée par une écoulement latéral ou vertical d'un horizon stratigraphique mobile. Les horizons mobiles les plus fréquents sont argileux et évaporitiques. La subsidence compensatoire est plus fréquente dans les bassins salifères, en association avec l'halocinèse, que dans les bassins argileux.

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

Dans cette tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique de l'offshore du Gabon, il est facile de comprendre ce qui est la subsidence compensatoire créée par l'écoulement latéral et vertical d'un horizon évaporitique. Dans cette région, au-dessus du bassin de type-rifte, dont la limite supérieur est marquée par la discordance induite par la rupture de la lithosphère, s'est déposé un intervalle sableux d'épaisseur inférieur à résolution sismique. Cet intervalle qui n'est pas visible sur les lignes sismique, mais qui a été reconnu en tous les puits d'exploration qui ont dépassé la base du sel, est couvert par un épais intervalle salifère. Ainsi, grossièrement, on peut dire que, dans ce cas particulier, la discordance induite par la rupture correspond à la base du sel, laquelle à une légère inclinaison en direction du bassin. Cette inclinaison souligne le basculement de la marge vers l'aval (Ouest). Cette géométrie, ainsi que celle des bassins de type-rift, contraste, fortement, avec la géométrie des sédiments postérieurs au dépôt des évaporites. Les variations d'épaisseur et configuration des différents intervalles post-salifères peuvent uniquement s'expliquer par une subsidence compensatoire créée par l'écoulement du sel. Notons que dans l'extrémité Ouest de cette tentative (en aval du dernier dôme de sel), le niveau salifère a disparu complètement ce qui a crée une suture salifère (soulignée par deux cercles). En fait, quand le sel s'écoule (par des basins ou vers le haut, mais sans atteindre le fond de la mer), les sédiments sus-jacents s'effondrent, créant de cette façon espace disponible pour le dépôt de nouveau sédiments, une fois que la nature à horreur du vide. Ce sont les mouvements du sel qui créent la disharmonie tectonique entre le sédiments infra- et post-salifères, laquelle est, parfaitement, visible dans cette tentative. Les mouvements du sel sont, principalement, induits par le contraste de densité entre le sel (2.15 - 2.17) et les sédiments, et par le fait que le sel ne se compacte, en profondeur, ce qui n'est pas le cas des sédiments.

Subsidence Crustale................................................................................................................................................................Crustal Subsidence

Approfondissement rapide ou graduel de la croûte terrestre avec peu ou aucun mouvement horizontal, causé par des processus géologiques naturels (taux, magnitude et localisation non restreintes).

Voir : « Glacio-eustasie »
&
« Subsidence »
&
« Subsidence Tectonique »

Une accumulation de sédiments et la formation des bassins sédimentaires est fonction de la subsidence crustale. Au début de la formation d'un bassin sédimentaire, la subsidence tectonique doit être antérieure à la sédimentation. Plus tard, la subsidence crustale est, aussi, induite par l'augmentation de la charge sédimentaire (subsidence totale), comme illustrée dans ce schéma d'une marge continentale divergente. La subsidence tectonique est égale à la subsidence totale (épaisseur des sédiments ajoutée de la profondeur d'eau) diminuée de l'effet de la compensation isostatique (dû à la surcharge sédimentaire) et augmentée de l'effet de la compaction. La subsidence tectonique de la surface terrestre ou du fond de la mer est contrôlée par : (i) Principe de l'isostasie ; (ii) Contraction thermique de la lithosphère et (iii) Flexure par chargement. D'après le principe de l'isostasie (compensation de masses et densités entre les masses lithosphériques et l'asthénosphère), le soulèvement du sommet de la croûte est fonction de l'épaisseur et densités des plusieurs couches terrestres qui du haut vers le bas sont : (a) Eau de mer ; (b) Sédiments ; (c) Croûte solide qui est constituée par des roches ignées et métamorphiques et (d) La partie supérieure du manteau lithosphérique qui repose sur l'asthénosphère (ou manteau asthénosphérique). Dans l'asthénosphère, les surfaces horizontales sont sous une pression constante, c'est-à-dire, que n'importe où, la masse pour unité de la colonne rocheuse sus-jacente est constante : ρwhw + ρshs + ρchc + ρmhm + ρaha = constant, où h est l'épaisseur, ρ la densité, w la couche d'eau, s la couche sédimentaire, c la croûte, m le manteau lithosphérique et a le manteau asthénosphérique. La base de la lithosphère correspond à une limite de température (± 1350° C). Le manteau asthénosphérique est moins dense que le manteau lithosphérique (moins épais) cause un soulèvement de la surface terrestre ou du fond de la mer, tandis qu'un épaississement du manteau lithosphérique, fait à partir de la croûte (diminution d'épaisseur), créée une subsidence. Ainsi, la croûte continentale épaissie se soulève au-dessus de la mer, tandis que le sommet de la croûte océanique, plus mince, se trouve quelques kilomètres plus bas.

Subsidence par Flexure....................................................................................................................................................Flexural Subsidence

Subsidence créée par la superposition des chevauchements associés à la formation des chaînes de montagnes. Dans les bassins d'avant-pays, la subsidence par flexure (subsidence flexurale) est la principale responsable de la création d'espace disponible pour les sédiments (accommodation).

Voir : « Collision Continentale »
&
« Subsidence »
&
« Subsidence Tectonique »

La corrélation entre les puits d'exploration pétrolière de contreforts de la Cordillère Colombienne suggère que la subsidence post-Crétacé a été, principalement, induite par la surcharge des chevauchements qui a provoquée une flexure de la lithosphère. Le principe de l'isostasie implique l'existence, dans le manteau, d'une profondeur de compensation, où la pression, dans une région chargée ou non, est la même. Ceci correspond au principe d'Archimèdes quand appliqué à un bateau, iceberg ou à la croûte qui flotte sur un manteau plus dense. Quand les sédiments déplacent l'eau, ils exercent une charge sur la croûte et sur la lithosphère qui les enfouissent sous l'action du poids (lithosphère est formée par la croûte et la partie supérieure du manteau). Assumant que Wd est la hauteur de la colonne d'eau, ρs la densité des sédiments (plus au moins 2500 kgm^-3), ρm la densité du manteau (plus au moins 3300 kgm^-3), ρw, la densité de l'eau (plus au moins 1030 kgm^-3), ρc la densité de la croûte (plus au moins 2500-2900 kgm^-3), Tc l'épaisseur de la croûte et r la distance de la base de la croûte à la surface de compensation, il est facile de calculer la profondeur de la surface de compensation (Wd x ρw x g + Tc x ρs x g + r x ρm x g) et l'épaisseur des sédiments S= Wd {(ρm-rw) / (ρm-rs)}. Si la surface de compensation est localisée, par exemple, dans la base de la croûte, avec une hauteur d'eau initiale de 2 km, théoriquement, il est possible accumuler de 5 km de sédiments uniquement dû à la subsidence induite par le poids des sédiments. Ainsi, si la profondeur d'eau et l'apport terrigène sédimentaire sont bien adaptés, il est possible accumuler, environ 2.5 fois la hauteur d'eau sans aucune subsidence tectonique ou changement eustatique. La subsidence des bassins d'avant-pays, comme illustré dans ce schéma, est, principalement, contrôlée par des événements géologiques mécaniques, plus que thermiques. La charge des chevauchements induit, principalement la subsidence du substratum. Les conséquences d'un tel chargement, qui sont renforcées par le poids des sédiments, semblent être contrôlées par la résistance à la flexure du substratum, laquelle influence l'épaisseur élastique de la lithosphère sous-jacente.

Subsidence Tectonique .....................................................................................................................................................Tectonic Subsidence

C'est la subsidence totale (épaisseur des sédiments plus la profondeur d'eau) diminuée de l'effet de la compensation isostatique (due à la surcharge sédimentaire) et augmenté de l'effet de la compaction.

Voir : « Glacio-eustasie »
&
« Subsidence »
&
« Subsidence Compensatoire »

La subsidence tectonique, aussi, appelée subsidence contrôlée, est différente créée par les effets isostatiques associés au chargement des sédiments et de la colonne d'eau. Elle correspond à la subsidence totale diminuée de l'effet de la compensation isostatique et augmentée de l'effet de la compaction. La subsidence tectonique est contrôlée par les contraintes tectoniques qui affectent la manière comme la lithosphère flotte sur l'asthénosphère. Les trois mécanismes principaux, qui affectent le balance isostatique entre la lithosphère et l'asthénosphère et qui contrôlent la subsidence, sont (i) Étirement ; (ii) Refroidissement et (iii) Chargement. L'étirement de la lithosphère continentale résulte, très souvent, du remplacement de la lithosphère continentale peu dense par l'asthénosphère plus dense, ce que veut dire, qu'une lithosphère continentale étirée et amincie s'approfondie créant une subsidence tectonique (bassins de type-rift, bassins d'arrière-arc, bassins cratoniques, etc.). Le refroidissement est associée avec l'étirement. Pendant l'étirement, la lithosphère continentale s'échauffe, se rend moins dense et à tendance à se soulever dû à la diminution de la température (l'effet finale dans une lithosphère étirée et chauffée peut être soit un soulèvement, soit une subsidence), Quand la lithosphère continentale refroidit, elle devient plus dense et, ainsi, elle subside (s'approfondit) dans l'asthénosphère. Le refroidissement diminue de manière exponentielle avec le temps. Ainsi, le refroidissement peut produire une subsidence significative plusieurs millions d'années après le commencement du refroidissement. La subsidence par refroidissement est, surtout, importante sur les marges continentales divergentes et dans les bassins cratoniques. Un chargement tectonique peut, aussi, produire une subsidence significative. Par exemple, le chargement tectonique dans les prismes d'accrétion, bassins d'avant-pays et chaînes de montagne (chevauchements très fréquentes) oblige la lithosphère continentale à s'approfondir. Cependant, comme la lithosphère répond d'une manière flexurale au chevauchement, la subsidence se produit non seulement sous le chargement, mas dans une région plus large autour du chargement.

Subsidence Totale...........................................................................................................................................................................Total Subsidence

Quantité totale de l'approfondissement de la surface de dépôt initiale. Dans les bassins sédimentaires induites par la tectonique et compensés par l'isostasie, la charge sédimentaire provoque une subsidence additionnelle, qui créée plus d'espace pour une charge sédimentaire additionnelle.

Voir : « Glacio-eustasie »
&
« Subsidence »
&
« Subsidence Compensatoire »

La plupart des géoscientistes différencient la subsidence totale de la subsidence tectonique. La subsidence totale est marquée par l'approfondissement total du substratum d'un basin, dont la vitesse détermine la taux de subsidence. La subsidence total correspond la somme de la subsidence tectonique plus la subsidence induite par le chargement sédimentaire plus la hauteur d'eau et plus la compaction. La subsidence tectonique, qui est créée, fondamentalement, par des mécanismes tectoniques (étirement, refroidissement et chargement) est une des composants de la subsidence totale. Comme illustrée dans cette figure, pour interpréter les processus tectoniques associés à la formation d'un bassin sédimentaire, la connaissance de la tectonique totale (épaisseur des sédiments plus la colonne d'eau) est, sans aucune doute, le point de départ. Cependant, il est nécessaire ne pas oublier que les sédiments se compactent en profondeur et qu'ainsi, il est nécessaire de déterminer l'épaisseur originelle des sédiments, en assumant qu'elle a été induite, uniquement, par un changement de la porosité et non par métamorphisme, diagénèse, cimentation ou dissolution. Pour déterminer la contribution de la tectonique dans la subsidence, il est nécessaire soustraire de la subsidence totale l'influence de la charge sédimentaire, ce que les anglais appellent, souvent, "back stripping". Dans le diagramme de droite, il est illustrée l'influence de la compaction dans l'épaisseur de la colonne sédimentaire pendant le temps (t1-t4), en deux régions différentes, dans lesquelles les sédiments se compactent pendant des dépositions successives. Dans la région A, les sédiments ne se compactent. Actuellement (t4), l'épaisseur des intervalles sédimentaires dans les deux régions est égale. Cependant, l'épaisseur des intervalles est arrivée à t4 par de histoires différentes de la sédimentation et subsidence. Dans la région A, le taux de sédimentation a été constant et aucun intervalle s'est compacté. Dans la région A, le taux de sédimentation a varié (diminuée avec le temps). La même épaisseur de tous les intervalles en t4 est uniquement la conséquence de la compaction, qui a équilibré les variation du taux de sédimentation qui ont eu lieu dans la région.

