Théorie Morphotectonique (méandres)...............................................................................................................Morphotectonic theory

Théorie qui dit que les obstacles qui induisent la formation de méandres peuvent être prédits (contrairement à la théorie stochastique), une fois qu'ils sont associés à des processus géologiques et géomorphologiques connus.

Voir : « Méandre »
&
« Faille »
&
« Théorie Stochastique (méandres) »

Cette figure illustre clairement le contrôle tectonique dans la formation et géométrie des méandres. N'oublions pas que d'un méandre est une courbe d'une rivière qui coule, généralement, dans la plaine inondable et qui change de forme et position avec les variations de plus ou moins énergie et charges fluviales au cours des différentes saisons. Bien que les méandres soient plus fréquente dans les plaines inondables, il y a, aussi, des méandres de vallée, comme illustré sur cette figure, où la géométrie de méandres et de la géométrie de la vallée est la même, ce qui n'est le cas dans un méandre de plaine alluviale. Trois théories ont été avancées pour expliquer la formation de méandres : (i) Stochastique; (ii) Équilibre et (iii) Géomorphologique ou morphotectonique. Dans la théorie stochastique, un méandre est le résultat des fluctuations stochastiques (occasionnelles et aléatoires) de la direction de l'écoulement dû à la présence d'obstacles dans le lit de la rivière. Dans la théorie de l'équilibre, les méandres diminuent le gradient de l'écoulement jusqu'à ce qu'il y ait un équilibre entre l'érosion du sol et la capacité de transport du courant. En réalité, une masse d'eau qui s'écoule, vers le bas de la pente, libère de l'énergie potentielle qui, lorsque la vitesse à la fin et au début de la circulation est le même, est ensuite éliminé grâce à l'interaction avec le matériel du courant. La théorie géomorphologique ou morphotectonique dit sont les structures du sol les principales responsables de la formation des méandres. Notons que cette dernière théorie, la géomorphologie se réfère à la structure de la surface du sol et que la morphotectonique a à voir avec la structure tectonique de roches. L’événement inclus dans ces catégories ne sont pas aléatoires et contrôler les trajectoires des écoulements non-aléatoires. Ils sont, pour la plupart, des obstacles prévisibles qui contrôlent la formation des méandres, détournant les écoulements, comme illustré sur cette figure, où les failles et les plans de stratification contrôlent les trajectoires. Plus grand grande est courbure d'un méandre, plus le débit est plus rapide et plus fort sera le courant transverse et le balayage du matériel le long du lit du chenal en direction de la rive interne.

Théorie Nébulaire.......................................................................................................................................................................Nebular hypothesis

Théorie dans laquelle le système solaire s'est formé par contraction d'un nuage de gaz et poussière.

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

L'hypothèse de la nébuleuse a été proposée, par la première fois, en 1734 par E. Swedenborg et en 1755, par Kant, qui ont admis qu'une nébuleuse en tournant lentement, sur elle-même, se condense, progressivement, s'aplatissent par gravité, pour former des étoiles et planètes. Ainsi, la nébuleuse solaire est le nuage de gaz ou un disque d'accrétion à partir du lequel le système solaire s'est formé. Un modèle similaire a été proposé, en 1796, par Laplace. En effet, selon cette théorie, la nébuleuse aurait un diamètre initial de 100 UA et une masse de 2 à 3 fois la masse actuelle du Soleil. Avec le temps, la gravité a causé la condensation du nuage de gaz, augmentant la pression et densité, créant une proto-étoile dans le centre de la nébuleuse. Ce système primitif était chauffé par le frottement des molécules, la fusion n'est qu'apparut que beaucoup plus tard. En raison du principe de la conservation du moment angulaire (qui implique l'accélération de la rotation lors de la contraction), la nébuleuse ne s'est effondrée, totalement, sur elle même, elle a formée un disque proto-planétaire en orbite autour de la proto-étoile, comme illustrée sur cette planche. À l'intérieur du système, les éléments les plus légers, tels que l'hydrogène et hélium, ont été déplacés vers l'extérieur de la région centrale par le vent solaire et pression de radiation, laissant en arrière les éléments plus lourds et particules de poussière qui forment les protoplanètes. Dans la partie externe de la nébuleuse solaire, de la glace et gaz sont restés, plus ou moins, dans le même site, ce qui a entraîné la formation de planètes minéraux et planètes gazeuses dans la partie externe. Après, environ 100 millions d'années, la température de la protoétoile a atteint un niveau tel que les réactions thermonucléaires ont commencé à se produire et la proto-étoile s'est transformée en soleil. Probablement, en même temps, c'est-à-dire, il y a environ 4.6 Ga, se sont formés les planètes intérieures (planètes minérales ou rocheuses). Les lunes des planètes géantes de gaz semble avoir été formées de la même manière, s'individualisant à partir des disques d'accrétion formés autour de ces planètes. Au contraire, la Lune se serait formée à la suite de la collision de la Terre avec un objet céleste avec une taille similaire à celle de la planète Mars. À la fin du XIXe siècle, la théorie de la nébuleuse a été réfutée et critiquée par Maxwell qui a montré que si la matière des planètes connues avait un jour été distribuée autour du Soleil, sous la forme d'un disque, les forces de rotation différentielles auraient empêché la création de planètes.

Théorie de Rossby..............................................................................................................................................................................Rossby theory

Théorie selon laquelle les courants d'air autour de la Terre qui n'ont pas une trajectoire circulaire, forment des ondes (ondes de Rossby) qui suivent une trajectoire sinueuse vers le Sud (dans hémisphère Nord), en direction des tropiques, dû aux variations de l'effet de Coriolis avec la latitude..

Voir : « Effet de Coriolis »
&
« Latitude »
&
« Atmosphère »

Comme l'illustre cette figure, les ondes de Rossby et les ondes planétaires sont des méandres géants dans les courants de fluides de proportions planétaires. Dans les atmosphères planétaires, les ondes de Rossby se forment en raison de la variation de Coriolis avec la latitude. Ces ondes ont d'abord été identifiés dans l'atmosphère de la Terre, en 1939, par Rossby, qui a expliqué son mouvement. Les ondes de Rossby sont un sous-ensemble des ondes inertielles. La particularité de l'identification des ondes de Rossby est sa vitesse de phase (la vitesse des crêtes des vagues) qui est toujours vers à l'Ouest. Cependant, la vitesse de groupe de l'onde (associée avec le flux de l'énergie) peut être dans n'importe quelle direction. Les ondes plus courtes, généralement, ont une vitesse de groupe vers l'Est, tandis que les ondes plus longues ont une vitesse de groupe vers l'Ouest. Les termes «ondes de Rossby barotropes" et "baroclines" sont utilisés pour distinguer leur structure verticale. Ondes de Rossby barotropes ne varie pas dans leur structure verticale et ont les vitesses les plus rapides de propagation. En outre, les ondes de Rossby baroclines ont une vitesse plus faible, avec des vitesse de quelques centimètres par seconde ou moins. Ondes de Rossby dans l'atmosphère sont faciles à observer comme les méandres du courant-jet (courant de l'Ouest) à grande échelle. Lorsque les méandres deviennent très détachés, détachant les masses de masses air froides ou chaudes, les masses d'air qui deviennent des cyclones et anticyclones et sont responsables de la situation météorologique quotidien dans les latitudes moyennes. Ces ondes se propagent de droite à gauche (Est-Ouest) avec une vitesse de translation proportionnelle à la longueur d'onde (typiquement 3000 km). Cependant, en raison du mouvement général di courant de l'Ouest, qui est de l'Ouest vers l'Est dans la haute troposphère et à les latitudes moyennes, les petites ondes associés à des perturbations baroclines (fronts froids et cyclones extra-tropicales) semblent se déplacer de l'Ouest vers l'Est, une fois que la vitesse moyenne du courant de l'Ouest est, généralement, supérieure à la vitesse de l'onde de translation de l'onde Rossby en direction contraire.

Théorie Stochastique (méandres)...........................................................................................................................................Stochastic theory

Théorie qui suggère que l’évolution d'un méandre est le résultat des fluctuations stochastiques (soumises aux lois du hasard) de la direction de l'écoulement dû à la présence d'obstacles qui changent la direction de la trajectoire du courant.

Voir : « Méandre »
&
« Méandre Abandonné »
&
« Barre de méandre (modèle) »

Un méandre est un courbe serrée d'une rivière qui coule dans sa plaine alluviale et qui change de forme et position avec les variations de plus grande ou plus petite énergie et charge fluviale au cours des différentes saisons. Les méandres sont communs dans les plaines alluviales, mais se forment aussi de manière plus stricte, dans d'autres conditions sur des sols sédimentaires plus au moins horizontaux (méandres de vallée). Le lit de la rivière change constamment le long de la plaine alluvial, grâce à un processus continu d'érosion et de dépôt le long des marges, d'où le nom de méandre divaguant. Les marges externes des méandres, centrifuges des courants, ont des bancs qui sont progressivement érodés, et sur les marges internes il y a déposition, principalement, de sable. Ce processus conduit à l'accentuation de la courbure du méandre, lequel finit par former un tour entier tronqué dans un point par lequel la rivière passe à s'écouler laissant l'ancien méandre abandonnée et fermé comme un lac en forme de U. Trois théories ont été avancées pour expliquer la formation de méandres : (i) Stochastique ; (ii) Équilibre et (iii) Géomorphologique ou morphotectonique. Selon la théorie stochastique, un méandre est le résultat de fluctuations stochastiques, c'est-à-dire, occasionnelles et aléatoires dans le sens de la direction de l'écoulement dû à la présence d'obstacles dans le lit de la rivière. Dans la théorie de l'équilibre, des méandres diminuent le gradient du courant jusqu'à ce qu'il y ait un équilibre entre l'érosion du sol et la capacité de transport de l'écoulement. Enfin, dans théorie morphotectonique, ce sont les structures tectoniques de la terre, en particulier les plis et failles, les principaux responsable de la formation des méandres. La théorie stochastique est basée dans le fait que, étant donnée une surface artificielle, plate et inclinée, les pluies ruissellent s'écoulent dans les lames, mais même dans ce cas, l'adhérence de l'eau à la surface et la cohésion de gouttes produisent filets de forme aléatoire. Les surfaces naturelles sont rudes et érodées. Le résultat de tous les facteurs physiques, qui agissent de forme aléatoire des chenaux rectilignes, qui deviennent progressivement deviennent sinueux.

Théorie de la Subsidence (Darwin)..........................................................................................................Darwin Theory of Subsidence

Théorie proposée par Darwin pour expliquer la croissance verticale des récifs coralliens, laquelle serait contrôlée par l'affaissement du fond de la mer (en conditions de subsidence graduelle) et, en général, associée à l'évolution d'une île volcanique, autrement dit, d'un volcan.