Succession de Paraséquences........................................................................................................................................Parasequence set

Paraséquences (périodiques) avec une géométrie rétrogradante qui composent les cortèges transgressifs (CT). Van Wagonner (1990) ne limite pas l'utilisation de ce terme à un cortège sédimentaire spécifique, il l'utilise aussi pour désigner des paraséquences avec une géométrie progradante d'un cortège de haut niveau (CHN) ou d'un prisme de bas niveau (PBN). Notons que l'expression paracycle-séquence, que nous suggérons, est beaucoup moins confuse que paraséquence, quelle soit périodique ou épisodique.

Voir : « Cycle d'Empiétement Continental »
&
« Cycle Paraséquence »
&
« Cycle Stratigraphique »

Avant tout, il faut se rappeler, qu'en français, comme d'ailleurs en anglais, le terme paraséquence n'est pas très correct et doit, toujours que possible, être remplacé par paracycle du cycle-séquence. En fait, un tel intervalle sédimentaire est associé à des paracycles eustatiques et non à des cycles eustatiques, ce qui veut dire, que chaque paracycle du cycle-séquence est déposé pendant une période de stabilité qui suit une montée relative d'un niveau de la mer et qu'entre le dépôt de chaque paracycle il n'y a aucune chute relative du niveau de la mer. En d'autres termes, dans un ensemble de paracycles du cycle-séquence, qu'au début les géoscientistes d'Exxon appelaient ensemble de paraséquences, le niveau relative de la mer a, toujours, monté (en accélération les cortèges transgressifs et en décélération dans les prismes de bas et haut niveau), c'est-à-dire, qu'il n'y a aucun chute relative du niveau de la mer entre chaque paracycle. Ceci veut dire, qu'un ensemble de paracycles n'est pas associé à aucun type de cycle eustatique, mais qu'il fait partie d'un cycle, d'où le nom paracycle. Comme illustré dans cette tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique de l'offshore de la Somalie, la cyclicité des variations relatives du niveau de la mer est donnée par le cycle-séquence limité entre la discordance (ligne ondulée) et le fond de la mer. Dans ce cycle-séquence, du haut vers le bas, on reconnaît: (i) Le remplissage d'une vallée incisée, lequel a éte fait pendant le dépôt du prisme de bas niveau, qui n'est pas visible dans cette tentative, mais bien développée à l'Est de cette ligne ; (ii) Cortège transgressif (CT), lequel est composé par la superposition de trois paracycles, déposés par trois montées relatives successives (sans chutes relatives entre elles) du niveau de la mer et (iii) Un prisme de haut niveau (PNA) caractérisé par une géométrie qui contraste avec la géométrie rétrogradante du cortège transgressif.

Supercycle Eustatique.........................................................................................................................................................Eustatic supercycle

Cycle eustatique de 2e ordre (durée entre 3-5 e 50 My) induit par une montée et descente relatives cumulées du niveau de la mer. Le terme supercycle eustatique, ainsi que celui de mégacycle ont été remplacés par cycle eustatique de 2e e 1e ordre. Un cycle eustatique de 2e ordre est composé par plusieurs cycles de 3e ordre. Généralement, 5 à 7 cycles de 3e ordre forment un cycle de 2e ordre.

Voir : « Cycle Stratigraphique »
&
« Cycle Eustatique »
&
« Variation Relative (du niveau de la mer) »

Dans la courbe des variations relatives du niveau de la mer proposée par Exxon qui est schématisée dans cette figure, on peut considérer cinq ordres de cycles eustatiques : (i) Cycles eustatiques de 1er ordre (mégacycle d'Exxon) qui ont un temps de durée supérieur à 50 Ma (généralement, entre 250 et 350 My) et qui sont induits par la rupture des supercontinents ; (ii) Cycles eustatiques de 2e ordre (supercycle d'Exxon) qui ont un laps de temps entre 3-5 Ma et 50 Ma et qui sont, probablement, induits par des variations de la subsidence tectonique /étirement, refroidissement et chargement tectonique) ; (iii) Cycles eustatiques de 3e ordre qui ont une durée entre 0.5 Ma et 3-5 Ma et que sont, probablement, induits par la glacio-eustasie et (iv) Cycles de 4e et 5e ordre, appelées, aussi, cycles de haute fréquence qui semblent être induits par les variation climatiques créées par les cycles orbitaux de Milankovitch. Ainsi, comme schématise ci-dessus, on peut dire que les roches qui forment l'énothème Phanérozoïque se sont déposées en association avec deux cycles eustatique de 1er ordre. Le premier cycle a induit le dépôt des roches de l’érathème Paléozoïque et semble avoir été induit par la rupture du supercontinent Proto-Pangée (Rodhinia) et subséquente dérive-collision des continents, ce qui a fait varier le volume des bassins océaniques. Le deuxième cycle eustatique de 1er ordre a été induit par la rupture de la Pangée (dérive et collision des continents) et a permis le dépôt des roches des erathèmes Mésozoïque et Cénozoïque. Naturellement, chacun de ces cycles eustatiques, par définition, a un acmé. Lev cycle eustatique de 1er ordre de la base du Phanérozoïque est composé par quatre (ou cinq) cycles eustatiques de 2e ordre, tandis que celui du sommet est composé par huit cycles de 2e ordre. Chacun de ces cycles, par définition, à un pic maximum, qui peut, encore, être considéré comme eustatique (global et non relatif), ce qui, probablement, n'est pas le cas pour les cycles de 3e ordre.

Supercontinent.......................................................................................................................................................................................Supercontinent

Masse de terre ou corps géologique qui contient plus d'un noyau continental ou bouclier. Les continents résultants de la rupture du supercontinent précambrien (proto-Pangée ou Rodhinia) se sont agglutinés, plus tard, à la fin du Paléozoïque pour former le supercontinent Pangée.

Voir : « Collision Continentale »,
&
« Pangée »
&
« Rodinia »

La plupart des géoscientistes qui s'occupent de la paléogéographie utilisent le terme de supercontinent pour désigner un corps géologique uniforme qui englobe tous les continents connus actuellement, ce qui veut dire, que les continents, grosso-modo, les continents actuels, se sont, par fois, trouvés agglutinés dans une ou quelques (3-5) plaques lithosphériques. Le plus ancien supercontinent que les géoscientistes sont arrivé à reconstituer est le Vaalbara, qui s'est formé à partir de proto-continents il y a environ 3.1 Ga. Le supercontinent Vaalbara s'est fracturé il y a environ 2.8 Ma. Le supercontinent Kenorland s'est formé il y a environ 2.7 Ma et s'est fracturé, il y a environ 2.5 Ga, en différents continents appelés : (i) Laurentia ; (ii) Baltica ; (iii) Australie et (iv) Kalahari. Le supercontinent Columbia s'est formé et s'est fracture durant une période qui varie entre 1.8 et 1.5 Ga. Le supercontinent Rodhinia ou Proto-Pangée, illustré dans cette figure, c'est fracturé il y a environ 750 M. Un des fragments résultants de la fracturation du Proto-Pangée englobe grands parties des continents situés, actuellement, dans hémisphère sud. Cependant, la tectonique des plaques a agglutiné autre fois les fragments des continents individualisés après la rupture du Proto-Pangée pour former le supercontinent Pangée, à la fin de l'ère Paléozoïque. À son tour la Pangée s'est fracturée en deux grands continents la Laurasia, au nord, et le Gondwana, au sud. Des études géologiques récentes suggèrent que les supercontinents se sont formé pendant des cycle (fracturation, dispersion, agglutination, fracturation) de durée, plus au moins, de 250 My. Pendant la fracturation et dispersion des supercontinents, le niveau de la mer, globalement, monte (diminution du volume des bassins océaniques), tandis qu'il descend pendant l'agglutination des continentes (augmentation du volume des bassins océaniques). Le supercontinent Rodhinia, illustré ci-dessus, s'est formé il y a environ 1.1 Ga. La taille et configuration de la Rodhinia sont très spéculatives, l'Amérique du Nord semble avoir formé le noyau de la Rodinia. La partie Est de l'Amérique du Nord semble avoir été adjacente à la partie Ouest de l'Amérique du Sud et près de l'Australie et Antarctique.

Supernova ............................................................................................................................................................................................................Supernova

Explosion catastrophique et subite d'une étoile qui a consommée ses réserves de combustible (hydrogène). Les éléments plus lourds, qui sont essentiels pour la vie, se sont formés durant les événements qui amènent à la formation d'une supernova et à l'intérieur de celle-ci.

Voir : « Climat »
&
« Étoile »
&
« Glaciation

Cette figure représente un ensemble d'images utilisées par la NASA pour créer l'animation en ligne d'une supernova qui est, entre tous le événements explosifs connus, le plus énergétique. La plus brillante explosion d'une supernova a été vu dans l'année 1054. C'est cette explosion qui a créée la nébuleuse du Crabe. Comme cette nébuleuse est à environ 6500 années lumière de la Terre, l'explosion de la supernova a eu lieu 5450 années avant J.C. Une telle explosion a lieu vers la fin de vie d'une étoile, quand tout son combustible nucléaire s'est consommé et elle n'est plus supporté par la libération d'énergie nucléaire. L'explosion est tellement violente que beaucoup de noyaux des éléments plus lourdes sont cassés. Ainsi, une grande quantité de neutrons sont libérés (les éléments plus lourdes sont, comparativement, plus riches en neutrons que les éléments plus légers). Les neutrons libérés sont, rapidement, captés par des noyaux de plomb et bismuth pour former les éléments lourdes comme le thorium, uranium, etc. Ceci veut dire, que quand une étoile est, suffisamment, massive, son noyaux s'effondre, ce qui libère une quantité d'énergie énorme et cause une onde de choque très grande, qui éjecte vers l'espace interstellaire l'enveloppe de l'étoile. En certains cas, le résultat d'un tel effondrement peut être une étoile à neutrons, très rotative qui peut être observée beaucoup d'années plus tard comme un pulsar. En fait, dans les étoiles massives avec noyaux entre 1.1 (limite de Chandrasekhar pour le noyau de fer) et trois masses solaires, l'implosion (effondrement gravitationnel d'un astre quand s'épuisent ses réserves de combustible nucléaire) oblige les électrons du noyau à se combiner avec les protons pour former des neutrons. Le noyaux se transforme dans une étoile à neutrons très compacte, avec un rayon entre 5 et 15 km et une densité similaire à celle de la matière nucléaire (1014 g/cm3). Comme l'implosion conserve le moment angulaire, l'étoile à neutrons tourne rapidement (plus au moins une rotation toutes les six heures). Le noyaux d'une étoile massive est plus petit que celui du soleil dû à sa grande densité.

Superposition.............................................................................................................................................................................................Superposition

Concept de datation, en âge relatif, dans les roches stratifiées. Dans une série de roches sédimentaires non ou légèrement déformées, la couche supérieure est toujours plus jeune et la couche plus inférieure est toujours la plus ancienne.