Voir : « Plate-forme Carbonatée Auréolée »
&
« Récif »
&
« Variation Relative (du niveau de la mer) »

Il y a plusieurs théories pour expliquer la formation de récifs, mais, probablement, les plus correctes sont de Charles Darwin et Reginald Daly. La théorie de Darwin, comme illustré sur cette figure, est la théorie de l'affaissement ou de la subsidence. Selon cette théorie, les récifs frangeants sont formés le long des bords d'une île, puis, par la suite à l'affaissement de l'île, il se forme un récif barrière. L'affaissement peut être causée soit par une : (i) Expansion océanique qui provoque une montée eustatique du niveau de la mer ou par le (ii) Poids de l'île elle-même, que provoque une monté relative du niveau de la mer. De toute façon, une subsidence continue provoque l'immersion complète de l'île, laissant, autour, un récif circulaire, c'est-à-dire, un atoll, autour d'un plan d'eau central (lagon). Cette théorie a été corroborée par les puits de recherche sur l'île de Eniwetok (un atoll des îles Marshall dans le Pacifique occidental). En effet, les puits reconnu, à environ 120 profondeur de metros, le sommet basaltique d'un ancien volcan. La théorie de la subsidence de Darwin explique de manière satisfaisante de nombreux récifs, mais pas tous. Une deuxième théorie a été proposé par Daly. Cette théorie donne une autre vue de la formation d'un récif frangeant. Daly a suggéré les glaciations sont la principale raison de la formation de récifs. Selon sa théorie, Daly a admis une séquence des événements que conduisent à la formation d'un récif sur une surface plane qui commence avec un petit récif frangeant qui se trouve dans in âge de glace. Les eaux froides empêchent la croissance des coraux une fois que le niveaux de la mer chute en raison de la grande quantité d'eau utilisée pour former les glaciers. La partie du récif qui est hors de l'eau est érodée et couper les vagues de la mer. Après la fin de l'ère glaciaire et la fonte des glaciers, le niveau de la mer augmente et les récifs coralliens commencent de nouveau à croître. Cette fois, ils ont grandissent, sur des surfaces planes et horizontales. Cette théorie a, également, été corroborée. Une troisième théorie suggère que la formation des récifs et atolls est, uniquement, due à montée relative du du niveau de la mer. Toutes les théories décrivent comment certains récifs se sont formés et elles sont toutes correctes en certains cas. Cependant, aucun d'entre elles est tout à fait correcte, ni expliquent la formation de tous les récifs.

Théorie des Systèmes..................................................................................................................................................................System's theory

Théorie qui suggère que le tout (système) est plus que la somme de ses parties, autrement dit, que les caractéristiques du système ne se peuvent pas se définir par les caractéristiques des parts.

Voir : « Système Pétrolier »
&
« Théorie de la Tectonique des Plaques »
&
« Cortège Sédimentaire »

La théorie des systèmes étudie l'organisation abstraite de phénomènes, indépendamment de leur formation et configuration actuelle. En termes simples, elle dit que le tout est plus que la somme de ses parties. En effet, comme le suggère cette figure, la compréhension d'un système glacier ne sera jamais obtenue par l'étude de ses différentes composantes de manière isolée. La théorie des systèmes étudie tous les principes commun à toutes les entités complexes et modèles qui peuvent être utilisés pour sa description. La théorie des systèmes, dont les premiers énoncés datent de 1925, a été proposé en 1937 par le biologiste Ludwig von Bertalanffy qui a atteint son apogée de la divulgation dans les années 50. La recherche de Von Bertalanffy a été basée sur un point de vue différent du réductionnisme scientifique jusque-là appliquée par la science conventionnelle. Certains disent que c'était une réaction contre le réductionnisme et une tentative de créer une unification scientifique. Les trois hypothèses de base de la théorie des systèmes peuvent être résumées comme suit : (i) Le système est un ensemble de parts interagentes et interdépendantes qui, ensemble, forment un ensemble unitaire avec un certain but et remplissent une certaine fonction ; (ii) Le système peut être défini comme un ensemble d'éléments interdépendants qui interagissent avec des objectifs communs formant un tout, et où chacun des éléments se comporte, à son tour, comme un système dont le résultat est plus grand que le résultat si unités auraient travailler de façon autonome ; n'importe quel ensemble de pièces jointes peut être considéré comme un système, puisque les relations entre les parties et le comportement de l'ensemble est le centre de l'attention ; (iii) Le système est un ensemble de pièces coordonnés formant un tout complexe ou unitaire. Selon la théorie des systèmes, au lieu de réduire une entité (un strate par exemple) pour l'étude individuelle des propriétés de ses parties ou éléments (minéraux), on doit se concentrer sur l'agencement de l'ensemble, c'est-à-dire, dans les relations entre les parties que s'interconnectent et interagissent. Cela signifie que nous ne pouvez pas détecter le comportement de l'ensemble par les parties ou, en d'autres termes, l'étude des particules d'un élément donné, dont le comportement individuel, bien que prévu, ne peut pas nous dire la position ou le mouvement de l'ensemble.

Théorie de la Tectonique des Plaques........................................................................................................Plate tectonic theory

Théorie qui explique, à grande échelle, l'évidence des mouvements observés dans la lithosphère terrestre. Cette théorie a remplacé (dans les années 60) la vieille théorie de la dérive des continents, proposée au début du XXe siècle par Wegener, par l'introduction du concept d'expansion océanique par formation de croûte océanique nouvelle.

Voir : « Collision Continentale »
&
« Subduction de Type-B (Benioff) »
&
« Supercontinent »

La théorie des plaques implique : (i) La rupture d'un supercontinent par l'allongement et fracturation de la lithosphère ; (ii) La formation de nouveaux océans (expansion océanique) dû à la création d'une nouvelle croûte océanique, le long des dorsales médio-océaniques qui séparent les continents individualisés les uns des autres ; (iii) La fermeture des océans due à la subduction et assimilation, par l'asthénosphère, de l'ancienne croûte océanique le long des zones de subduction et (iv) La collision des continents les uns contre les autres le long des zones de subduction soit du type-B (Benioff, lorsque la plaque lithosphérique plongeante est océanique), soit de type A (Ampferer, lorsque la plaque plongeante est continental). En réalité, toutes les reconstructions paléogéographiques proposées, par exemple, pour l'ère Paléozoïque admettent, au début du Paléozoïque, la formation de deux grands océans (Iapetus et Réique) qui se sont fermés au cours du Permien-Trias. Selon Perroud (1990), on peut être dit que : (a) Dans l'Ordovicien, l'Iapetus (mer entre Laurentia et Baltica) et le Réique (mer entre Baltica et le sud de l'Europe / Afrique) atteint son extension maximale ; (B) Dans l'Ordovicien, l'Iapetus a commencé à se fermer, au fur et à mesure que la Laurentia et Baltica s'approchaient ; (C) Dans le Dévonien, l'Iapetus a disparu avec la formation du vieux continent des grès rouge (orogénie Calédonienne / Taconienne) ; (D) La mer de Réique a disparu à la fin du Paléozoïque avec l'avènement de l'orogénie Hercynienne. De même, comme illustré dans cette figure, au début du Méso-Cénozoïque, presque tous les géoscientistes admettent que le supercontinent Pangée (formé à la fin du Paléozoïque) qui a été entouré par un grand et unique océan, la Panthalassa (le golfe à l'Est de la Pangée est la mer de Téthys), s'est fracturé en plusieurs continents qui se sont séparés les uns des autres au fur et à mesure qu'une nouvelle croûte océanique se formait dans les dorsales médio-océaniques. Actuellement les continents semblent avoir atteint leur maximum d'éloignement et, en certains endroits, comme, par exemple, au Portugal, il est évident que leur rapprochement a, déjà, commencé.

Thermocline ..................................................................................................................................................................................................Thermocline

Tranche d'eau, relativement peu épaisse, dans lequel la température varie rapidement avec la profondeur.

Voir : « Accommodation »
&
« Courant Descendant »
&
« Variation Relative (du niveau de la mer) »

Comme l'eau n'est pas parfaitement transparente, la quasi-totalité de la lumière solaire est absorbée dans la partie supérieure des masses d'eau qui à son tour est chauffée. Le vent et les vagues font circuler l'eau, près de la surface qui distribue la chaleur et tend à homogénéiser la température dans les premières dizaines de mètres. Comme illustré sur cette figure, sous l'intervalle d'eau mélangé, où la température est relativement uniforme, la température chute très rapidement, parfois plus de 15° par 100 mètres de profondeur additionnelle. C'est cette zone de diminution rapide de la température que l'on appelle la thermocline. Sous la thermocline, la température de l'eau continue de diminuer, mais beaucoup plus graduellement. Notons que dans les diagrammes illustrés dans cette figure, par souci de simplicité, les températures de l'eau au-dessus et au-dessous de la thermocline sont considérées comme des constantes, ce qui n'est pas très rare. La grande majorité de l'eau de mer, c'est-à-dire, plus ou moins, 90% de l'eau est en dessous de la thermocline. Dans la partie profond des océans, l'eau qui est très peu mélangée, forme un niveau de densité à peu près constante et avec des températures très froides (de 0 ° à 3 ° C). Naturellement, comme illustré ci-dessus, la thermocline varie avec les saisons et la latitude. Elle est presque constante près des tropiques, mais très variable dans les domaines du climat tempéré (plus épaisse et moins profonde dans l'été qu'en hiver). Le long des zones polaires, la thermocline est pratiquement inexistant, puisque la colonne d'eau est très froide dès la surface jusqu'au fond. La variation de température de l'eau avec la profondeur implique, également, une variation de la salinité de l'eau en profondeur. L'eau des océans circule verticalement (circulation thermohaline), contrairement à la circulation superficielle induite par les vents. En fait, l'eau des océans est soumis à quatre types de mouvement, bien connus de géoscientistes : (i) Courants de surface ; (ii) Courants profondes ; (iii) Courants de marée et (iv) Tsunamis. La source d'énergie des courants de surface et de profondeur est de l'énergie solaire. La source d'énergie des courants de marée est la gravité, tandis que celle des tsunamis est l'énergie interne de la Terre.

Thermohaline (circulation).....................................................................................................................................................................Thermohaline

Circulation globale des eaux des océans induite par les variations de densité de l'eau induites par les écoulement d'eau chaude et peu salée, autrement dit, peu dense et de l'eau froide salée (plus dense).