Voir : « Principe Géologique »
&
« Sédimentation »
&
« Âge Relatif »

En 1667, Nicholas Steno a avancé que comme les fluides qui se décantent dans la Terre, de la même façon que les cristaux se déposent pendant une réaction chimique, les strates qui se sont déposées dans la partie d'un ensemble sédimentaire, non-déformé, doivent être plus récentes que les strates déposées dans la partie inférieure. Cette hypothèse qui aujourd'hui est pour tous les géoscientistes évidente et connue comme le principe de la superposition de Steno, a été une des importantes contributions à la Géologie. Il y a d'autres principes dans la géologie, que certains géoscientistes considèrent, aujourd'hui, comme des palissades, mais qui il y a quelques centaines d'années n'est pas si évidents. Par exemple : (i) Principe de la composition - une roche représentée par fragments dans une autre roche est plus vieille que la roche que les contient ; (ii) Principe de la continuité latérale originelle - les couches sédimentaires se déposent en continuité latérale ; (iii) Principe de la horizontalité originelle - les couches sédimentaires se déposent horizontalement ; (iv) Principe de l'intersection - les filons plus récents déplacent les filons plus anciens ; (v) Principe de l'intrusion - une roche intrusive ignée est plus jeune que celle qu'elle pénètre ; (vi) Principe de succession des fossiles - la distribution des fossiles n'est pas imprévisible, elle suit une succession verticale définie ; (vii) Principe de l'uniformitarisme - les changements géologiques sont dues, surtout, aux processus et changements continus comme ceux qui s'observent actuellement ; (viii) Principe d'Ochkam - la pluralité ne doit pas être invoquée sans besoin, etc. Comme principes plus modernes on peut citer : (a) Principe de Goguel - durant la déformation, le volume des sédiments se maintient, plus au moins, constant ; (b) Principe de Walther - les faciès qui se suivent verticalement dans des strates conformes se suivent latéralement dans les environnements adjacents ; (c) Principe dextrogyre - si un système de référence tourne dans le sens des aiguilles d'une montre, la déviation est vers la gauche de l'objet, dans la direction du mouvement ; (d) Principe du seaux carbonaté - la croissance d'une plate-forme auréolée est déterminée par la croissance de l'auréole, etc.

Superposition Progradante...............................................................................................................................................................Offlap

Expression utilisée par certains géoscientistes pour exprimer la géométrie d'un intervalle sédimentaire qui prograde vers le bassin. En fait, cette expression caractérise une expansion vers l'aval (vers la mer) des zones sans dépôt ou érosion. Trois familles de superposition progradante peuvent être considérées : (i) Sigmoïde ; (ii) Oblique et (iii) Aggradante.

Voir : « Cortège de Haut Niveau »
&
« Régression »
&
« Progradation »

Dans cette tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique de la Mer du Nord, un intervalle régressif, durant lequel les dépôts côtiers sont déplacés vers la mer, il est facilement reconnu, par dessus d'un intervalle aggradant, probablement, associé à un épisode transgressif (déplacement vers le continent des dépôts côtiers). D'autre côté, il n'est pas facile de constater, qu'en certains cas, le déplacement vers l'aval des dépôts côtiers se fait avec une aggradation significative et que dans d'autres l'aggradation, s'elle existe, est inférieure à la résolution sismique (plus au moins 30-50 mètres). Dans les premiers, les lignes chronostratigraphiques correspondent à des progradations sigmoïdales, tandis que dans les deuxièmes cas, quand l'aggradation est nulle, elles correspondent à des progradations obliques. Dans le cortège sédimentaire de haut niveau (CHN), la bordure de la plaine côtière do prisme de bas niveau (PBN) qui correspond au rebord continentale (limite supérieur du talus continental) est, toujours, localisée en aval du rebord du bassin qui est le dernier rebord du bassin pendant le cycle-séquence précédent. Pendant les cortèges de haut niveau (cortège transgressif et prisme de haut niveau), les dépôts sédimentaires d'eau peu profonde se déposent, par définition, en amont du rebord du bassin (bordure do prisme de bas niveau, après que la première surface transgressive et, plus tar, la bordure du prisme e haut niveau, quand le bassin laisse d'avoir, à nouveau, une plate-forme continentale). Au point de vue lithologique (faciès), dans une série stratigraphique composée par des sables et lutites, les horizons sableux sont prépondérants dans les secteurs sub-horizontaux des progradations sigmoïdales, tandis que dans les progradation obliques, ils se déposent, de préférence, dans la partie supérieure de la zone frontale inclinée vers le bassin. L'expression progradation aggradante est utilisée pour un intervalle, dans lequel l'aggradation est significative (supérieure à la résolution sismique), mas sens égaler le déplacement vers la mer des dépôts côtiers.

Surface de Base des Progradations......................................................................................................................Downlap surface

Surface associée à une section stratigraphique condensée. Une surface de base des progradations peut limiter différents cortèges sédimentaires ou différents membres du même cortège. Des roches riches en matière organique, autrement dit, des roches-mères potentielles se déposent, par fois, en association avec ce type de surface, qui est caractérisée par des biseau de progradation.

Voir : « Cycle Stratigraphique »
&
« Cortège Sédimentaire »
&
« Surface de Inondation Maximale »

Dans un cycle stratigraphique dit cycle-séquence (induit par un cycle eustatique de 3e ordre qui est caractérisé par une durée entre 0.5 My et 3 - 5 My) on peut observer trois surfaces de base des progradations (quand le cycle stratigraphique est complet) : (i) La surface d'inondation maximale ; (ii) La limite supérieure des cônes sous-marins de bassin et (iii) La limite supérieure des cônes sous-marins de talus. La première de ces surfaces marque la limite entre le cortège transgressif (CT) et le cortège de haut niveau (CHN), autrement dit, elle sépare les deux membres (presque toujours appelés cortèges par la plupart des géoscientistes) du cortège de haut niveau (CHN). La deuxième qui se localise en aval du rebord du bassin (dernier rebord du bassin du cycle-séquence précédent), marque la limite entre les cônes sous-marins de bassin (CSB) et de talus (CST). La troisième, également localisée dans le cortège de bas niveau (CBN), marque la limite entre le prisme sédimentaire de bas niveau (PBN) et les cônes sous-marins de talus. Par définition, ces surfaces limitent les intervalles sédimentaires aggradants (par fois même rétrogradants) des intervalles progradant sus-jacents. Dans cette tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique de l'offshore de l'Australie, il est facile de voir que les successifs biseaux de progradation créent une surface de base des progradation, laquelle est caractérisée par une augmentation de l'hiatus de non-dépôt, entre l'intervalle transgressif et régressif, en direction de la mer. Les surfaces de base des progradations se développent pendant des périodes de haut et bas niveau de la mer. Les surfaces de base des progradations associées avec les cycles eustatiques de 1er ordre s'appellent surfaces de base des progradation principales ou majeures. Ainsi, depuis le Paléozoïque, il y deux surfaces de base des progradations majeures, qui séparent les phases transgressives et régressives des cycles stratigraphiques d'empiétement continental. Dans cette tentative d'interprétation, les intervalles aggradants et progradants sont ceux du deuxième cycle d'empiétement continental, qui est associé avec la rupture de la Pangée (Méso-Cénozoïque).

Surface de Base des Progradations Principales......................................................................Major downlap surface

Surface de base des progradations associée à des cycles eustatiques de 1er ordre ou, en termes de roches, associée à des cycles stratigraphiques d'empiétement continental. La surface base des progradations dite SBP. 91.5 Ma (Cenomanien-Turonien) et la surface de base des progradations principales du cycle d'empiétement continental post-Pangée.

Voir : « Cycle Stratigraphique »
&
« Cortège Sédimentaire »
&
« Surface d'Inondation Maximale »

Cette tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique tirée dans une région tectoniquement active, illustre la fermeture de la Mer de Téthys. Dans la partie inférieure, on reconnaît la marge sud de l'Eurasia (marge nord de la Téthys) et, dans la partie supérieure, la marge nord du Gondwana. La surface de base des progradations principales (Cénomanien-Turonien), qui marque la surface d'inondation maximale du Crétacée (SIM 91.5 Ma), est clairement définie comme l'interface entre une géométrie rétrogradante (lignes chronostratigraphiques, plus au moins, parallèles de l'intervalle qui s'épaissit vers le continent) et une géométrie progradante (lignes chronostratigraphiques sigmoïdales, par fois obliques, de l'intervalle qui s'épaissit vers la mer) avec une polarité sud. La polarité ou vergence sud indique que le rebord continental et du bassin se déplacent vers le sud, ce qui suggère, un continent localisé au Nord (Eurasie) et un océan au Sud (mer de Téthys). Les roches-mères marines potentielles, autrement dit, les roches du Crétacée riches en matière organique (mature ou non) se sont déposées en association avec la surface d'inondation maximale (fossilisée par la surface de base des progradations principales), dont l'âge est Cénomanien-Turonien. La polarité des progradations et la surface de base des progradations de la marge nord du Gondwana, sus-jacente à la marge sud de l'Eurasie, suggèrent un continent au Sud (Gondwana) et un océan au Nord (Mer de Téthys). Avec le temps, au fur et à mesure que les continents Eurasie et Gondwana se sont approche l'un de l'autre, la Mer de Téthys est devenue de plus en plus petite. Finalement, La mer de Téthys s'est fermée complètement quand les deux marges (nord du Gondwana et sud de l'Eurasie) ont entrée en collision, ce qui est souligné par la surface de base des progradations, que dans ce cas particulier, correspond à une discordance majeure. Des roches-mère, probablement lacustres, se sont déposées sur la marge nord du Gondwana, qui aujourd'hui forme une part des montagnes du Caucase.

Surface de Base des Progradations Secondaires...........................................................................Clinoform surface

Surface de dépôt inclinée vers la mer. Normalement, cette expression s'applique aux surfaces de dépôt progradantes en aval du rebord du bassin, autrement dit, aux intervalles régressives. un intervalle transgressif est toujours localisé en amont du rebord du bassin et, globalement, rétrogradant. Cependant, les sédiments déposés entre chaque montée relative du niveau de la mer ont une géométrie progradante. Cela veut dire, qu'une transgression est une succession verticale de régressions qui, progressivement, sont chaque fois moins importantes.

Voir : « Aggradation », figure A018
&
« Cortège Sédimentaire », figure C137
&
« Progradation », figure P175

Théoriquement, dans le Phanérozoïque, il y a deux surfaces de base des progradations principales, une fois qu'il s'est déposé en association avec deux cycles eustatiques de 1er ordre. La première est associée avec le pic eustatique paléozoïque (plus au moins entre le Cambrien et le Silurien, fonction des géoscientistes), la deuxième avec le pic eustatique du Méso-Cénozoïque (SBPP. 91.5 Ma). Les surfaces de base des progradations secondaires sont associées avec des cycles eustatiques inférieurs (2e, 3e et 4-5e ordre). Dans ces tentatives d'interprétation géologique d'une ligne sismique régional de la Mer du Nord, les résultats stratigraphiques et paléontologiques des puits d'exploration pétrolière suggèrent que les âges, plus probables, des discordances, qui définissent les différents paquets sédimentaires sont : SB. 21 Ma, SB. 30 Ma, SB. 36 Ma, SB 39.5 Ma (?), SB. 49.5 Ma et SB 55 Ma. Les surfaces d'érosion qui soulignent ces discordances ont été induites par des cycles eustatiques de 2e ordre (durée entre 3-5 My et 50 My). Les intervalles considérées ne correspondent pas à des cycles-séquence. Dans ces paquets sédimentaires, on reconnaît des épisodes transgressifs et régressifs. Dans la tentative d'interprétation de la gauche, uniquement les lignes chronostratigraphiques plus évidentes ont été pointées. À droite, est schématisée une tentative d'interprétation séquentielle en sous-cycles d'empiétement continental. Les intervalles colorés en violet représentent les intervalles sédimentaires déposés en des condition géologiques de n^bas niveau marin (niveau de la mer plus bas que le rebord du bassin). Les intervalles colorés en vert (il y a deux tonalités) représentent les intervalles sédimentaires transgressifs et régressifs déposés pendant que les conditions géologiques étaient de haut niveau de la mer. Les surfaces de base des progradations secondaires sont facilement reconnues entre les intervalles transgressifs et régressifs. Des roches-mères potentielles secondaires (marines) se trouvent, par fois, associées avec ces surfaces de base des progradations, qui sont induites par des cycles eustatiques de 2e ordre.

Surface Clinoforme....................................................................................................................................................................Relative stillstand

Quand la colonne d'eau (tranche d'eau) est constante. Ceci arrive quand le niveau de la mer et la surface de dépôt sont stationnaires, montent ou descendent avec la même vitesse. Sur les lignes sismiques, une stabilité relative du niveau de la mer se reconnaît par la présence de biseaux sommitaux et une, presque, absence de biseaux d'aggradation côtière.