Voir : « Courant de refoulement »
&
« Courant de Densité »
&
« Courant du Golfe »

Dans cette carte qui illustre la trajectoire du mouvement thermohaline, les flèches plus sombres représentent les courants profonds et plus léger, les courants de surface. L'eau plus dense qui plonge sous les parties les plus profondes des bassins océaniques, se forme dans des domaines spécifiques des océans. Près des régions polaires, l'eau de surface des océans est, fortement, refroidie par les vents, dans la mesure où ils produisent une forte évaporation (refroidissement par évaporation). D'autre part, comme l'évaporation enlève les molécules d'eau pure, elle augmente, considérablement, la salinité de l'eau et, par conséquent, leur densité. Ainsi, une partie de l'eau chaude des régions équatoriales, à se déplacer vers l'océan Atlantique Nord, s'évapore et devient plus salée et froide, au fur et à mesure, qu'elle se mélange avec les eaux froides du nord. La formation de glace contribue, également, de manière significative, à l'augmentation de la salinité, bien que cette augmentation diminue la température de congélation. Dans les régions les plus septentrionales, l'eau de mer devient suffisamment dense pour être en mesure de plonger dans les parties les plus profondes du bassin océanique. Dès que l'eau, plus dense et salée, plonge vers le fond de la mer, elle porte le CO_2 qu'il contient. Cette eau n'émerge ("upwelling") qu'environ un millier d'années plus tard, et très loin de la zone de plongée (voir figure). En fait, l'eau plongeante s'écoule très lentement vers le bas, le long de la plaine abyssale de l'Atlantique en direction du sud vers l'Atlantique Sud. Après, dans l'Atlantique Sud, elle s'oriente parallèlement à l'Antarctique ( plaine abyssale de Weddell) en direction de l'océan Pacifique, pour après, se diriger vers le nord, en direction de le détroit de Béring, où elle refait surface. C'est ce courant froid plongeant, que la grande majorité des auteurs appellent thermohaline et qui semble être l'une des causes majeures du climat, relativement, tempéré de l'Europe. Cependant, il est très probable qu'il y a environ 18.000 ans, lorsque la calotte glaciaire couvrait une grande partie de l'Europe, le thermohaline avait une direction opposée. Le thermohaline permet au gazes atmosphériques d'être transporté en solution vers les plaines abyssales, ce qui renouvelle la teneur en oxygène des environnements profonds rendant la vie possible dans ces environnements.

Thixotrophie (sédiments).............................................................................................................................................................................Thixotrophy

Propriété de certaines substances colloïdes, telles que, par exemple, l'argile, qui perdent consistance ou qui changent d'un gel vers un sol quand on les secoue, mais dont la consistance augmente au repos.

Voir : « Argile »
&
« Sol »
&
« Compaction »

Dans la nature, il y a certains mélanges que sont thixotrophiques. Certains types d'argiles, par exemple, sont thixotrophiques. Les argiles qui sont formés par des particules argileuses solides et des molécules d'eau contenues dans une structure relativement rigide. Souvent certains habitations sont construits avec ces matériaux sans problèmes. Cependant, quand un tremblement de terre se produit, les argiles en raison de l'agitation, deviennent thixotropes et la structure des particules se décompose et disparaît comme un château de cartes. Les molécules d'eau sont libres de se déplacer et elles fournissent la lubrification qui transforme l'argile dans un état liquide et ....les maisons tombent. La boue ordinaire, parfois, agit, aussi, de cette façon. Ainsi, si une personne prend soin de mettre les pieds sur la surface dure et sèche de la boue, elle peut la traverser sans problème. Mais si elle tord un pied lors de la traversée ou si presse fortement le sol, ses chaussures ou ses bottes s'enterrent dans une boue liquéfiés. En géologie, le comportement observé par exemple dans les argiles thixotropes peuvent avoir des conséquences dramatiques en cas de tremblements de terre, comme ce fut le cas à Niigata, illustré sur cette figure. Mais un tel comportement est utilisé dans les boues des puits d'exploration pétrolière pour faciliter le travail de la perceuse. Les sables mouvants soulignent un phénomène naturel que la plupart des personnes on déjà vu au cinéma ou dans la télévision, que fonctionne par le même principe que la thixotrophie. Toutefois, et contrairement à ce qui se passe dans la salle de cinéma, personne disparaît dans les sables mouvants. La formation de sables mouvants se produit lorsque de fines particules de sable sont soumis à un écoulement vers le haut de l'eau qui remplit les espaces entre les grains, ce qui réduit le frottement entre elles, ce qui fait que le sable se comporte comme un liquide. La viscosité des sables mouvants augmente avec des mouvements brusques (thixotrophie). Donc, si un jour vous tombez sur du sable mouvant vous devez vos déplacer lentement et essayer de flotter, ce qui est très facile, car de leur densité (beaucoup plus élevé que celle de l'eau salée).

Tillite....................................................................................................................................................................................................................................Tillite

Roche sédimentaire résultante de la lithification d'un till, c'est-à-dire, d'un mélange de matériau argileux, sable, gravier et cailloux déposé directement par ou sous un glacier.

Voir : « Glaciaire »
&
« Moraine »
&
« Plaine Fluvioglaciaire »

Cet affleurement près Biggenjarga, dans la péninsule de Varanger (nord de la Norvège), a été interprété, en 1981, par H. Reusch (Service géologique de la Norvège), comme un tillite recouvrant un pavement sous-glaciaire, au sommet du quelle des stries induites par la base du glacier (rugosité et petites figures d'arrachement) indiquent la direction et le sens d'écoulement de la glace. D'autre part, il est suggéré, fortement, que la formation Smalfjor correspond à un tillite lithifiée. C'est ce type de roches, d'âge Paléozoïque qui se trouve rencontré des deux côtés de l'océan Atlantique Sud, c'est-à-dire, au Brésil et en Afrique qui a renforcé l'évidence de l'expansion océanique suggérée par géométrie des lignes de côte et de la distribution de la plante fossile Glossopteris (plante gymnosperme, avec des les graines nues). Les tillites fournissent, également, une preuve, difficile de réfuter, de la glaciation précambrienne (« Boule de neige terrestre»). La répartition des tillites est difficile à expliquer en termes de géographie actuelle du monde. Cependant, il est important de rappeler qu'il y a environ 400 Ma, l'Afrique du Nord était située à droite du pôle sud et, plus tard, vers 300 Ma, l'Amérique du Sud, la partie sud de l'Afrique, Madagascar, l'Inde et Australie étaient groupées près du pôle sud. Lorsque la Pangée s'est fracturée, tous les continents (sauf l'Antarctique) ont migré vers le nord, et une grande partie de la glace a disparu de la surface de la Terre. Comme à l'heure actuelle, l'Amérique du Nord et en Eurasie sont coincés l'une à l'autre, autour du pôle nord, on peut dire que un autre âge glaciaire est certainement en cours. Les tillites et en particulier les tills, contiennent, souvent, des dépôts alluviaux de pierres et minéraux précieux qui sont arrachées aux roches mères (roches du substratum) au cours de l'écoulement des glaciers. Des diamants ont été trouvés dans ces roches et les sédiments, non seulement aux États-Unis (Wisconsin, indien, etc.), mais aussi au Canada. En fait, quand les prospecteurs trouvent des diamants ou de l'or dans ce type de sédiments, ils suivent les traces de l'écoulement de la glace vers l'amont afin de trouver les roches-mère telles que, les kimberlites (roche-mère diamant).

Till.................................................................................................................................................................................................................................................Til

Sédiments non-travaillées et non-stratifiées déposés, directement, par ou sous un glacier et qui n'ont pas été réactivés par l'eau fonte du glacier.

Voir : « Glaciaire »
&
« Moraine »
&
« Plaine Fluvioglaciaire »

Toutes les sédiments qui forment les moraines sont du till qui est caractérisé par une absence de triage, une fois que, contrairement à l'eau et au vent, la glace n'a pas tendance à calibrer les sédiments qu'elle transporte. Comme illustré ci-dessus, les grands blocs sont transportés à la même vitesse et de la même manière que les particules plus fines. Lorsque de la fonte de la glace, les glaciers s'amincissent ou rétrogradent, e tout le matériel qui n'est pas, ensuite transportée par l'eau ou par le vent, est laissé sur place formant un mélange chaotique de particules de taille et pétrographique très différente. C'est cette diversité qui rend les tills glaciaires caractéristiques. Avant que géoscientistes admettent et comprennent l'origine des époques glaciaires ils passèrent des décennies pour comprendre l'origine de tills. Au début, ils ont été associés à des événements catastrophiques, tels que, des intenses explosions volcaniques qui non seulement projetaient les blocs à grandes distances, mais aussi causaient l'effondrement des montagnes environnantes. Certains géoscientistes ont associé les tills à des grandes inondation qui transportaient es sédiments vers les régions montagneuses. D'autres ont vu dans les tills une preuve du Diluvium. C'est seulement au début du XIXe siècle, que les géoscientistes ont constaté qu'un glacier ne porte pas uniquement de la glace mais aussi une quantité énorme de sédiments de taille et composition très variable. Ainsi, plusieurs géoscientistes ont commencé à émettre l'hypothèse que lorsque la glace d'un glacier (ou un iceberg) fond, les sédiments qu'il portait à l'avant, au-dessus ou à l'intérieur, pourraient être abandonnés et accumulés sur le terrain. Ainsi, les tills seraient une preuve indéniable des époques glaciaires qui ont existé, en particulier, dans le passé récent. N'oublions pas qu'un glacier est comme un cours d'eau, il n'existe que quand la glace s'écoule, c'est-à-dire, pendant que l'accumulation et l'ablation se compensent. Si l'ablation est plus grand que l'accumulation, le glacier ne se contracte pas, comme beaucoup de monde le pense, il continue à s'écouler, mais il s'amincit, ce qui signifie que, peu à peu, il entre en rétrogradation. Donc, éviter, s'il vous plaît, l'expression "recul des glaciers", que certains géoscientistes sous l'influence des écologistes politiciens utilisent abusivement.

Tombolo .....................................................................................................................................................................................................................Tombolo

Plage ou barre (accumulation pré-littorale) qui relie une île à la terre ferme (continent).