Voir : « Variation Relative (du niveau de la mer) »
&
« Ligne de côte »
&
« Bassin sans Plate-forme »

Dans cette photo, les surfaces clinoformes sont facilement reconnues par leur géométrie sigmoïdale. En fait,on peut dire, que ces surfaces sont, généralement, constituées par deux ou trois segments : (i) Un segment incliné, avec vergence vers la mer, qui correspond, presque toujours, à un talus continental ; (ii) Un segment horizontal ou sub-horizontal (au moment du dépôt) en amont du segment incliné et (iii) Une segment horizontal ou sub-horizontal en aval du segment incliné. Il est important de ne pas oublier que le ou les segments horizontaux, par fois, ne sont pas présents. Dans une surface clinoforme sigmoïdale, autrement dit, composée par les trois segments, le segment incliné vers la mer lie des environnements sédimentaires d'eau peu profonde (sédiments de plate-forme) avec des environnements profonds de plaine abyssale. Le segment incliné vers l'aval souligne toujours, ou presque toujours, le talus continental. Aucun géoscientiste, qui connaît les rudiments de la stratigraphie séquentielle, utilise l'expression surface clinoforme pour désigner les surfaces de dépôts inclinées du cortège transgressifs, bien qu'une transgression soit, simplement, une superposition, plus au moins, aggradante, de régressions dont les amplitudes sont chaque fois plus petites. Ces surfaces inclinées correspondent, en général, à des talus deltaïques, dont l'amplitude dépasse rarement les 50 mètres, ce qui n'est pas le cas des talus continentaux, dont l'amplitude est toujours supérieure à 200 mètres (n'oublions pas qu'un interprétation géologique est dépendante de l'échelle). L'apport sédimentaire est toujours continental. Les clastiques, qui forment une transgression progradent du continent vers la mer, une fois qu'il n'y a pas clastiques que viennent directement du large (près de la côte des clastique peuvent être transportés par des courants littoraux).

Surface de Dépôt.......................................................................................................................................................................Depositional surface

Surface chronostratigraphique le long de laquelle les sédiments se déposent. Elle peut être subdivisée en trois segments : (i) Un segment sub-horizontal supérieur, qui reste, plus au moins, au niveau de la mer ; (ii) Un segment incliné qui plonge vers l'aval et (iii) Un segment sub-horizontal en aval du segment incliné. En certains cas, un ou deux des segments sub-horizontaux peuvent ne pas exister, ce que requiert des conditions de dépôt particulières. La plupart des réflecteurs sismiques ont une valeur chronostratigraphique, autrement dit, ils soulignent des surfaces de dépôt.

Voir : « Déposition (clastiques) »
&
« Loi de Walther »
&
« Niveau de Base (de déposition) »

Dans ce schéma d'une ligne sismique de l'offshore de la Nouvelle Zélande, tous les réflecteurs correspondent, grossièrement, à des surfaces de dépôt, c'est-à-dire, qu'ils ont une signification chronostratigraphique. D'autre coté, presque tous ont une géométrie sigmoïdale, dans laquelle trois segments peuvent être reconnus : (i) Un segment incliné vers la mer, lequel correspond, dans la plupart des cas, à un talus continental ; (ii) Un segment horizontal ou sub-horizontal (au moment du dépôt), en amont du segment incliné et (iii) Un segment horizontal ou sub-horizontal (au moment di dépôt) en aval du segment incliné. La rupture 'inclinaison supérieure du segment incliné souligne soit le rebord du bassin, soit le rebord de la plate-forme continentale, soit le rebord continental, lesquels, dans des certains cas, peuvent coïncider. Théoriquement, le long d'une surface de dépôt on peut reconnaître plusieurs ruptures d'inclinaison. Ainsi, du continent vers la partie profonde du bassin, on peut identifier : (i) Rupture alluvial ou intersection avec la ligne de baie, laquelle sépare les dépôts fluviaux (en amont de la ligne de baie) des dépôts de la plaine côtière ; (ii) Rupture côtière (correspond, plus au moins, è la ligne de côte), qui sépare les dépôts côtiers des dépôts marins (cette rupture peut coïncider avec le rebord du bassin quand le bassin n'a pas de plate-forme continentale) ; (iii) Rupture de la plate-forme, qui sépare les sédiments d'eau peu profonde des sédiments du talus continentale (peut coïncider ou non avec le rebord du bassin ou avec le rebord continental) et (iv) Rupture de la base du talus continental, laquelle marque la limite des dépôts turbiditiques et de la plaine abyssale.

Surface Diachronique...........................................................................................................................................................Diachronic surface

Surface sans valeur chronostratigraphique. Une surface diachronique est indépendante des plans de stratification (lignes temps) par rapport auxquels elle est fréquemment oblique. Dans les tentatives d'interprétation géologique des lignes sismiques, où les réflecteurs sont interprétés comme des lignes chronostratigraphiques le géoscientiste en charge de l'interprétation ne doit pas oublier la présence fréquente de lignes diachroniques, comme : (i) Contacts entre saturants ; (ii) Permafrost ou Pergélisol ; (iii) Horizons riches en hydrates ; (iv) Plans de faille avec un faible angle ; (v) Dykes ignés sub-horizontaux ; (vi) Surfaces diagénétiques, etc.

Voir : « Anomalie Sismique »
&
« Chronostratigraphie »
&
« Clathrate de gaz »

Dans cette figure sont représentées tentatives d'interprétation de deux versions de la même ligne sismique du sud des monts Oural. La tentative de gauche n'a aucun sens géologique. Elle ne résiste à un test critique (les sédiments ne peuvent pas se raccourcir comme suggéré), bien que la géométrie des réflecteurs soit, exactement, celle qui s'observe sur la ligne sismique. Mais une ligne sismiques est un profile en temps et non en profondeur. Probablement, en profondeur, la géométrie des réflecteurs (lignes chronostratigraphiques) est différente. D'autre coté, il est nécessaire ne pas oublier que la région où cette ligne a été tirée est une région de permafrost avec des lacs de profondeur variable. À droite, la tentative d'interprétation est celle d'une version de la même ligne dans laquelle l'effet du permafrost a été corrigé. Dans cette tentative, les réflecteurs ont un sens géologique et correspondent à des vraies lignes temps. Les sédiments sont sub-horizontaux. Dans la tentative d'interprétation de gauche, la géométrie des lignes temps n'a pas de valeur géologique. Elles correspondent à des artefacts sismiques induits par les variations de vitesse des ondes sismiques dans les intervalles supérieurs affectés par le permafrost (pergélisol). Ceci veut dire, que comme une ligne sismique est une section en temps, le géoscientiste interprétateur doit faire attention aux variations latérales de vitesse. En fait, il peut arriver qu'une structure antiforme, sur les données sismiques, corresponde, en réalité, autrement dit, géologiquement, à une géométrie sub-horizontale ou même à une structure synforme. Exemples de ce type de fausse structures sont très fréquentes dans le bassin Lusitanien (Portugal), lesquelles sont induites par les variation latérales et verticales de l'épaisseur de l'horizon salifère (Héttangien) ou même de sa total migration latéral (suture salifère).

Surface de Discontinuité...............................................................................................................................................Discontinuity surface

Surface d'omission qui marque une pause (temporaire) de la déposition, c'est-à-dire, un temps sans dépôt, pendant lequel il n'y a pas d'érosion ou très peu.

Voir : « Discordance »
&
« Hiatus »
&
« Surface d'Omission »

Une fois que les surfaces de discontinuité présentent très peu ou aucune érosion, elles ne peuvent pas être des limites des cycles stratigraphiques, particulièrement, des cycles stratigraphiques dits cycles-séquences. Ceci veut dire, qu'elles ne peuvent être considérées comme discordances, une fois qu'elles ne sont pas induites par des chutes relatives du niveau de la mer significatives, qui ont mis le niveau de la mer plus bas que le rebord du bassin. En général, ces surfaces sont contemporaines de la sédimentation, comme, par exemple, celles qui se forment entre le cortège transgressif et le prisme de haut niveau. Cependant, elles peuvent, aussi, être postérieures au dépôt, comme, par exemple, les disharmonies tectoniques induites par l'écoulement latéral ou vertical d'un intervalle salifère. Au point de vu sédimentaire, les plus intéressantes, sont les surfaces de discontinuité contemporaines de la sédimentation, une fois qu'elles caractérisent un hiatus de non-dépôt important ou une section stratigraphique, qui traduit un taux de sédimentation très faible. De manière général, toute surface de discontinuité, comme, par exemple, les surfaces indurées ou les plans de stratification avec fossiles (dinosaures, par exemple) ou fractures de dessiccation sont des surfaces d'omission, comme illustré dans cette figure. C'est pour cela que les roches-mères potentielles marines, autrement dit, les roches marines riches en matière organique, sont, presque toujours, associées comme surfaces de ce type. Dans les plates-formes carbonatées, de telles surfaces marquent la transition entre les lithologies d'eau peu profonde vers très profonde. Elles soulignent des réactions du système sédimentaire aux rapides et drastiques changements environnementales er enregistrent les intervalles de temps plus importantes de l'évolution des plate-formes. En fait, dans les plate-formes carbonatées peu profondes, l'enregistrement sédimentaire représente, uniquement, une petite parte du temps géologique et beaucoup des intervalles sédimentaires ne se déposent pas ou se trouvent uniquement sous la forme d'intervalles re-travaillés. Tout ceci veut dire qu'il est très difficile d'évaluer l'intervalle de temps associé à une surface de discontinuité ou d'omission. En fait, il peut varier entre quelques jours et des millions d'années.

Surface Endurée......................................................................................................................................................................................Hardground

Intervalle sédimentaire très peu épais (centimètres) et pendant lequel les sédiments ont été lithifiés et forment une surface encroûtée qui, fréquemment, est décolorée. Cette surface implique une pause de la sédimentation. Elle peut être préservée soit comme une surface d'omission (environnements peu profonds) soit comme un limite de cycle stratigraphique (environnements profonds).

Voir : « Cortège de Haut Niveau »
&
« Cortège Transgressif »
&
« Surface d'Inondation Maximale »

Sur les données sismique, presque toutes les surfaces indurées sont sous la résolution sismique. Cependant, les terminaisons de réflecteurs et surtout la configuration interne des différents paquets sédimentaires permet, par fois, pronostiquer la présence de telles surfaces. En fait, elles sont, presque toujours, associées avec les surfaces de base des progradations, comme est, probablement, le cas dans cette tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique du canyon de Baltimore )offshore des EUA). Dans cette tentative, l'interface entre les sédiments avec géométrie aggradante et progradante correspond à la surface de base des progradations de la phase régressive du cycle stratigraphique d'empiétement continental post-Pangée, lequel a été induit par un cycle eustatique de 1er ordre, autrement dit, un cycle eustatique avec une durée supérieure à 50 My. Ainsi, cette surface marque un hiatus de non-dépôt important, lequel, naturellement, augmente vers la partie profonde du bassin et correspond, certainement, à une surface endurée. En fait, dans ce cas particulier, le cycle stratigraphique d'empiétement continental correspond à la marge continentale divergente Méso-Cénozoïque, qui a fossilisé les bassins de type rift, dans lesquels se sont déposés des horizons salifères et, que dans cette région, sont d'âge Jurassique. Notons que dans cette tentative d'interprétation, uniquement, la discordance associée à la rupture de la Pangée est soulignée par un trait ondulé. Dû à une forte et rapide lithification et aux caractéristiques lithologiques, les surfaces endurées, par fois, créent des interfaces avec des impédances acoustiques très contrastées, ce qui peut causer des réflexions sismiques avec des fortes amplitudes. Dans le golfe de Mexique, par exemple, beaucoup d'anomalies d'amplitude, qui ont été initialement interprétées comme la conséquence de la présence d'hydrocarbures en roches-réservoirs de bonne qualité, ont été, plus tard, interprétées, après les résultats des puits d'exploration pétrolière, comme des surfaces endurées.

Surface d'Hiatus..............................................................................................................................................................................Time gap surface

Surface qui souligne un temps géologique qui n'est pas par des sédiments. Existent plusieurs surfaces d'hiatus. Les principales sont : (i) Discordances ; (ii) Surfaces de base des progradations et (iii) Plans de stratification, etc.

Voir : « Cortège Transgressif »
&
« Montée Relative (du niveau de la mer) »
&
« Surface de Ravinement »

Théoriquement, dans la stratigraphie séquentielle, une discordance est une surface d'hiatus, qui correspond à une surface d'érosion induite, principalement, par une chute relative du niveau de la mer significative, autrement dit, qui met le niveau de la mer plus bas que le rebord du bassin. De cette manière, la plaine côtière ou la plate-forme continentale, fonction des conditions géologiques, sont exhumées et ainsi exposées aux agents d'érosion. Quand une discordance n'est pas renforcée par la tectonique, l'érosion est uniquement bien visible près du rebord du bassin (formation de canyons sous-marins) ou dans la plaine côtière, où les cours d'eau créent, localement, des vallées incisées. En fait, la plupart des géoscientistes considère que dans la majorité des bassins sédimentaires, les variations eustatiques ont une cyclicité que explique mieux la cyclicité des dépôts sédimentaires que les variations tectoniques. D'autre coté, un soulèvement des sédiments induits par un régime tectonique compressif crée une discordance, autrement dit, une surface d'érosion, uniquement si les sédiments raccourcis ont été exposés aux agents d'érosion, c'est-à-dire, s'ils ont été exhumés. Sans exhumation, en général, il n'y a pas de discordance, une fois qu'il n'y a pas d'hiatus. Ainsi, dans les bassins sédimentaires avec des horizons évaporitiques, très souvent, l'écoulement latéral (subsidence compensatoire) ou vertical (soulèvement) des évaporites n'induit pas aucune discordance, mas des disharmonies tectoniques. Dans cette tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique du nord de la Mer Caspienne, une discordance renforcée par la tectonique (discordance angulaire) est facilement reconnue par les terminaisons des réflecteurs sous-jacents (biseau sommitaux par troncature). En fait, les réflecteurs du paquet sédimentaire postérieur à la discordance sont, plus au moins, parallèles entre eux et concordants avec la surface d'érosion, qui souligne une chute relative du niveau de la mer qui la produit, bien que l'halocinèse (tectonique salifère) ait, aussi, contribué, localement, pour la diminution de l'espace disponible pour les sédiments. Notons que l e long d'une discordance, l'hiatus diminue d'amont en aval, pour devenir pratiquement zéro dans la partie profonde du bassin.

Surface d'Inondation.................................................................................................................................................................Flooding surface

Surface associée aux montées relatives du niveau de la mer, en particulier, pendant les cortèges transgressifs. La surface d'inondation maximale est fossilisée par une surface de base des progradations.

Voir : « Cortège Transgressif »
&
« Hiatus »
&
« Montée Relative (du niveau de la mer) »

Dans un cycle stratigraphique dit cycle-séquence (induit par un cycle eustatique de 3e ordre, autrement dit, avec une duré variant entre 0.5 My et 3-5 My), la limite entre le prisme de bas niveau (ou des remplissages des vallées incisées associées) et le cortège transgressif est marquée par la première surface d'inondation. Ceci veut dire, que les surfaces transgressives sont, surtout, fréquentes dans les cortèges sédimentaires de haut niveau, dans lesquels le niveau de la mer est plus haut que le rebord du bassin. Dans cette tentative d'interprétation géologique d'un détail d'une ligne sismique du Golfe du Mexique, la discordance (E), qui sépare deux cycles-séquence, est facilement reconnue par les biseaux de troncature crées par les chutes relatives du niveau de la mer (érosion), qui a formé une vallée incisée. Cette chute relative du niveau de la mer, a déplacé vers le bassin, et vers le bas, les biseaux d'aggradation, ce qui a exhumé la plaine côtière du prisme de haut niveau du cycle-séquence sous-jacent, en même temps que des vallées incisées se forment dans la plaine côtière. Durant cette chute relative du niveau de la mer, la partie la plus profonde du bassin, autrement dit, en aval du rebord du bassin (rupture d'inclinaison de la discordance), se sont déposé, certainement, des cônes sous-marins de bassin et talus, lesquels ne sont pas visibles dans ce détail. Dès que le niveau relatif de la mer a commencé a monter, en aval du rebord du bassin (marqué par la rupture d'inclinaison de la discordance E), s'est déposé un prisme de bas niveau. Les vallées incisées ont été remplis, en des conditions géologiques de bas niveau, durant le dépôt de la partie supérieure (terminale) du prisme de bas niveau. Quand le niveau relatif de la mer a atteint le rebord du bassin, la plaine côtière (marquée surtout par le sédiments do cycle-séquence sous-jacent) et les remplissages des vallées incisées ont été fossilisées par la 1er surface d'inondation. Pendant le dépôt du cortège transgressif, à chaque incrément de montée relative du niveau de la mer (en accélération) s'est formé une surface d'inondation qui est fossilisée par le dépôt de paracycles-séquences, dont les dimensions, chaque fois plus petites, créent une géométrie rétrogradante.

Surface d'Inondation Marine...........................................................................................................................Marine flooding surface

Surface qui sépare des couches sédimentaires, qui mettent en évidence une augmentation de la profondeur d'eau de déposition. Une augmentation de la tranche d'eau peut être accompagnée d'une érosion sous-marine (surface de ravinement) et d'un hiatus petit induit par l'action des vagues. En général, une surface d'inondation marine limite paracycles eustatiques et uniquement, par accident, elle coïncide avec la limite d'un cycle stratigraphique (discordance ou para-conformité associée).

Voir : « Cortège Transgressif »
&
« Hiatus »
&
« Montée Relative (du niveau de la mer) »

L'expression surface d'inondation marine semble redondante, mais, dans la réalité elle ne l'est pas, une fois qui existent surfaces d'inondation dans de environnements fluviaux, en particulier, en association avec les dépôts de débordement. On peut dire, par exemple, que le long d'une vallée fluviale, il y a une surface d'inondation marine entre chaque digue marginale naturelle. Dans cette tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique de l'île de Bornéu (Indonésie), plusieurs surfaces d'inondation marines se reconnaissent dans le cortège transgressif (lignes chronostratigraphiques en blanc) d'un cycle-séquence. Ce cortège transgressif, qui a fossilisé la discordance entre deux cycles stratigraphiques (probablement des cycles-séquences), est caractérisé par une géométrie rétrogradante (l'épaisseur du cortège transgressif augment en direction du continent, pour après disparaître, rapidement, par biseautage). Cette géométrie est déterminée par les montées relatives du niveau de la mer successives (sans chutes relatives entre elles, paracycles-séquences), qui, globalement, déplacent vers le continent les successives ruptures d'inclinaison de la surface de déposition côtières (plus au moins la ligne de côte). Ce déplacement vers l'amont de la ligne de côte, a comme conséquence principale la formation d'une plate-forme continentale durant la première surface d'inondation et, après, l'augmentation de celle-ci à chaque incrément. En fait, a chaque incrément de la montée relative du niveau de la mer /en accélération), la ligne de côte peut se déplacer des dizaine de kilomètres vers le continent, ce qui augmente l'espace disponible vers les sédiments dans la plat-forme récemment formée. Par la suite, se suit une période de stabilité du niveau relatif de la mer, durant laquelle la ligne de côte se déplace, progressivement, vers la mer, au fur et à mesure que les sédiments se déposent, mais sans atteindre la position qu'elle avez avant le dernier incrément.

Surface d'Inondation Maximale...............................................................................................................Maximum flooding surface

Surface qui dans un cycle-séquence sépare le cortège transgressif du prisme de hait niveau ou la surface que dans un cycle d'empiétement continental sépare la phase transgressive de la phase régressive. Une surface d'inondation maximale est toujours fossilisée par une surface de base des progradations. Les roches-mères marines sont toujours associées avec des surfaces d'inondation maximale.

Voir : « Cortège Transgressif »
&
« Montée Relative (du niveau de la mer) »
&
« Surface de Base des Progradations »

Quand on parle d'une surface d'inondation maximale on doit préciser quel est le cycle stratigraphique ou eustatique considéré. En fait, par définition, à l'intérieur de chaque cycle eustatique, qu'il soit de 1er, 2e, 3e ou 4e ordre, il y a toujours une surface d'inondation maximale. Dan un cycle stratigraphique dit cycle-séquence, qui est induit par un cycle eustatique de 3e ordre (durée entre 0.5 et 3-5 My), la surface d'inondation maximale correspond à la limite entre le cortège transgressif (montée relative du niveau de la mer en accélération) et le prisme de haut niveau (montée relative du niveau de la mer en décélération). Dans un cycle stratigraphique d'empiétement continental, lequel est induit par un cycle eustatique de 1er ordre (durée supérieur à 50 My), la surface d'inondation maximale correspond à l'interface entre la phase transgressive (montée eustatique) et régressive (chute eustatique). Dans cette tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique de la Mer Noire, le contraste entre la phase transgressive et régressive do cycle d'empiétement continental post-Pangée est souligné par la géométrie aggradante de la première et progradante de la deuxième. L'interface entre ces deux phases est la surface d'inondation maximale du cycle d'empiétement continental. Notons que la plupart des progradations de la phase régressive sont sigmoïdales. Les segments de la base de ces progradations sigmoïdales ont tendance à disparaître contre la surface d'inondation maximale. Les terminaisons distales des réflecteurs sont des biseaux de progradation, soit apparents, soit réels, ce qui veut dire que, par fois, l'espace entre deux réflexions consécutives est sous la résolution sismique. Ces configurations impliquent un apport sédimentaire, relativement, faible ou une rapide montée relative du niveau de la mer, ce qui permet le dépôt et la préservation des segments supérieurs. Les roches-mères marine potentielles, plus probables, sont associées avec la surface d'inondation maximale.

Surface d'Omission......................................................................................................................................................................Omission surface

Surface de non-dépôt ou avec un taux de déposition très faible. Ce type de surface est, généralement, développé entre les différents cortèges sédimentaires d'un cycle-séquence. Dans un cycle-séquence, la surface d'omission plus fréquente est associée avec la surface de base des progradations,qui sépare le cortège transgressive du prisme de haut niveau.

Voir : « Cortège de Haut Niveau »
&
« Cortège Transgressif »
&
« Hiatus »

L'expression surface d'omission a été utilisée par la première fois par le géoscientiste suisse Albert Heim pour désigner les surfaces de discontinuité qui soulignent un arrêt temporaire de la déposition sans qu'aucune ou très peu d'érosion ait eu lieu. Dans un sens plus large, n'importe quelle surface de discontinuité, comme les surfaces indurées ou les plans de stratification avec traces de dinosaures (comme illustré dans cette figure) ou avec des fentes de dessiccation sont des surfaces d'omission. Dans les plate-formes carbonatées, ces surfaces marquent la transition entre des lithologies avec des profondeurs d'eau très différentes. À grande échelle et, en particulier, à l'échelle des ligne sismiques, les surfaces d'omission correspondent, presque toujours, aux surfaces de base des progradations, le long desquelles les intervalles sédimentaires sont condensés et, très souvent, riches en matière organique (roches-mères potentielles). En fait, ces surfaces se forment entre des sédiments avec une géométrie rétrogradante et progradante. Durant le dépôt des sédiments rétrogradants les montées relatives du niveau de la mer (sans chutes relatives entre elles), déplacent vers le continent la ligne de côte et les dépôts côtiers. Ce déplacement, vers l'amont de la rupture d'inclinaison de la surface de déposition côtière, augmente l'extension de la plate-forme continentale, diminue, relativement, l'apport terrigène et crée, dans les parties distales de la plate-forme, des conditions de sous-alimentation (taux de déposition très faible). Dès que le niveaux de la mer commence à monter, mais en accélération (comme, par exemple, 15 mètres, 10 m, 7 m, 5 m, 2 m, 0 mètre) et jusqu'à commencer à descendre rapidement (discordance), les sédiments commencent à prograder en direction de la mer, diminuant, progressivement, l'extension de la plate-forme continentale, et fossilisent, peu à peu, la surface d'omission du sommet de la section condensée déposée pendant l'épisode transgressif (en général, le cortège transgressif d'un cycle-séquence).