Voir : « Littoral »
&
« Plage »
&
« Chenal de Marée »

Dans cette figure, outre le tombolo qui est le cordon ou cordons de sable (banc e, ou flèches) qui s'étendent entre deux îles ou entre une île et le continent, dû aux courants circulaires résultants de la diffraction des ondes autour de l'île, on peut distinguer d'autres caractéristiques morphologiques de nombreuses formes côtières : (i) Plage qui est une sorte de côte basse avec un estrans constitué du matériel détritique terrigène, sable limoneux et grossiers (cailloux et blocs) ou, en d'autres termes, une accumulation de sable ou galets le long de la ligne de côte ; (ii) Falaise qui est une paroi rocheuse très abrupte face à la mer ; (iii) Promontoire qui est un cap ou l'extrémité d'une falaise ou un pointe rocheuse (protubérance conique du tracé de la côte, avancée vers la mer) : (iv) Grotte qui est une cavité souterraine naturelle créée par une dissolution lente et l'altération des roches par la mer ; (V) Arche naturelle qui une arche perforée par la mer sur une falaise près du promontoire; (vi) Pilier marin qui est un éperon rocheux, haut et étroite, qui émerge d'une plate-forme de l'érosion et qui est le résultat de l'effondrement d'une arche naturelle, qui témoigne, souvent, un recul de la falaise ; (vii) Écueil qui est un éperon rocheux qui émerge ou qui est exposés à marée basse, et que, pendant la marée haute, généralement, est submergé (génétiquement, comme illustré dans ce schéma, un écueil souligne le retraite de la plate-forme à l'abrasion et correspond à la dernière dégradation d'une arche naturelle et un pilier marin ; (viii) Flèche qui est un cordon littoral, qui se forme par la croissance de crêtes pre-littoralles avec une extrémité libre, la pointe de la flèche et l'autre, attachée à la côte; (ix) Îlot qui est une petite île, c'est-à-dire, une surface de terre émergée et isolé du continent ; (x) Lagune qui est une masse d'eau de mer, peu profonde, séparée de la mer par un cordon littoral sableux ou par une île barrière ; (xi) Dunes qui sont des accumulations de sable façonnées par le vent ; (xii) Estuaire qui est une embouchure d'un fleuve influencée par les marées. Les tombolos peuvent être simples ou composés (doubles ou triples), si sont formés par un ou plusieurs cordons littoraux. Dans les tombolos composé, souvent, se forment des lagunes entre les cordons brins (côte type-lido).

Tomographie Sismique......................................................................................................................................................Seismic tomography

Technique de représentation tridimensionnelle, pour des sections ou profils, de l'intérieur de la Terre en utilisant des ordinateurs pour comparer les enregistrements sismiques d'un grand nombre de stations. La tomographie sismique (très semblable à celle utilisée des scanners médicaux (tomographie axiale) est, généralement, utilisée pour évaluer certaines propriétés, comme, par exemple, la vitesse de propagation des ondes de compression (ondes P) et de cisaillement (ondes S).

Voir : « Coefficient de Réflexion »
&
« Sismique de Réflexion »
&
« Sismique 3D »

Théoriquement, les résultats de la tomographie sismique, illustrés sur cette figure, sont dépendent de plusieurs hypothèses, dont les suivantes peuvent être citées : (i) Le matériel froid du manteau terrestre est, généralement, plus rigide et moins compressible que le matériel plus chaud ; (ii) Les ondes sismiques traversent les régions froides du manteau plus rapidement ; (iii) Le matériau chaud, en revanche, est moins dense e, pour cela, les ondes sismiques donc traversent les régions chaudes du manteau plus lentement ; (iv) La matière chaude est associée à des courants ascendants du manteau ; (v) La matière plus froid et plus dense, se trouve, de préférence dans des courants descendants. Dans cette figure, les anomalies tomographiques mis en évidence par des nuances plus claires correspondent à des vitesses plus lentes (ondes S) qui, généralement, suggèrent des températures plus élevées. Au lieu de cela, les anomalies mises en évidence par des teintes plus foncées représentent des matériaux plus froids. Ainsi, dans la partie supérieure qui représente une carte faite à environ 60 km de profondeur, il est intéressant de noter une anomalie négative (matériel froid), d'orientation, plus au moins, Nord-Sud, située dans la partie occidentale de l'océan Pacifique. Probablement, cette anomalie est associée à une zone de subduction de type B, dans laquelle la plaque descendante, plus froide plonge sous la plaque océanique plus chaud et moins dense. Dans la partie Est de cette carte, le contraste entre entre la croûte océanique et la croûte continentale, souligne très bien une subduction de type-B qui caractérise presque toute la ligne de côte Ouest de l'Amérique du Sud et Amérique du Nord côte. Le profil A-A' qui passe, plus ou moins, à la latitude de Los Angeles, illustre, dans ce secteur, le contact transformant entre la croûte continentale de l'Amérique du Nord et la croûte océanique et, dans le secteur ouest, la zone de subduction de type-B (avec convergence Ouest ) qui limite, à Est, les îles nippones, entre autres.

Topoforme...............................................................................................................................................................................................................Topform

L'une des surfaces presque horizontales des sédiments déposés au sommets d'un delta qui prograde vers la mer et qui est la continuation naturelle de la plaine alluviale. Synonyme de Couche Supérieure (d'un delta).

Voir : « Delta »
&
« Surface de Dépôt »
&
« Couche Frontale (d'un delta) »

Théoriquement un delta est constitué par trois types de couches. De montant vers jusant ces couches sont : (i) Horizontale ou sub-horizontale ; (i) Inclinée et (iii) Horizontal ou sous-horizontal. La première, qui correspond à ce que certains géoscientistes appellent ou appelaient topoformes (aujourd'hui, ce terme est très rarement utilisé), forment une plaine deltaïque ; les couches inclinées forment le prodelta et la couche sub-horizontaux inférieure la partie distale du delta, où en, certaines conditions, des turbidites proximales peuvent se déposer. Il est important de ne pas confondre un delta avec un édifice deltaïque. Comme illustré dans cette figure, soit en coupe longitudinale ou en section transversale, un delta a, généralement, une épaisseur comprise entre 20 et 60 mètres, alors que l'épaisseur d'un édifice deltaïque, qui correspond à une accumulation, plus ou moins, vertical de deltas peut atteindre plus de 5000 mètres. Les faciès des couches supérieures (représentés en noir dans ce schéma) sont, généralement, silteux, tandis que ceux des couches inclinées sont argileux, ainsi comme ceux des couches sub-horizontales inférieures. Ces schémas, et en particulier celui de la section transversale illustrent clairement l'effet de pendule au cours de la déposition d'un édifice deltaïque. Dans la réalité, par exemple au niveau des couches supérieures (noir), il est facile de constater que l'épaisseur maximale est toujours décalée et, plus ou moins, en alternance, ce qui signifie que sur l'épaisseur maximale d'une plaine deltaïque, se dépose, un minimum, ou, en d'autres termes, le dépocentre (centre de dépôt) se déplace successivement, soit vers la droite, soit vers la gauche, où l'accommodation (espace disponible pour les sédiments) est plus grand. La trilogie, couches supérieures - inclinées - inférieures, soulignent une géométrie de progradations sigmoïdes (qui ne sont pas toujours complète), mais la présence des couches inclinées est obligatoire. Il y a deltas sans couches supérieures (géométrie de progradations obliques) et des deltas sans couches inférieures (progradations sans biseaux de progradation vrais). Le front du delta, où se déposent des sables correspond toujours à a la ligne de rupture entre les couches supérieures e les couches inclinées.

Tourbe..................................................................................................................................................................................................................................Peat

Accumulation de matière végétale partiellement décomposée. Selon Wikipedia, en volume il y a dans environ 4 Tm^3 de tourbe dans le monde (environ 2 % des 3 Mkm^2 occupés par la surface continentale), lesquels contient environ 8 G terajoules (TJ=10^12J) d'énergie. Cependant, et contrairement à ce que le Parlement européen a suggéré à la Commission (14 Décembre 2006), la tourbe ne peut, ni ne doit être considéré, comme une source d'énergie renouvelable.

Voir : « Charbon »
&
« Gaz Biogénique »
&
« Matière Organique (types) »

La tourbe est formée sur la surface de la Terre depuis plus de 350 millions d'années. La quantité de carbone associée aux tourbières est de l'ordre de 550 Gt. La tourbe est formée, généralement, dans les marais, lorsque les conditions environnementales acides et anaérobiques empêchent la matière organique végétale de se décomposer complètement. Elle est composée, principalement, de végétation des marais, c'est-à-dire, des arbres, herbe, champignons, et débris organiques (insectes, animaux morts, etc.). Dans certaines circonstances, la décomposition de cadavres d'animaux (en l'absence d'oxygène) est inhibée, ce qui fait le bonheur des archéologues. La croissance des couches de tourbe et le degré de décomposition (ou humification) dépendent, essentiellement, de la composition et du degré de saturation en eau. La tourbe formée dans des conditions de forte humidité croît plus rapidement et est moins décomposée que la tourbe formé dans les zones plus sèches, ce qui permet aux géoscientistes de l'utiliser comme un indicateur potentiel des changement climatiques. En outre, la composition de la tourbe (types et quantités des éléments organiques) peut, également, être utilisée pour reconstituer les anciennes écologies (rapports des êtres vivants avec leur environnement naturel.) Sous certaines conditions, la tourbe est la première étape de la formation du charbon. Les plus importantes tourbières modernes se sont formées dans les zones de haute latitude, dès que des glaciers de la dernière période glaciaire (environ 9000 ans), ont commencé a s'amincir (rétrograder), avec un taux de croissance d'environ 1 mm par de an. Comme les tourbières stockent le carbone, s'elles se dessèchent (qui se passe dans de nombreux pays), elles vont libérer dans l'atmosphère une quantité de carbone supérieure à celle des émissions industrielles pendant des décennies. Ce problème est, totalement, ignoré par la plus part des écologistes et politiques, une fois que la tourbe ne peut pas être pénalisé avec des taxe carbone.

Trace de Fission.......................................................................................................................................................................................Fission track

Imperfection visible dans certains minéraux et verre volcanique produite par la fission spontanée d'un noyau atomique instable qui envoie des particules d'énergie à travers la matière. La densité de traces de fission est une fonction du nombre d'atomes qui ont subi la fission et donc de l'âge des minéraux ou du verre volcanique.