Surface Piézométrique........................................................................................................................................................Piezometric surface

Surface à laquelle l'eau peut arriver sous pression hydrostatique. Niveau au quel la pression hydrostatique, dans un aquifère, restera en équilibre avec la pression atmosphérique. Pour les puits artésiens, la surface piézométrique est au-dessus de la surface du terrain.

Voir : « Eau Juvénile »
&
« Eau Hypogénique »
&
« Roche-Réservoir »

Comme illustré ci-dessus une surface piézométrique est le niveau dans lequel la pression hydrostatique de l'eau, dans aquifère, est en équilibre avec l'atmosphère. Dans les puits artésiens (quand l'eau d'un aquifère confiné, autrement dit, est sous-jacente à une couche imperméable, s'écoule, naturellement, du sol sans besoin d'être pompée), la surface piézométrique est au-dessus de la surface du sol. Dans un puits semi-artésien la pression de l'eau n'est pas suffisante pour monter en surface, ce qui requiert l'installation d'un équipement à l'intérieur du puits pour le pompage de l'eau. Les altérations dans le stockage d'eau du sol dû au pompage et recharge se manifestent par des changements correspondants du niveau phréatique et dans la hauteur de la surface piézométrique. D'autres facteurs que le pompage, comme, par exemple, les changements de pression barométrique (ou pression atmosphérique qui est la pression exercée par l'atmosphère dans un point donné), les marées de l'océan et l'utilisation de l'eau souterraine par les plantes, ont, aussi, une influence dans les niveaux des eaux. Une évaluation des fluctuations du niveau de l'eau induites par ces facteurs est nécessaire pour éviter que les niveaux de l'eau observés soient mal interprétés. La montée de la surface piézométrique dans des aquifères confinés est indiquée par le niveau de l'eau dans les piézomètres (forage d'observation dans un aquifère pour la monitorage des niveau d'eau dans les aquifères et pour l'identifier la forme, extension et anisotropie du cône de relégation ou d'affaissement qui se forme, pendant la production, autour du forage). Il est important pour cela de connaître le changement du niveau piézométrique associé au changement de la pression atmosphérique. Cependant, il ne faut pas oublier que l'augmentation de la pression atmosphérique est transmise directement vers la surface de l'eau dans le piézomètre, tendant à déplacer l'eau du piézomètre vers l'aquifère. L'augmentation de la pression augment, aussi, la charge sur l'aquifère, ce qui a tendance à déplacer l'eau de l'aquifère vers le piézomètre. Une partie de l'augmentation de la charge apparaît dans l'aquifère, cependant, le résultat premier de l'augmentation de la pression barométrique est la diminution de la hauteur de l'eau.

Surface de Ravinement.......................................................................................................................................................Ravinment surface

Surface d'érosion sous-marine mineure induite par l'action des vagues et associée aux inondations marines pendant les montées relatives du niveau de la mer.

Voir : « Cortège Transgressif »
&
« Limite d'Action des Vagues de Beau Temps »
&
« Montée Relative (du niveau de la mer) »

Dans ce modèle d'un cortège transgressif (CT), il est important de noter que la géométrie rétrogradante correspond, en fait, à la superposition verticale d'épisodes régressifs, lesquels, progressivement, progradant chaque fois moins vers la mer. En d'autres termes, dans un cycle-séquence, lequel est induit par un cycle eustatique de 3e ordre (durée entre 0.5 et 3 - 5 My), à chaque montée relative du niveau de la mer (inondation), en accélération, la rupture d'inclinaison de la surface de déposition côtière (plus au moins la ligne de côte) est déplacée vers le continent. Durant ce déplacement, l'action des vagues, créée dans le sommet des sédiments déjà déposés une petite surface d'érosion, qui les géoscientistes appellent surface de ravinement. Par la suite, il y a une période de stabilité du niveau de la mer (relatif), durant laquelle les sédiments se déposent et progradent vers la mers, comme illustré dans ce schéma. Ainsi, la rupture d'inclinaison de la surface de dépôt est, progressivement, déplacée vers la mer, mais sans atteindre la position qu'elle avait avant le dernier incrément de la montée relative de la mer. En fait, à chaque montée relative du niveau de la mer, l'extension de la plate-forme continentale augment, ce que veut dire que si l'apport terrigène est constant il devient insuffisant pour que la rupture d'inclinaison de la surface de dépôt côtière atteigne sa position précédente. Entre les anciennes successives positions de la rupture d'inclinaison de la surface de déposition côtière, se déposent des sédiments argileux chaque fois plus condensés, une fois que le taux de sédimentation diminue de manière significative (bassin sous-alimenté). Un nouvelle montée relative du niveau de la mer augmente l'accommodation (espace disponible pour les sédiments) dans la plate-forme continentale et l'action des vagues créer une nouvelle surface de ravinement sur les sédiments déposées pendant la période de stabilité do niveau de la mer. En suite, à nouveau, le dépôt des sédiments a lieu au fur et à mesure que la rupture d'inclinaison de la surface de déposition côtière est, progressivement, déplacé vers la mer et ainsi de suite. Notons que pendant le cortège transgressif, entre chaque incrément de la montée relative du niveau de la mer (paracycle eustatique), il n'y a aucune descente relative du niveau de la mer, ce qui veut dire qu'entre les différents paracycles-séquences il n'y a pas de discordance, d'où le terme paracycle (un ensemble de paracycles peut former un cycle).

Surface de Stratification ..........................................................................................................................................................Stratal surface

Surface sur laquelle se déposent les cônes sous-marins de talus et qui, en général, est fossilisée par des dépôts de débordement qui se reconnaissent facilement par des biseaux de progradation avec des polarités opposées. Quand les cônes sous-marins de bassin sont déconnectés de la base du talus continental, la surface supérieur des cônes sous-marins de bassin peut être fossilisée directement par les progradations d'un prisme de bas niveau, qui peut appartenir ou non au même cycle stratigraphique.

Voir : « Cône Sous-marin de Bassin »
&
« Cortège de Bas Niveau (de la mer) »
&
« Turbidites »

Comme illustré dans cette photo, les couches sédimentaires sont limitées supérieur et inférieurement par des surfaces ou plans de stratification, lesquelles, en générale, sont les éléments plus faciès à identifier dans un affleurement. Elles sont utilisées pour subdiviser les roches en couches et pour déterminer l'ordre et le temps relatif d'accumulation des sédiments que les forment. D'autre coté, les caractéristiques des surfaces ou plans de stratification, soient elles, plus au moins, érodées, cimentées, perforées, bioturbées, sont utilisées dans l'interprétation des roches sédimentaires. Certains géoscientistes, en utilisant de sédiments fluviaux, considèrent qu'on peut considérer quatre grand types de surfaces de stratification : (i) Concordant, autrement dit, sans érosion significative (stratification normale) ; (ii) Non-concordant, mais sans érosion significative ; (iii) Concordant avec érosion et (iv) Non-concordant avec érosion. L'origine des plans de stratification continue a être énigmatique. Certains géoscientistes pensent, que beaucoup de plans de stratification sont, probablement, formés par l'érosion de sédiments non ou peu consolidés sur la surface de dépôt. Le poids des sédiments, immédiatement sous la surface, provoque que les sédiments perdent de l'eau et commence à se compacter, ce que les rendent plus cohésifs. Se la surface de sédiments est soumise à un agent érosif (vagues de tempête, courants de marée, courants fluviaux, écoulement turbiditique, etc.) la surface de stratification érode une part des sédiments, tronquant les moins cohésifs et exhumant ainsi les sédiments inférieurs plus consistants. Quand la déposition reprend c'est sur la surface plus ferme que les nouveaux sédiments se vont déposer. Ainsi, on peut dire, que la différence de densité entre les sédiments non-compactés (avec beaucoup d'eau) et les sédiments un peu compactés (avec moins d'eau) peut créer un plan de stratification. Si le dépôt prend du temps à reprendre, le plan de stratification est, en général, perforé par des glossifungites (ichnofaciès, qui représente un ensemble de terriers.

Surface Supérieur des Cônes Sous-marins du Bassin.............................................Top basin floor fan surface

Stratigraphie basée dans l'identification à travers le temps : (i) Des déplacements de la rupture d'inclinaison de la surface de déposition côtière (plus au moins la ligne de côte) ; (ii) De la position du rebord du bassin et (iii) Des surfaces basales de progradation. Dans ce type de stratigraphie les limites entre les différents paquets sédimentaires sont les surfaces basales des progradations qui dans la stratigraphie séquentielle séparent le cortège transgressif du prisme de haut niveau. La stratigraphie génétique et séquentielle sont complémentaires. Les deux sont holistiques et globales. La complémentarité est importante, surtout, dans l'exploration pétrolière, dans laquelle les prédictions des roches-mères et réservoirs potentiels sont primordiales.

Voir : « Stratigraphie »,
&
« Stratigraphie Séquentielle »
&
« Discordances (cycles stratigraphiques) »

Cette tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique de l'offshore sud de la Norvège a été faite, en termes de stratigraphie génétique (identification et cartographie des surfaces de base des progradations majeures, autrement dit, des cycles transgression-régression). D'autre coté, les discordances principales qui limitent le sous-cycles d'empiétement continental, ont été, aussi, reconnues (stratigraphie séquentielle). Cependant, comme on peut le constater, entre chaque discordance majeur, ont été identifiés les intervalles transgressifs (en vert), avec une géométrie rétrogradante et les intervalles régressifs (brun) qui ont une configuration interne progradante. Évidement, que les limites entre les intervalles transgressifs et régressifs correspondent à des surfaces de base des progradations. Ces surfaces ne correspondent pas à des surfaces d'érosion, comme dans le cas de la stratigraphie séquentielle, mais à des surfaces sans déposition avec des hiatus, plus au moins, importants. En association avec ces surfaces qui dans les parties distales se caractérisent par un taux de sédimentation très bas, se déposent, très souvent, des roches marines riches en matière organique qui peuvent être considérées comme des roches-mères potentielles. Dans la stratigraphie séquentielle, l'identification des discordances (limites des cycles stratigraphiques) permet de localiser les biseaux côtiers et marins des roches-réservoirs potentielles. Dans la stratigraphie génétique, les limites entre les différents paquets sédimentaires, c'est-à-dire. les surfaces de base des progradations, permettent de mieux prévoir la localisation des roches-mères marine potentielles (matière organique type II).

Surface Transgressive d'Erosion...................................................................................................Transgressive surface of erosion

Surface d'érosion sous-aquatique et diachronique induite par des montées relatives du niveau de la mer consécutives (sans chutes relatives entre elles) dans les sédiments côtiers. Cette surface d'érosion est, plus au moins, parallèle à l'enveloppe des successives surfaces de ravinement créées par les différents incréments de la montée relative du niveau de la mer (paracycles eustatiques).