Voir : « Apatite »
&
« Chronostratigraphie »
&
« Datation Radiométrique (radiochronologie) »

La datation d'une roche par les traces de fission est une méthode radio-isotopique de synchronisation basée sur la fission naturelle, mais statistiquement constant, de l'uranium (U_238), qui est est présent, sous forme de traces, dans certains minéraux comme l'apatite, zircon, titane, etc.. L'énergie libérée par la fission éjecte des fragments nucléaires dans le matériel confinant causant trajectoires des dommages qui sont des traces de fission. Le nombre de ces traces, de longueur entre 10 et 20 μ (microns), dépend de la quantité initiale d'uranium contenu dans l'échantillon et du temps. Ces traces peuvent être observés au microscope après que l'échantillon soit attaqué par une solution acide de telle sorte que les traces soient mis en évidence. L'utilité de cette méthode de datation réside dans le fait que certains matériaux perdent leurs traces de fission lorsqu'ils sont chauffés (70-110° C pour l'apatite, par exemple). L'intervalle de temps utile de cette méthode est entre 100 et 100 mille ans, bien que l'erreur de la méthode soit difficile à déterminer. La plupart des géoscientistes pense que l'intervalle de datation avec une erreur inférieure est entre 30000 et 100000 années. Le nombre de traces de fission par unité de surface, quand comptées au microscope dépend de plusieurs facteurs : (i) Le temps pendant lequel les traces sont accumulées ; (ii) La quantité d'uranium existante dans le cristal et (iii) La longueur des traces de fission. Dans le cas, où le minéral utilisé est l'apatite, son âge peut être déterminé par la méthode des populations, c'est-à-dire : (a) Les grains d'apatite sont séparés en deux populations ; (b) Une population est chauffé à environ 600° C pendant 6 heures, ce qui élimine toutes les traces fossiles de fission ; (c) Cette population est soumise à une certaine fluence de neutrons et, ainsi, des nouvelles traces de fission se forment ; (d) Les deux populations sont montés sur lame mince ; (e) Les grains sont polis et, ensuite, corrodés pendant 20-30 secondes dans 10% NO_3H (acide nitrique) pour que les traces de fission soient visibles optiquement ; (f) Les grains de chaque population sont comptés, ce qui donne la densité des traces fossiles induites (population recuite), est partir desquelles l'âge est calculé, une fois que le taux de décomposition de l'U_238 est connu.

Trace d'Ondulation (drainage)........................................................................................................................................................Swash mark

Structure induite par les courant de ressac. Ainsi, elle peut t être : (i) De flux ou flot et (ii) De retrait.

Voir : « Jet de rive »
&
« Courant de Retrait »
&
« Ride (de plage) »

Notons qu'ici, le terme ondulation se réfère au déferlement des vagues (ondes de translation), c'est-à-dire, à la montée de l'eau de mer sur la côte, à la suite de la rupture des vagues. Ainsi, une barre de déferlement ou de ressac est un accumulation sableuse formée dans la plate-forme de déferlement de in delta en aval, qui a migrée à travers cette action des vagues. Comme l'illustre sur cette figure, une fine, ondulée ou arqué ligne ou une petite crête de sable, algues ou d'autres débris sur une plage est considérée comme un trace d'ondulation, laquelle souligne une irruption du jet de rive. Les traces d'ondulation du jet de rive ou de la montante sont constitués d'alignements de matières transportées par le jet de rive pendant la marée haute, et pour il elle abandonné pendant le courant de retrait, indiquant la limite supérieure atteinte par le jet de rive. Les traces d'ondulation du courant de retrait sont en forme de sillon ou uniquement des traces de sable plus foncé (en raison de la concentration des grains de minéraux lourds), avec des arrangements divergents à partir d'un obstacle (galets, coquille, etc.), ce qui provoque la bifurcation de l'écoulement pendant le courant de retrait. Les traces d'ondulation entièrement composés de sable, plus ou moins, épais sont habituellement trouvés sur les plages de sable gros ou de gravier. Ces marques d'ondulation ont, en général, entre 10 et 30 centimètres de large et quelques millimètres ou centimètres de hauteur. Certaines observations faites, principalement, dans des plages de sable fin, montrent que les traces d'ondulation ont rarement plus que quelques millimétrés de hauteur et se composent, généralement, du matériel qui flotte, facilement, dans l'eau dû à la tension superficielle (par exemple, des paillettes de mica, fragments de coquilles, etc.). Les traces d'ondulation composée de sable grossier ont une faible épaisseur que diminue vers la mer. De même, la taille des particules diminue vers la mer. Apparemment, la limite du jet de rive est marqué par une concentration de grains dont la taille des particules et la vitesse des grains diminue en profondeur. Ainsi, les grains plus gros sont transportés à des vitesses plus élevées que les petits grains. Par conséquent, dans le maximum d'entrée d'un jet de rive, un trace d'ondulation est déposée, laquelle montre une diminution de l'épaisseur vers l'océan, ainsi que d'une diminution de granulométrie de profondeur.

Traction (des sédiments)...........................................................................................................................................................................................Traction

Transport sédimentaire dans lequel les particules sont balayées longitudinal et parallèlement à la surface de base (au-dessus, proche ou juste au-dessus), soit par roulement, glissement, entraînement, ou saltation.

Voir : « Apport Terrigène »
&
« Flux (écoulement) »
&
« Transport par Saltation »

Comme le montrent ces schémas, dans un transport par traction, les particules sédimentaires sont balayées dans le sens d'écoulement par roulement, glissement, dérapage, coupe des pouce et parfois même par des sauts. La compréhension et signification des structures sédimentaires primaires, en termes de processus physiques, biologiques et chimiques qui se produisent pendant ou immédiatement après le dépôt, est l'un des points de départ de l'analyse des roches sédimentaires et environnements où elles ont été déposés. Par conséquent, la connaissance, même minime, de la dynamique des fluides, écologie et processus chimiques est très utile. Trois informations particulières et basiques sur les conditions d'écoulement des fluides ont été déduites des structures sédimentaires primaires : (i) Les mécanismes de suspension et traction sont fondamentalement différents, ils peuvent être reconnus par les différentes structures qu'ils produisent dans les sédiments et par les effets liés aux trajectoires suivies par les particules en mouvement sous l'influence de chacun de ces mécanisme ; (ii) Les effets des collisions entre les grains dans les sédiments sans cohésion, motivés par l'écoulement, peuvent, également, être reconnus dans les structures sédimentaires primaires et (iii) Les effets de cisaillement dans l'interface fluide-sédiments peuvent produire des déformations dans les sédiments cohésifs. D'autre part, la stratification, qui est une structure sédimentaire primaire (mécanique aggradante) et induit, dans la plupart des cas, par l'écoulement, peut se faire, comme illustré dans la partie supérieure de cette figure, par une accrétion latérale de la charge solide de fond, 'est-à-dire par traction. Dans ce cas, la stratification est oblique. Les laminations sont obliques avec une hauteur inférieure à 3 cm et une longueur inférieure à 40 cm de hauteur. Les couches sont obliques avec une hauteur supérieure à environ 10 cm et une longueur supérieure à 10 cm. Ce type de stratification contraste avec la stratification par accrétion verticale qui exhibe des laminations et couches parallèles et horizontales dû à un dépôt par décantation des sédiments clastiques ou par une aggradation chimique.

Traction (transport)..................................................................................................................................................................................................Traction

Transport sédimentaire lorsque les grains sont entraînes le long du substratum par un fluide, qu'il s'agisse d'un courant d'eau ou du vent, ce qui implique, généralement, une participation directe ou indirecte de la gravité. Synonyme Transport par Entraînement.

Voir : « Charge Basale »
&
« Flux (écoulement) »
&
« Traction (des sédiments) »

Premièrement, notons que des nombreux géoscientistes considèrent que le transport par suspension ne fait pas partie de ce qu'on appelle, généralement, charge solide de fond ("bedload" en anglais), alors que d'autres considèrent qu'une grande partie des particules transportés en suspension dérivent de la charge solide de fond ou de la charge transportée par dérapage. Le mouvement des grains en contact permanent ou intermittent avec le lit d'un cours d'eau peut se faire par saltation, roulement ou en rampant. La saltation décrit le mouvement des sauts des grains près du lit pendant un déplacement vigoureux de charge de fond. Les grains suivent des trajectoires asymétriques qui peuvent, souvent, être très compliquées dans de l'eau par des fluctuations aléatoires ou induites par turbulence. Lorsque la turbulence devient très forte, il y a des nuances entre des vraies saltations et suspensions. Lorsque les grains descendants atteignent le lit, soit ils sautent et retournent vers l'écoulement, soit ils déplacent des grains sur le lit du courant les aidant à se mettre en mouvement, ou simplement, ils dispersent leur énergie cinétique sur lit. Dans l'air, les collisions entre les grains sont plus fortes que dans l'eau en raison d'une viscosité plus faible et d'une plus grande masse des grains immergés. La mobilisation des grains, qui reposent sur le lit, est donc, un processus important. Dans l'eau, il y a un amortissement générale des impacts et les forces hydrauliques de levage sont, probablement, plus importantes au début du déplacement des grains. Lorsque les grains entrent en collision avec le lit du courant et ne rebondissent pas, son énergie cinétique est dispersée sur plusieurs grains reposant sur le lit. Par conséquent, certains de ces grains peuvent être poussés sur une courte distance en aval du courant ou dans la direction du vent. C'est ce phénomène d'entraînement ou emballement peut représenter jusqu'à 25% du mouvement total de la charge solide de fond dans un transport par le vent. Le roulement se produit lorsque des fragments très grands ou allongées sont mis en mouvement. Le roulement est favorisé si un grand grain se déplace sur une surface relativement plane de grains plus petits.

Traction Polaire.................................................................................................................................................................................Traction Polaire

Phénomène géologique causé par les variations de l'écoulement de magma dans le noyau externe de la Terre, ce qui provoque des changements de l'orientation du champ magnétique de la Terre et donc la position du pôle nord magnétique. Le pôle nord magnétique est, actuellement, à environ 965 km du pôle nord géographique. Chaque jour, le pôle nord magnétique dérive de manière significative, et se déplace autour de 10 à 40 km par an en raison de la traction polaire.

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

Actuellement, on peut dire que depuis 1900, l'attraction ou dérive polaire, c'est-à-dire, le lent déplacement des pôles a été d'environ 20 mètres et qu'elle est, principalement, causée par des mouvements dans le noyau et manteau de la Terre, et, en partie, aussi, en raison de redistribution de la masse d'eau, comme la glace d'une partie de la calotte glaciaire du Groenland et la récupération isostatique, c'est-à-dire, la lente montée de la terre qui a été, précédemment, surchargée avec des glaciers et calottes glaciaires. Le déplacement semble avoir été fait le long du méridien 80° Ouest. Ce type de déplacement ne doit pas être confondu avec la dérive des pôles induite par la rotation de la Terre que certains géoscientistes appellent dérive des pôles véritable. Cette déviation qui s'observe en tous les corps célestes en rotation, correspond à la rotation d'une planète ou d'une lune par rapport à son axe de rotation, ce qui provoque un changement de la localisation géographique des pôles Nord et Sud. D'autre part, la dérive polaire ne doit pas être confondue avec la précession ou nutation qui est l'endroit où l'axe de rotation se déplace (lorsque le pôle Nord pointe vers une autre étoile), lesquels sont provoquées par l'attraction gravitationnelle de la Lune et du Soleil, et se produisent tout le temps et à un rythme beaucoup plus rapide que la dérive polaire. La dérive des pôles véritable doit, également, être différenciée de la dérive des continents qui est quand les différentes parties de la croûte terrestre se déplacent dans différentes directions dû, probablement, aux courants de convection de la matière du manteau. De même, il ne doit pas être confondue avec inversion géomagnétique qui décrit l'inversion du champ magnétique de la Terre. N'oublions pas que la Terre n'est pas une véritable sphère. Elle a trois axes orthogonaux d'inertie. L'axe autour duquel le moment d'inertie est plus grande est, pratiquement, aligné avec l'axe de rotation (l'axe passant par les pôles Nord et Sud). Les deux autres axes sont à proximité de l'équateur.

Tranche d'Eau de Plate-forme..........................................................................................................................Shelf accommodation

Profondeur de l'eau dans un point donné de la plate-forme continentale, créée par les variations relatives du niveau de la mer.

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

Dans ce modèle, la combinaison de tectonique (subsidence dans ce cas) et l'eustasie (variations globales du niveau de la mer) crée des variations relatives du niveau de la mer qui déterminent l'espace disponible pour les sédiments (accommodation). Depuis environ 3 Ma, la subsidence (ligne rouge et inclinée vers la droite) a augmente de manière régulière jusqu'à aujourd'hui. S'il n'y avait aucune variation eustatique, la subsidence (enfouissement du fond de la mer ), uniquement par elle-même, augmenterait d'une manière, plus au moins, continue la tranche d'eau et, ainsi, l'espace disponible pour les sédiment, à partir de 3.0 Ma. La courbe eustatique (pointillée et en bleu) montre deux points hauts (2.8 et 1.3 Ma) et deux points bas (± 2.1 et 0.4 Ma), ce qui signifie que le niveau global la mer est monté jusqu'à environ 2.8 Ma, et, après, a chuté jusqu'à 1.3 Ma, pour monter à nouveau jusqu'à environ 1.4 Ma, et de nouveau, chuter jusqu'à environ 0.4 Ma, et puis commencer à augmenter. Lorsque le niveau eustatique augmente, la tranche d'eau augmente et cette augmentation s'additionne à la lame d'eau créé par la subsidence. Cependant, lorsque le niveau eustatique descend, la profondeur de l'eau diminue et elle doit être soustrait à l'augmentation de la profondeur de l'eau créé par la subsidence. La courbe du niveau relatif de la mer (courbe en vert) souligne les variations de la tranche d'eau déterminées par l'action conjointe de la subsidence et de l'eustasie. Cette courbe cyclique représente les variations de l'espace disponible pour les sédiments en amont du rebord continental qui peut ou non correspondre au rebord du bassin. En aval du rebord continentale, la bathymétrie est très importante et, ainsi, il y a toujours de l'espace disponible pour les sédiments, ce qui n'est pas toujours le cas, en amont. La cyclicité de la courbe relative du niveau de la mer est une fonction de la cyclicité de eustasie (la subsidence augmente de manière continue). Les mouvements tectoniques sont, également, plus au moins cycliques, mais la longueur d'onde est plus grande que celle des cycles eustatiques, en particulier, celle des cycles eustatiques de 3e ordre dont la durée varie entre 0.5 et 3-5 My . Ainsi, on peut dire, que dans la plupart des cas, la cyclicité des dépôts sédimentaires est induite par l'eustasie et que les surfaces d'érosion (discordances) sont créés par des chutes relatives de niveau de la mer.

Transgression.............................................................................................................................................................................................Transgression

Déplacement vers le continent de la ligne de côte, ainsi que des systèmes de dépôts qui lui sont associés.

Voir : « Cycle-Séquence »
&
« Cortège Transgressif »
&
« Ligne de Côte »

Dans cette tentative d'interprétation d'une ligne sismique de l'offshore de l'Angola, la transgression du Crétacé est, facilement, reconnaissable par la géométrie rétrogradant des sédiments associés avec elle. Le déplacement, progressif, vers le continent, de la rupture d'inclinaison de la surface de déposition côtière est, clairement, visible malgré la présence, importante, de la tectonique salifère. Ce déplacement a créé un épaississement important des intervalles sédimentaires, vers l'amont, en particulier de ceux du Crétacé inférieur. Les sédiments du Crétacé supérieur (post-Turonien) sont régressives. En aval du rebord du bassin, lequel, à la fin du Crétacé était, plus ou moins, coïncident avec la rupture d'inclinaison de la surface de déposition côtière, les sédiments régressifs du Crétacé Supérieur se sont ont été déposés dans les sections stratigraphiques très condensées. Le terme transgression doit, toujours, être associée à la hiérarchie des cycles stratigraphiques. Dans cette tentative d'interprétation, le terme transgression est associé au cycle stratigraphique d'empiétement continental post-Pangée qui a été induit par un cycle eustatique 1e ordre (durée supérieure à 50 My). Ainsi, dans ce cas particulier, on peut dire, que la transgression, c'est-à-dire, que la phase transgressive du cycle d'empiétement continental a été induit par la montée du niveau de la mer du cycle eustatique de 1e ordre ordre postérieur à la Pangée. Cependant, l'association d'une montée relative du niveau de la mer avec une transgression, en particulier dans les cycles-séquence, est fausse et c'est l'une des erreurs les plus fréquentes de nombreux géoscientistes. N'oublions pas que avoir dépôt de sédiments, en amont du rebord du bassin (c'est-à-dire, dans la plate-forme continental ou dans la plaine côtière) il est nécessaire augmenter l'espace disponible pour les sédiments (ou accommodation) et que, par ailleurs, les sédiments clastiques proviennent du continent. Il n'y a pas sédiments clastiques qui viennent de la mer (courants côtiers exclus). Ainsi, dans un cycle-séquence, soit dans le cortège transgressif ou dans le prisme de haut niveau (régression), le niveau relatif de la mer doit toujours augmenter. Il monte en accélération pendant le cortège transgressif, qui correspondent à une succession verticale régressions, de plus en plus petites et en décélération pendant le prisme de haut niveau (régression).

Transit Sédimentaire.............................................................................................................................................................................Bypassing

Expression utilisé pour la première fois par Eaton (1929) pour désigner un transport sédimentaire dans des zones de non-dépôt. Eaton a utilisée cette expression pour le déplacement d'une particule sédimentaire qui dépasse une autre (transportée au même temps) ou qui poursuit son mouvement tandis que l'autre se déposé. Dans la stratigraphie séquentielle, le transit sédimentaire est utilisé dans un sens plus large. Il exprime, principalement, le déplacement des sédiments à travers une zone de non-dépôt lorsque d'une chute relative du niveau de la mer (abaissement du niveau de base de déposition).

Voir : « Stratigraphie Séquentielle »
&
« Niveau de Base (de déposition) »
&
« Turbidites »

Dans ce modèle de Mutti (1993), le transit sédimentaire (zone de non-dépôt traversée par des sédiments), dans les systèmes fluvio-deltaïques, est limité aux zones de transfert (transfèrement) de la plaine alluviale et partie supérieure du talus continental, où s'initient les courants de turbidité (ou courants turbiditiques), dans les systèmes fluvio-turbiditiques. Dans les systèmes fluvio-deltaïques, le dépôt a lieu, principalement, à la proximité des embouchures des cours d'eau, où ils forment des édifices deltaïques importants. Dans les systèmes fluvio-turbiditiques, le dépôt se fait, principalement, dans les parties profondes du bassin, où les courants de turbidité perdent de la vitesse et compétence et, ainsi, déposent les sédiments qu'ils transportent, soit sous la forme de cônes sous-marins de talus ou sous la forme de cônes sous-marins de bassin. Du point de vue de l'analyse séquentielle, il est important de noter que Emiliano Mutti, qui n'a jamais nié l'existence de cônes sous-marins déposés dans des conditions de bas niveau de la mer (niveau de la mer plus bas que le rebord du bassin), comme le laisse entendre le modèle Exxon (P. Vail, 1977), reconnaît et défend l'existence de cônes sous-marins (de bassin et de pente) déposés dans des conditions géologiques de haut niveau de la mer, lesquels Peter Vail, difficilement, admet. Quoi qu'il en soit, dans des conditions géologiques de haut niveau de la mer, lors des grandes crues des cours d'eau, il est évident que se forment des courants de turbidité important, qui déposent des cônes sous-marins dans les parties profondes du bassin. De plus, des instabilités et glissements du rebord du bassin, en particulier quand il coïncide avec le rebord continental, peuvent créer des écoulements des sous-marins de détrites et former des cônes sous-marins profonds. les débris cône profond.

Transit Sédimentaire Total.....................................................................................................................................................Total passing

Transport des sédiments déposés dans une endroit vers un autre site de dépôt. Il ne faut pas confondre ce transport avec celui dans lequel uniquement les particules ayant une certaine taille se déplacent vers l'aval du site de dépôt.

Voir : « Stratigraphie Séquentielle »
&
« Niveau de Base (de déposition) »
&
« Turbidites »

Transport (sédiments)..................................................................................................................................................................................Transportation

Mouvement des particules solides, c'est-à-dire, des sédiments, par l'action combinée de la gravité qui agit sur les sédiments et / ou du mouvement d'un fluide dans lequel le sédiment est transporté.

Voir : « Sédiment »
&
« Traction (des sédiments) »
&
« Courant de turbidité »

Le transport de sédiment est le mouvement des particules solides (sédiments), généralement, due à une combinaison de la gravité qui agit sur les sédiments et / ou le mouvement du fluide dans lequel les sédiments sont transportés. Le cas illustré dans cette figure (formation du delta du Rhône dans le lac Léman, en Suisse) est celui du transport de sédiments par des processus fluviaux liés à l'écoulement de l'eau dans un système naturel. Notons que ce système n'est pas tout à fait naturel, une fois que la trajectoire du Rhône a été beaucoup modifiée entre les villes de Serre, Sion et Villeneuve, pour éviter des inondations. Les modifications ont provoqué une augmentation significative de l'apport sédimentaires arrivant au lac de Genève (lac Lemam), une fois que les méandres de la plaine alluviale, où se déposait une grande partie des sédiments n'existent plus (la nouvelle trajectoire est presque droite). Ce type naturel de transport des sédiments englobe les rivières, les ruisseaux, les inondations de lacs glaciaires, courants périglaciaires, etc. Les sédiments sont transportés par l'eau peuvent être plus importants que les sédiments transportés par l'air, parce que l'eau a une plus grande densité et viscosité. Dans les rivières typiques des sédiments transportés sont de la taille du sable et gravier, mais lors des grandes crues, les cours d'eau peuvent transporter des cailloux et des particule de plus grand taille. Le transport sédimentaire est utilisée pour résoudre des nombreux problèmes environnementaux, géotechniques et géologiques. Le mouvement des sédiments est important non seulement pour l'habitat des poissons, mais aussi pour d'autres organismes des rivières. Ainsi, les gestionnaires des rivières fortement réglementés, qui ont, souvent, une carence importante de sédiments, dû aux barrages (ce n'est pas le cas du cours d'eau illustré dans cette figure), sont, souvent, invités à faire de courtes phases d'inondation pour renouveler le matériau du lit et reconstruire les barres. La décharge des sédiments dans un réservoir formé par un barrage forme ce qu'on appelle un delta de réservoir. Ce delta remplir le bassin et, éventuellement, le réservoir devra être dragué et le barrage déplacé. Ainsi, la connaissance du transport sédimentaire peut être utilisée pour planifier convenablement le prolongement de la vie d'un barrage.