Voir : « Cortège Transgressif »
&
« Montée Relative (du niveau de la mer) »
&
« Surface de Ravinement »

Comme illustré, une surface de ravinement est, normalement, associée au mouvement rétrogradant (ou transgressif) de la ligne de côte. Un tel mouvement a lieu, presque toujours, pendant le cortège transgressif d'un cycle stratigraphique dit cycle-séquence. Cependant, ce mouvement rétrogradant alterne avec le déplacement de la ligne de côte et des sédiments côtiers vers la mer sans aggradation négative. Ceci veut dire, qu'il n'y a pas des chutes relatives du niveau de la mer entre chaque montée relative (incréments ou paracycles eustatiques). En d'autres mots, on peut dire qu'une transgression est une succession de régressions chaque fois plus petites, une fois qu'à chaque paracycle eustatique l'extension de la plate-forme continentale de la tranche d'eau augmentent. Les surfaces de ravinement sont des surfaces d'érosion induites par l'action des vagues qui se forment quand l'eau avance sur une surface sédimentaire sous-jacente. Ainsi, si la partie supérieure d'un prisme de bas niveau a une zone subaérienne, certainement, il aura une surface de ravinement associé dès que le niveau de la mer relative monte. Dans les affleurements et puits d'exploration pétrolière, les surfaces de ravinement sont, normalement, assimilées avec les surfaces transgressives d'érosion. Cependant, comme les surfaces transgressives d'érosion sont diachroniques (ne correspondent pas à des lignes temps), elles coïncident uniquement avec une surface de ravinement de manière temporaire. Pendant la phase de stabilité du niveau de la mer qui suit une montée relative, autrement dit, quand les sédiments et la ligne de côte progradent vers la mer, se forment, en général, des terriers de glossifungites (bioperforations verticales, en forme de U ou finement ramifiées) qui sont, en grande partie, remplies pendant les incrément suivant de la montée relative du niveau de la mer ou au moment du pic de la transgression (quand le niveau de la mer commence à monter en décélération. Dans ce dernier cas, la surface de ravinement coïncide avec la surface transgressive d'érosion.

Suspension (transport).....................................................................................................................................................................................Suspension

Un des moyens de transport des sédiments dans un courant.

Voir : « Courant de Dérive Littorale »
&
« Limite d'Action des Vagues de Beau Temps »
&
« Plage Intratidale (entre marées) »

Les particules sédimentaires solides (sédiments), normalement, sont transportées due à une combinaison de la force de la gravité qui agit sur les sédiments, et / ou le mouvement de fluide dans lequel les sédiments sont traînes, roulés ou en suspension. Une compréhension du transport des sédiments est, généralement, utilisée dans les systèmes naturels, où les particules sont des roches clastiques (sable, gravier, galets, etc.), silte ou argile. Le fluide peut être l'air, l'eau ou la glace. La force de la gravité peut agir pour déplacer les particules sur la surface, plus au moins, inclinée sur laquelle ils reposent. Le transport des sédiments dû au mouvement de fluides a lieu dans les cours d'eau, océans, lacs et autres masses d'eau dû à des courants et marées. Dans les glaciers qui s'écoulent, et en surfaces terrestres sous l'influence du vent. Le transport de sédiments dû uniquement à la gravité a lieu sur des surfaces inclinées, en général, dans les pentes, escarpements, falaises et près de la limite entre la plat-forme et talus continentale (quand le bassin a une plate-forme) ou entre la limite de plaine côtière et talus continental, quand la bassin n'a pas de plate-forme. La connaissance du transport des sédiments est utilisée pour déterminer s'il y a érosion ou dépôt, la magnitude de l'érosion ou du dépôt, le temps et la distance en qu'elle aura lieu. La charge ou matériel en suspension est, en général, supportée dans la partie inférieure et moyenne d'un courant et une grande partie se déplace où la vitesse du courant est moyenne. Au delà du transport en suspension, les sédiments peuvent être transportés par saltation et traction. La saltation est un processus de transport où les particules sédimentaires de la taille du sable ou du gravier quand traînes par le fluide se déplacent, en général, par des sauts. Dans un transport par traction, les particules sédimentaires sont poussées dans le sens de l'écoulement par roulement, glissement, entraînement et sauts. La compréhension et signification des structures sédimentaires primaires, en termes de processus physiques, biologiques et chimiques, qui ont lieu durant ou immédiatement après le dépôt, c'est le point de départ de l'analyse des roches sédimentaires et des environnements dans lesquels elle se déposent. Pour cela, la connaissance et la compréhension du type de transport est très important.

Suture Salifère..................................................................................................................................................................................................Salt weld

Surface ou zone qui met en contact strates originellement séparés par un niveau évaporitique autochtone ou allochtone. Une suture salifère correspond à une structure négative résultant de l'écoulement ou de l'expulsion (partielle ou totale) de l'horizon salifère. Sur le terrain ou dans les carottes, dans la plupart des cas, elle est reconnue par un résidu insoluble, plus au moins, bréchifié, avec des pseudomorphes d'halite, mis il est trop mince pour être visible sur les données sismiques, sur lesquelles elle est soulignée par une disharmonie tectonique. Une des caractéristiques des sutures salifères est la présence d'inversions tectoniques des horizons sus-jacents.

Voir : «Évaporite »
&
« Halocinèse »
&
« Subsidence Compensatoire »

Dans cette tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique de l'offshore du Nord de la Norvège, une suture salifère est, facilement, reconnue entre deux monticules de sel qui représentent le niveau salifère autochtone. Cette tentative d'interprétation est corroborée par la présence d'un centre de dépôt (région où les intervalles post-salifères sont plus épais), au-dessus de la suture salifère. Le plus probable c'est que le centre de dépôt soit le résultat d'une subsidence compensatoire induite par l'écoulement latéral du sel. En fait, il n'existe aucune autre façon cohérente d'expliquer une si importante l'augmentation de l'épaisseur et si localisée (la ligne sismique est trop courte pour montrer que le centre de dépôt est très localisé. Cependant, d'autres lignes sismiques parallèles à celle de la tentative d'interprétation, montrent, clairement, qu'à SO de la suture salifère, l'intervalle salifère augmente d'épaisseur et que les intervalles sus-jacents on une épaisseur, progressivement, plus réduite. Il est important de noter, que malgré le fait que dans cette tentative d'interprétation (en temps), le réflecteur associé à la base du sel et de la suture salifère soit très déformé, dans une version en profondeur il est sub-horizontal. Une telle déformation visible dans la ligne sismique et, également, dans cette tentative d'interprétation (temps), est la conséquence des artefacts sismiques induits par les variations latérales de la vitesse d'intervalle, ainsi comme, de l'épaisseur de l'intervalle évaporitique et des sédiments post-salifères. La vitesse d'intervalle du sel est d'environ 5.18 km/s et elle est constante en profondeur (le sel ne se compacte pas). La vitesse des sédiments post-salifères est beaucoup plus petite, bien que elle augmente en profondeur, une fois que la compaction des roches augmente avec la profondeur.

Synclinal.....................................................................................................................................................................................................................Syncline

Plis de forme concave, dans lequel les couches plongent vers le centre de la structure. Dans les cartes géologiques, les synclinaux se reconnaissent facilement pour un succession de couches chaque fois plus jeunes vers le centre de la structure. Les synclinaux sont des structures créées par des régimes compressifs et, par cela, ils ne doivent pas être interprétés comme des synformes qui sont crées par des régimes tectoniques extensifs. Dans un synclinal, les sédiments sont raccourcis, tandis que dans un synforme ils sont allongés.

Voir : « Anticlinal »
&
« Piège (pétrole ou gaz) »
&
« Synforme »

Dans cette tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique composite do nord de l'île de Sumatra (Indonésie), il est évident, que les sédiments ont été raccourcis par un régime tectonique compressif. Ce régime était caractérisé par un ellipsoïde des contraintes effectives (pression géostatique plus pression des pores plus le vecteur tectonique) oblong, ce que veut dire que l'axe σ_1 (axe principal) était horizontal et que les sédiments ont été raccourcis. Cependant, le raccourcissement s'est fait, principalement par des plis cylindriques (anticlinaux et synclinaux) et failles inverses. Ceci signifie que l'axe σ_3 (axe le plus petit de ellipsoïde des contraintes effectives) était vertical. La direction axiale des anticlinaux et synclinaux, ainsi que, la plupart, de la direction des plans des failles inverses était perpendiculaire à la direction du σ_1. Notons qu'il ne peut pas avoir formation de failles normales (synchrones de la compression) en association avec les anticlinaux ou synclinaux, en particulier, près de l'apex des structures. S'il y a des failles normales, elles sont soit plus récentes soit plus anciennes que le raccourcissement, mas pas contemporaines. Quand elles sont plus anciennes, en général, elle sont réactivées (fonction de l'angle entre la direction de la faille et la direction de σ_1) comme failles inverses pendant le raccourcissement, bien que en certains cas elles puissent maintenir, localement, une géométrie normale apparente (quand l'inversion des blocs faillés n'est pas totale). Quand les failles normales sont plus récentes, elles ont une géométrie typique des failles d'allongement. D'autre coté, comme on peut le constater, la plupart des failles visibles dans cette tentative d'interprétation sont les anciennes failles normales créées durant la faille de rifting (extension = allongement) du bassin d'arrière-arc qui ont été réactivées pendant le raccourcissement. De cette manière, la direction axiale des anticlinaux et synclinaux peut, localement, être légèrement différente de la direction de σ_1.

Synforme....................................................................................................................................................................................................................Synform

Structure de forme concave, similaire à un synclinal, c'est-à-dire, dans laquelle les couches plongent vers le centre, mais induite par un régime tectonique extensive (régional ou local). Contrairement à un synclinal, un synforme se développe pendant des régimes tectoniques en extension, autrement dit, que les synformes allongent les sédiments, tandis que les synclinaux les raccourcissent.

Voir : « Anticlinal »
&
« Piège (pétrole ou gaz) »
&
« Synclinal »

Dans cette tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique de l'offshore Nord de l'Angola, les synformes sont associés avec l'halocinèse (tectonique salifère sans vecteur tectonique). Les synformes se forment au fur et à mesure que le sel s'est écoulé latéral et verticalement. En fait, quand le sel s'écoule, d'écoulement crée un vide, le quel est remplit par les sédiments déjà déposés ou synchrones de l'écoulement. Dans la réalité, comme disent beaucoup de géoscientistes, la nature a horreur du vide. Le remplissage de l'espace vide se fait par allongement des sédiments sus-jacents, le quel ne peut se faire que par des failles normales. La plupart des fois, comme c'est le cas dans cette tentative d'interprétation, les failles normales ne sont pas visibles parce que ses déplacements sont très petits et inférieurs à la résolution sismique. Cependant, les failles normales sont, parfaitement, visibles dans les diagraphies électrique d'inclinaison (HDT) et surtout dans les carottes de forage. Dans cet exemple, la géométrie des synformes a été, plus tard, légèrement comprimée, une fois que pendant le Pliocène, les sédiments ont été raccourcis par un régime tectonique compressif (pression associé aux dorsales océaniques), comme les biseaux d'aggradation, dans la partie supérieur (au-dessus des dômes salifères), le suggèrent. Un tel régime tectonique a contribué à la formation des sutures salifères verticales qui séparent le sel autochtone de allochtone, bien que le mécanisme principal soit la différence de densité entre le sel et les sédiments. Les sédiments se compactent au fur et à mesure qu'il s'enfouissent, ce qui augmente leur densité. La densité du sel est constante, i.e., 2.15 - 2.17 fonction de la teneur en magnésium) en profondeur. Un dôme salifère avec des parois verticales est une impossibilité physique. Il y a un horizon d'inversion, au-dessus du quel le sel est plus dense que les sédiments. Le sel exerce une pression qui n'est pas compensée par la pression des sédiments. En-dessous du point d'inversion, au contraire, la pression que les sédiments exercent contre le sel n'est pas compensée par la pression que le sel exerce contre les sédiments et c'est pour cela que le sel se déconnecte de la roche mère salifère.

Synthème...................................................................................................................................................................................................................Synthem

Intervalle discordant, autrement dit, un intervalle sédimentaire limité entre deux discordances de type I ou de type II. Il est important de ne pas confondre un intervalle stratigraphique discordant avec un cycle stratigraphique dit cycle-séquence, une fois qu'un cycle-séquence est limité par des discordances et pas ses conformités corrélatives (en eau profonde).