Transport d'Eckman.......................................................................................................................................................Eckman transportation

Transport d'une certaine quantité d'eau par un courant marin en fonction de la profondeur. En fait, la quantité d'eau transportée diminue en profondeur en raison de l'effet Coriolis. La variation du vecteur vitesse d'un courant marin en profondeur (fonction de l'effet de Coriolis) est la spirale d'Eckman.

Voir : « Courant de Refoulement »
&
« Effet de Coriolis »
&
« Limite d'Action des Vagues de Beau Temps »

En mer, les courants de surface sont influencées par l'effet Coriolis. Le ruissellement de surface est déviée à 45° (dans le sens anti-horaire dans l'hémisphère nord et vers la droite dans l'hémisphère sud) par rapport à la direction du vent en raison de l'effet de Coriolis. Le vecteur vitesse est dévié, de plus en plus, au fur et à mesure que profondeur augmente, jusqu'à ce qu'il atteigne la profondeur de frottement où il atteint une direction opposée à celle du vent. Comme la magnitude du vecteur vitesse diminue avec la profondeur, le transporte Eckman est à 90 ° (vers la droite dans l'hémisphère nord et vers la gauche dans l'hémisphère sud) de la direction du vent. Ainsi, le vecteur vitesse forme ce qu'on appel spirale d'Ekman, qui a une polarité positive dans l'hémisphère nord et négative dans l'hémisphère sud. D'autre part, comme illustré dans ce diagramme, la formation des vallées sous-marines, qui au contraire des canyons sous-marins ne sont pas associés à un système fluvio-deltaïque en amont fluvial, devient presque évident. Cela signifie que la genèse de vallées sous-marines, très commun sur le talus continental de l'Afrique de l'Ouest, semble être associé à la déviation des courants de fond ascendants induits par l'effet Coriolis. Les courants de fond sont créés par le gradient de pression dans la direction des courants de surface résultant pilotés par le mouvement de Eckman continent. En fait, comme ci-dessus, avec le temps, le mouvement de l'eau de surface créée par le vent, se propage en profondeur, mais diminue la vitesse et les changements de direction en raison de l'effet de Coriolis. Ainsi le transport de Eckman peut induire des courants descendants ou ascendantes qui transportent l'eau vers loin ou près du rebord du bassin respectivement. C'est, certainement, l'érosion associée à des courants ascendants qui crée les vallées sous-marines le long du talus continentale dans l'offshore du Congo et Gabon, indépendamment de tout système fluvial. La position de ces vallées varie avec le temps en fonction de la déviation de Coriolis. Dès que l'érosion atteint la partie supérieure du talus et le rebord continental, la production des courants turbiditiques est possible.

Transport par Roulement..................................................................................................................................................................Rolling

Lorsque le matériel non-consolidé, autrement dit, les sédiments roulent le long du substratum d'un courant qu'il soit liquide ou gazeux.

Voir : « Charge Basale »
&
« Flux (écoulement) »
&
« Traction (des sédiments) »

Comme illustré sur cette figure, les sédiments chargés par un courant peut être transportés le long du lit en tant que charge de fond, soit par glissement ou par roulement des grains, en suspension ou par des sauts. Certains sédiments peuvent, aussi, être transportés par flottation, dans la partie supérieure du courant proche de la surface. Le roulement se produit lorsque des fragments très grands ou allongés sont mis en mouvement. Le roulement est favorisé si un grand grain se déplace sur une surface relativement plate de grains plus petits. Il y a une grande chance qu'un grain arrête un grain, s'il est entourée par, ou s'il repose sur des grains la taille semblables à lui-même. Tous les modes de transport de la charge de base (roulement, saltation, glissement et suspension) peuvent coexister à un degré plus ou moins grand. Ils ont tendance à être associé avec le développement de différentes configurations sur la surface do sédiment. Ces configurations de surface des couches, généralement, se produisent que des motifs répétitifs à des échelles différentes. Lorsque complètement développées, elles représentent un équilibre entre la force du courant et de la taille des grains du sédiment. Un mélange de sédiment et eau, dans des conditions appropriées, est capable de se déplacer comme écoulements de masse sous l'action de la gravité. Lorsqu'un fluide s'écoule à petite vitesse, le matériel en vrac qu'il contient se déplace par roulement et glissement dans le sens du courant, cela signifie que les particules sont toujours en contact avec l'interface matériel-fluide. Lorsque la vitesse du fluide (eau ou le vent) est plus grande, le soulèvement et moment exercée par le fluide sur les particules est suffisant pour que certaines d'entre elles s'éloignent de l'interface matériel - fluide et entrent dans l'écoulement. Les flux de masse comprennent une grande variété de processus qui se distinguent théoriquement comme mécanismes distincts dans lesquels les particules sédimentaires sont pris supportées dans les écoulements. Les flux ayant une limite d'écoulement sont considérés comme des flux de détrites, desquels les coulées de boue ont une limite de cohésion, tandis qu'un flux de grains ont une limite de friction. Bien que la phase fluide entre les particules soit, généralement, de l'eau, dans quelques flux elle peut être l'air.

Transport par Saltation.....................................................................................................................................................................Saltation

Transport par des sauts du matériel non-consolidé, c'est-à-dire, quand des particules sédimentaires sont enlevées d'une couche et transportées par un fluide pour, après quelque distance, retomber sur la surface de la couche. Comme des exemples de ce type de transport on peut citer le transport des galets par cours d'eau, le sable dans la surface d'un désert, le sol sur les champs, ainsi que la neige sur des surfaces lisses comme dans les prairies arctiques et canadiennes.

Voir : « Charge Basale »
&
« Flux (écoulement) »
&
« Traction (des sédiments) »

Lorsqu'un fluide s'écoule à basse vitesse, le matériel en vrac qu'il contient se déplace par roulement ou entraînement dans le sens du courant, c'est-à-dire que les particules sont toujours en contact avec l'interface matériel-fluide. Dans ce cas, comme illustré sur ce schéma, les forces exercées par le fluide sur les particules sont suffisantes seulement pour les faire rouler autour du point de contact avec la surface. Lorsque la vitesse du fluide (eau ou le vent) est plus forte, le levage et moment exercée par le fluide sur les particules est suffisant pour que certains d'entre elles s'éloignent de l'interface matériel-fluide et entrent dans l'écoulèrent-ils. Au début, elles se déplacent plus vite que le débit et, par conséquent, sont soulevés s'éloignent de l'interface. Toutefois, au fur et à mesure que les particules s'éloignent de l'équipement d'interface matériel-fluide elles entrent dans un écoulement plus rapide et la différence de vitesse entre les particules et l'écoulement diminue, ce qui rend la force de levage de plus en plus petite. Ainsi, lorsque le poids d'une particule est plus grande que la force de levage (soulèvement), elle tombe à nouveau sur la surface de l'interface. D'autre part, comme pour la descente, les particules conservent une partie de la vitesse dans la zone d'écoulement plus rapide, elles retournent à la surface de l'interface avec plus grande vitesse que l'écoulement a près de l'interface. Ceci amène les particules à faire une trajectoire parabolique à travers le fluide, ce qui est l'une des caractéristiques du transport par saltation. Lorsque les particules atteignent la surface de l'interface matériel - fluide, c'est-à-dire, quand elles touchent le sol, elles peuvent déloger d'autres particules, en particulier des particules plus petites. Finalement, si la vitesse du fluide est trop grand, les particules plus petites peuvent entrer en suspension, ce qui est très fréquent lorsque le fluide est le vent et, en particulier, lors des tempêtes de poussière. Dans les rivières ce processus est répété en continu, ce qui érode le lit de la rivière et transporte nouveau matériel de l'amont.

Transport par Traction (sédiments)..................................................................................................................................................Traction

Lorsque les sédiments sont entraînés le long du substratum par un fluide qu'il soit un cours d'eau ou du vent, ce qui implique, généralement, une participation directe ou indirecte de la gravité. Synonyme de Transport par Entraînement.

Voir : « Charge Basale »
&
« Flux (écoulement) »
&
« Traction (des sédiments) »

Tout d'abord, notons que de nombreux géoscientistes considèrent que le transport par suspension ne fait pas partie de ce qu'on appelle, généralement, la charge solide de fond («bedload» en anglais), alors que d'autres considèrent qu'une grande partie des particules transportés en suspension dérivent de la charge solide de fond ou la charge arrachée. Le mouvement des grains en contact constant ou intermittent avec le lit d'un cours d'eau peut se faire par saltation, roulement ou entraînement. La saltation décrit le mouvement par des sauts des grains près du lit pendant un déplacement vigoureux de la charge de fond. Les particules suivent des trajectoires asymétriques qui peuvent, souvent, être très compliquées dans l'eau par des fluctuations aléatoires ou induites par de la turbulence. Lorsque la turbulence devient très forte, il y a des gradations entre vraies saltation et suspensions. Lorsque les grains descendants atteignent de lit, si elles sautent autour de l'écoulement, déplaçant des grains sur le lit du courant pour les aidant à les mettre en mouvement, ou simplement dispersant leur énergie cinétique dans lit. Dans l'air, les collisions entre les grains sont plus fortes que dans l'eau en raison d'une plus faible de la viscosité et un plus grand poids des grains immergés. La mobilisation des grains qui reposent sur le lit, est donc est un processus important. Dans l'eau, il y a un amortissement important des impacts et les forces hydrauliques de levage, sont, probablement, plus importantes au début du déplacement des grains. Lorsque les grains entrent en collision avec le lit d'un cours d'eau et ne rebondissent pas, leur énergie cinétique est dispersée sur plusieurs grains au repos sur lit. Certains de ces grains peuvent, comme résultat, être poussés sur une courte distance vers l'aval du courant ou dans la direction du vent. Ce phénomène d'entraînement ou de glissement peut représenter jusqu'à 25% du mouvement total de charge solide de fond dans un transport par le vent. Le roulement se produit lorsque de fragments très grands ou allongées sont mis en mouvement. Le roulement est favorisée si un grain se déplace sur une surface, relativement, plate de grains plus petits.