Voir : « Cycle Séquence »
&
« Discordance de Type I »
&
« Rebord du Bassin »

Contrairement à un cycle-séquence qui se peut se mettre en évidence au-delà du rebord du bassin, dans les parties plus profondes, un intervalle stratigraphique discordant ou synthème, en général, peut uniquement se reconnaître sur le talus continental supérieur et en amont du rebord du bassin. En fait, l'érosion, induite par les chutes relatives du niveau de la mer est, uniquement, matérialisée par les canyons sous-marins, biseaux d'aggradation et de troncature, dans le talus continental, et par le remplissage des vallées incisées (ou encaissées) sur la plate-forme continentale. Comme les unités stratigraphiques limitées par discordances, les synthèmes plus fréquents, probablement, sont limités par des discordances régionales et inter-régionales et pour cela ils ont une épaisseur importante (comparable à celle des sous-cycles stratigraphiques d’empiétement continental). Ceci veut dire, que le terme synthème est recommande pour telles unités. Ainsi, il est très utile dans les bassins cratoniques, où la colonne stratigraphique est fondamentalement constituée par des intervalles déposés sous une tranche d'eau, relativement, peu épaisse (en amont du rebord du bassin). Le terme interthème a été proposé, par certains géoscientistes, pour désigner des petites unités stratigraphiques limitées par des discordances plus locales, avec une épaisseur et intervalle de temps équivalentes aux formations et étages géologiques. Les préfixes "sous" et "super" peuvent, éventuellement, être utilisés pour les hiérarchies supérieurs. Dans cette tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique de l'offshore du sud de l'île aux Ourses, le bassin de type-rifte, entre le substratum et la marge divergente, est limité par deux discordances (la discordance supérieure est, nettement, angulaire, ce qui veut dire, qu'elle a été renforcée par la tectonique et, par conséquent, on peut dire, qu'elle forme un synthème. Notons que, comme la plupart des sédiments qui forment les bassins de type-rift sont non-marins, la reconnaissance des discordances internes permet, par fois, de subdiviser le synthème en sous-synthèmes.

Système...........................................................................................................................................................................................................................System

Ensemble d'éléments interconnectés de manière à former un tout organisé. Les systèmes se trouvent en plusieurs disciplines, comme dans la biologie, médecine, géologie, géologie pétrolière, informatique administration, etc.

Voir : « Système de Déposition »
&
« Système Pétrolier »
&
« Temps Géologique »

Le terme système vient du grec et signifie combiner, ajuster ou former un ensemble. En fait, tout système, qu'il soit géologique, pétrolier, biologique, etc., a l'objectif, général, a être atteint. Un système est un ensemble d'organes fonctionnels, composants, entités, parties ou éléments et leurs relations ente eux. L'intégration entre ces composants peut se réaliser par flux d'informations, flux de matière, flux d'énergie, etc. La bonne intégration des composants d'un système est la synergie, qui détermine que les informations qui ont eu lieu en une des parts influencera toutes les autres. La haute synergie d'un système fait qu'il soit possible qu'il accomplisse sa finalité et atteigne son objectif de manière efficiente. N'oublions pas qu'un système est plus que la simple somme de ses parts. Pour cela, la méthode cartésienne (étude individuelle des parts pour comprendre le tout) ne fonctionne pas. Dans cette figure est illustré un des divers tableaux de l'étude d'un système pétrolier (relation génétique entre une roche-mère et une accumulation d'huile). Comme on peut le constater un système pétrolier est constitué par trois sous-systèmes : (i) Générateur ; (ii) Migration-Piège et (iii) Préservation, dans lesquels différents paramètres pétrolier doivent être considérés : a) Roche-mère ; b) Roche-réservoir ; c) Roche de couverture (latérale et verticale) ; d) Maturation (de la matière organique) ; e) Migration ; f) Piège et g) Préservation, etc. C'est l'interaction entre tous ces paramètres qui peut créer un système pétrolier, qu'il soit connu (!), hypothétique (.) ou spéculatif (?). Il ne faut confondre système qui, comme dit auparavant, est un tout, formé pour plusieurs parts interconnectées, avec théorie. Une théorie est un ensemble, plus au moins, cohérent d'hypothèses (intuition, pari ou conjecture qui peut être réfuté) testées par évidence et raisonnement qui ont un grand pouvoir explicatif, ce qui veut dire, qu'une théorie est un ensemble d'hypothèses interconnectées qui sont basées : (A) En évidence ou observations ; (B) E raisonnement ou logique et (C) Cohérentes et internement consistantes.

Système (théorie)..........................................................................................................................................................................................................System

Ensemble d'entités interactives et interdépendantes, réels ou abstraites qui forment un tout.

Voir : « Système de Déposition »
&
« Système Pétrolier »
&
« Temps Géologique »

Beaucoup de géoscientistes qu'utilisent la Stratigraphie Séquentielle adoptent, souvent, une méthodologie analytique ou réductionniste. Ils suivent l'ancien paradigme analytique cartésien avec lequel la science occidentale a beaucoup progressé, autrement dit, "Le tout est égal a la somme de ses parts". En d'autres mots, beaucoup de géoscientistes croient, encore, qu'en certains systèmes géologiques complexes, comme la Théorie des Plaques Tectoniques, Paléontologie, Stratigraphie, etc., le comportement du "Tout" peut être compris à partir de l'étude des "parts". Ils pensent qu'il est possible de comprendre (ne pas confondre avec décrire) le remplissage d'un bassin sédimentaire faisant uniquement des études analytiques des intervalles sédimentaires (cycles-séquences). Ils travaillent par induction et tentent progresser du particulier vers le général, c'est-à-dire, des parts vers le tout, rejetant l'hypothèse que la "Théorie précède l'Observation" (K. Popper). Cependant, la plupart des géoscientistes sait que le grand choc scientifique des siècles passés à été l'introduction des systèmes qui ne peuvent pas être compris par l'analyse. La méthode holistique ou contextuelle (ou méthode systémique) et la manière de penser globale qui implique que les propriétés des parts d'un tout ne sont pas intrinsèques et que le tout est plus que la somme des parts, est en train de trouver une acceptation croissante dans la communité scientifique. Dans la géologie pétrolière on parle, par exemple, de système pétrolier, qui est une relation génétiques entre une roche-mère et une accumulation d'hydrocarbures. Un système pétrolier (tout) est constitué par plusieurs parts : (i) Sous-système générateur ; (ii) Sous-système Piège-Migration, etc. Cependant le système pétrolier est beaucoup plus que la simple somme des sous-systèmes générateur, piège-migration et autres. Dans un bassin sédimentaire si un de ces sous-systèmes n'existe pas, la présence d'un système pétrolier est impossible. Ainsi, dans l'exploration pétrolière, il n'est pas nécessaire de dépenser de l'argent en sismique si, par exemple, les géoscientistes ne trouvent pas dans la colonne stratigraphique du bassin un ou plusieurs intervalles sédimentaires riches en matière organique, autrement dit, un sous-système générateur potentiel. Comme la probabilité de rencontrer des hydrocarbures dans un bassin (le tout) est le produit des probabilités de présence des paramètres pétroliers (les parts), si la probabilité de présence d'un paramètre est zéro, la probabilité de présence du système sera zéro.

Système Charbonneux.................................................................................................................................................................Carboniferous

Période de l'Ère Paléozoïque entre 286 et 360 Ma (Harland et al., 1982). Synonyme de Carbonifère.

Voir : « Carbonifère »
&
« Paléozoïque »
&
« Charbon »

Le système charbonneux a été un temps de grandes transformations. La grand continent des vieux grès rouges a été érodé et, une fois de plus, la mer a couvert la région qui aujourd'hui correspond à la partie centrale de l'Angleterre. Ce qui est aujourd'hui le Pays de Galles et l'Angleterre, autrement dit, la Britannia des romains, était très proches de l'équateur. Pendant le système charbonneux ou carbonifère, les variations globales du niveau de la mer ont été très importantes. Une des principales raison de ces changements a été la formation d'un supercontinent, mais d'autres raisons, comme l'occurrence d'une intense glaciation, sont également avancées. Des périodes glaciaires et interglaciaires ont alterné plusieurs fois. Comme la Britannia était très proche de l'équateur, évidement, qu'elle n'a pas souffert, directement, l'effet de la glace, mais uniquement les variations du niveaux de la mer induites par les périodes glaciaires et inter-glaciaires. Durant les périodes glaciaires, comme beaucoup d'eau s'est transformé en glace, le niveau de la mer (global ou eustatique) a descendu. Au contraire, pendant les périodes inter-glaciaires, avec la fusion de la glace des calottes glaciaires, le niveau global de la mer a monté. La stratigraphie de la partie centrale de l'Angleterre suggère un grand nombre de chutes et montées relatives du niveau de la mer, induites, principalement, par la glacio-eustasie. Les périodes de bas niveau de la mer sont représentés par des deltas sableux et des niveaux de charbon formés à partir des restes des plantes. Durant les périodes de haut niveau de la mer (variation relatives), les deltas ont été immergés et des minces horizons de calcaire se sont déposés au-dessus des sables deltaïques et des charbons. Pendant le système charbonneux (Carbonifère), cette alternance de sables, charbons et calcaires est typique du centre de l'Angleterre. Elle s'est répétée plusieurs fois, jusqu'à l'exhumation de la région qui a eu lieu par la suite. Actuellement, avec tout ce qui est dit sur le réchauffement climatique anthropogène (produit par l'homme), la période Carbonifère semble très étrange. En fait, la quantité d'oxygène dans l'atmosphère de cette époque était environ 30 %, ce qui est beaucoup plus haute qu'aujourd'hui (21%). Un tel pourcentage d'oxygène rendait, certainement, l'air très épais et riche, ce que théoriquement, semble difficulter l'évolution de certaines espèces. Le taux de CO_2 était, aussi, beaucoup plus haut qu'aujourd'hui. Cependant, actuellement, les pays riches veulent réguler ces substances en parties par milliards et dépenser des centaines de milliards de dollars pour, soit disant, éviter des risques hypothétiques.

Système Deltaïque-Alluvial..............................................................................................................................................Fan-delta system

Système sédimentaire, généralement, ancien, déposé en bassins tectoniquement actifs et construit, essentiellement, par des systèmes de deltas-alluviaux et deltas-fleuves dominés par des inondations catastrophiques. Ces systèmes et les éléments de déposition qui les composent, ne peuvent pas être décrits par les modèles sédimentaires courants comme : (i) Processus fluviaux et deltaïques normaux ; (ii) Lithologies et (iii) Contextes géomorphologiques dérivés de l'étude des environnements marins modernes.

Voir : « Alluvial »
&
« Delta »
&
« Milieu de Sédimentaire »

En général, les systèmes deltaïque-alluviaux progradent à partir d'un rupture d'inclinaison importante d'un ligne chron stratigraphique, comme la base ou les contreforts d'une montagne, comme illustré dans ce modèle géologique proposé par E. Mutti. Dans la simulation illustrée dans la partie supérieure gauche de cette figure, les petits lobes de sédiments formés, sous une tranche d'eau très faible, dans les marges d'un cône sédimentaire important, ils se comportent comme un delta digité et simulent un système deltaïque-alluvial. Dans le modèle de Mutti, les lobes associés avec les inondation qui normalement se différencient facilement des cônes sous-marins de talus peuvent, en certains cas, dépasser largement le rebord du bassin. En des telles conditions, la différentiation entre les lobes deltaïques et cônes sous-marins, quand possible, est très subtil. Mutti admet que ni toujours le dépôt de cônes sous-marins, qu'il soit de bassin ou talus, se fait dans des conditions géologiques de bas niveau (niveau de la mer plus bas que le rebord du bassin) en association avec un chute relative du niveau de la mer significative (hypothèse de P. Vail). En fait, pendant les inondations (crues), la charge de s cours d'eau est tellement importante que quand les fleuves entrent dans la mer, ils peuvent induire des courants de turbidité qui transportent, vers les parties profondes des bassins, les sédiments transportés par les crues et les déposer comme des systèmes turbiditiques. De la même façon, quand en conditions de haut niveau de la mer, la ligne de baie (la rupture d'inclinaison la plus en amont d'une ligne chronostratigraphique, qui sépare les dépôts fluviaux des côtiers) est proche du rebord continental (ne pas confondre avec le rebord du bassin, bien qu'ils puissent, en certaines condition, coïncider), il est possible qu'un système deltaïque-alluvial puisse entrer directement dans la mer, en eau profonde, et créer ce que beaucoup de géoscientistes appellent delta alluvial ou delta type-Gilbert.