Transposition (des sédiments) ........................................................................................................................................................Sediment bypassing

Transport de sédiments à travers une zone de non-dépôt. La transposition explique la diminution de la taille des particules au fur et à mesure que la distance à la source des sédiments augmente. L'un des cas le plus fréquent de transposition se produit dans les courants turbiditiques, où les particules de certaines dimensions, dépassent les autres, qui transportés simultanément ou qui continuent en mouvement pendant que les autres sont déposées. Dans certains cas, la transposition des sédiments peut être inversé, c'est-à-dire, quand les sédiments de grandes dimensions sont transportés plus loin que les plus fins.

Voir : « Apport Terrigène »
&
« Cortège de Bas Niveau (de la mer) »
&
« Turbidite »

La transposition des sédiments est très fréquent, lorsque les sédiments sont transportées sous l'influence de la gravité et son mouvement déplace le liquide interstitiel entre eux. Les sédiments sont transportés par toute une variété de mécanismes : (i) Suspension ; (ii) Saltation ; (iii) Traction; (iv) Écoulement ascendant granulaire ; (v) Interaction directe entre les grains ; (Vi) Support des grains par un fluide cohésif. Il existe quatre grands types d'écoulement e gravitaire : (A) Écoulement granulaire qui se produit lorsque les sédiments sont supportés et déplacées par des interactions directes de grain à grain, comme dans les mouvements de sable le long des canyons sous-marins, ce qui se traduit par une calibration du sable ou de cailloux déposés dans des canaux ou dépressions des cônes sous-marins ; (B) Écoulement sédimentaire fluide, qui correspond au mouvement dans lequel les particules sédimentaires sont supportés par l'écoulement vertical induit au fur et à mesure que les grains se déposent , comme les écoulements de paquets de sable qui se déplacent le long de la pente comme un tapis tractif ; (C) Écoulement d détrites qui correspond au déplacement le long de la pente (dans l'offshore et onshore) des particules sédimentaires (grossières et fines) et dans l'eau dans laquelle les grains plus gros sont supportés par le mélange interstitiel et sédiments fins ; dans ce type d'écoulement, les sédiments peuvent être transportés sur des centaines de kilomètres et créer des dépôts massifs et mal calibrés ; (D) Courants turbiditiques qui sont des mélanges dilués de sédiments et eau ayant une densité supérieure à celle l'eau, où elles se forment et dans lesquelles les sédiments sont supportés par la composante verticale induite para la turbulence de l'eau.

Travertin.................................................................................................................................................................................................................Travertine

Dépôt calcaire compact et dur formé, principalement, par le ruissellement extérieur des eaux provenant d'une région karstique.

Voir : « Calcaire »
&
« Karst »
&
« Dissolution »

Comme illustré dans cette figure, le travertin est une roche calcaire, constituée par de la calcite, aragonite et limonite, avec des bandes compactes parallèles les uns aux autres, dans lesquelles s'observent des petites cavités, où prédominent des tons qui passent par le blanc, vert ou rose, présentant, souvent, des traces de branches et feuilles. Le terme de travertin, également connu comme tuf calcaire, vient du latin Tiburtinus lazuli ou pierre de Tibur (actuellement Tivoli). Le travertin est formé dans les zones karstiques calcaires, par la précipitation du carbonate de calcium par l'action de l'eau douce, ce qui crée des vides et le dépôt de matériaux en bandes, plus ou moins, parallèles. Il y a de grandes carrières de ce type de roche au Mexique, Turquie et Pérou, mais les variétés les plus célèbres sont les italiennes, étant le travertin de Tivoli l'une des plus recherchées. Le travertin est utilisé comme pierre ornementale dans l'architecture, à l'état naturel ou poli, appliqué dans la décoration des intérieurs et extérieurs. Leur utilisation dans la construction, à la fois dans l'architecture romaine classique, comme à l'heure actuelle, en raison de sa durabilité, facilité d'application et de ses qualités esthétiques (le Colisée à Rome, en Italie, et la basilique de Saint-Pierre, au Vatican, sont construits, entre autres matériaux, par du travertin). Le travertin moderne est formé à partir des eaux géothermiques alcalines sursaturées et chaudes, avec une haute teneur en CO_2. Dans les zones d'émergence, les eaux libèrent le CO_2, parce que l'atmosphère a une teneur en CO_2 plus faible, ce qui se traduit par une augmentation du pH. Comme la solubilité du carbonate diminue lorsque le pH augmente, il se produit une précipitation de carbonate de calcium. La sursaturation peut être renforcée par différents facteurs qui réduisent le taux de CO_2, comme les interactions air-eau dans chutes d'eau ou la photosynthèse. La calcite et aragonite se trouvent dans les travertins des sources chaudes. L'aragonite est, préférentiellement, précipitée lorsque les températures sont chaudes, tandis que la calcite domine lorsque les températures sont plus fraîches. Quand pur et fin un travertin est blanc, mais, souvent, à cause des impuretés, il est brun ou jaunâtre.

Triassique..................................................................................................................................................................................................................Triassic

Période géologique qui a duré entre 248.3 et 205.7 Ma (Hardenbol, J. et al., 1998). Il s'agit de la première période de l'ère Mésozoïque. Le Triassique suit le Permien (dernière période du Paléozoïque) et est suivi par le Jurassique. Le début et la fin du Triassique sont soulignées par des grandes extinctions. L'extinction qui marque la fin du Triassique semble, à présent, être bien datée, mais comme toutes les anciennes périodes géologiques, bien que les formations qui définissent leurs limites soient bien connues, les dates avancées pour le début et fin de ces périodes sont approximatives.

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

L'extinction qui marque la fin du Permien a laissé une biosphère très pauvre, mais comme chaque géoscientiste le sait, la biosphère est très élastique et récupère très facilement. Seuls deux genres de Amonóides (aussi appelés ammonites qui constituent un groupe éteint mollusque céphalopodes est apparu dans la période du Dévonien) ont survécu à la fin du Permien. Cependant, 4 My plus tard, dans le Trias Initial, il y avait déjà plus de 100 genres. Le terme Trias dérive des trois parties dans lesquelles il a été divisé en Europe : (i) Keuper (le plus récent) ; (ii) Muschelkalk et (iii) Bunter (la plus ancienne). Les dépôts du Bunter qui se composent, principalement, de grès rouges, argiles et conglomérats, suggèrent des conditions arides très similaires à celles du Permien. Au cours du Muschelkalk, la mer de Téthys a commencé à avancer vers l'ouest et a couvert une grande partie de la plate-forme européenne où se sont déposé des calcaires d'eau peu profonde, lesquels étaient couverts par des dolomies avec du gypse et d'anhydrite, ce qui suggère que les conditions hypersalines. La partie supérieur du Muschelkalk (environ 50 m) est formée par une alternance de dépôts marins et lacustres, dont certaines ont des restes de plantes carbonisées. Le Keuper est, principalement, formé par un intervalle de plus ou moins 450 mètres d'épaisseur, constitué par des marnes de plusieurs couleurs, dolomies poreuses, ce qui indique des conditions lagunaires. Notons que la mer pendant le Muchelkalk n'a pas envahi la plate-forme russe, mais s'étendait vers NO, c'est-à-dire,la région qu'aujourd'hui est occupée par la mer du Nord. Des récifs se sont développé sur la bordure sud de la plate-forme européenne, dans les eaux peu profondes, du nord de la mer Téthys, où, aussi, se déposé des calcaires qui se sont transformé en dolomites et qui aujourd'hui forment les montagnes du NE de Italie, qui sont connus comme les Dolomites.

Trie.......................................................................................................................................................................................................................................Sorting

Échelle de la taille des grains d'une roche silicoclastique. Le trie peut être informatisée à partir d'un histogramme de distribution des grains, cependant, il est plus souvent déterminé par comparaison visuelle avec une échelle comme celle illustrée ci-dessous.

Voir : « Granulométrie »
&
« Sable »
&
« Granomorphologie »

Le tri ou arrondi (calibration, pour certains géoscientistes) est le degré de lissage d'une particule sédimentaire dû à l'abrasion. Le trie est exprimé comme le rayon de la moyenne des rayons de courbure des arêtes ou des coins d'une particule par rapport au rayon de courbure de la sphère maximale qui on peut inscrire entrer dans la particule. Comme illustré sur cette figure, le tri ou l'arrondi est utilisé pour décrire la forme les coins d'une particule sédimentaire (claste), la quelle peut être peut être un grain de sable, caillou, gravier, etc. Bien que le trie puisse être quantifié, numériquement, pour des raisons pratiques, les géoscientistes utilisent, généralement, un diagramme visuel simple avec cinq catégories de calibration : (i) Très bien trié ; (ii) Bien trié ; (iii) Modérément triée ; (iv) Peu trié et (v) Très peu trié. D'autres géoscientistes considèrent d'autres divisions, comme : (a) Très angulaire, avec des coins pointus et irrégulières ; (B) Angulaire ; (C) Sous-angulaire ; (D) Sous-arrondie ; (E) Arrondie et (f) Bien arrondie, c'est-à-dire avec des coins entièrement arrondis. Le tri ou la calibration des particules sédimentaires indique, de manière grossière, la distance et le temps dépensés par transport de sédiments de la zone de la source à l'endroit où ils se sont déposés. La vitesse de triage dépend, bien entendu, de la composition, dureté et clivage de la matière minérale. Par exemple, une particule d'une argile moue est, évidemment, plus rapidement arrondie et sur une distance de transport plus courte qu'un cailloux de quartz vitreux qui est beaucoup plus résistant. Le taux d'arrondi est, également, affecté par les conditions de la taille des grains et les conditions énergétiques. L'abrasion se produit dans les milieux naturels comme les plages, dunes de sable, lits des rivières ou de toute autre cours d'eau, ainsi que, en combinaison avec l'impact des vagues, action du gel, vent, glissements gravitaires et d'autres agents d'érosion. Les débris alluviaux dans les grandes fleuves ont tendance à avoir un fort degré de triage.

Trilobite......................................................................................................................................................................................................................Trilobite

Arthropode éteint qui formait la classe taxonomique des Trilobita. Les trilobites sont apparus dans le deuxième époque de la période cambrienne (probablement dans le Davidien). Les trilobites se sont développés au cours de l'ère Paléozoïque Initiale. Ils sont entré dans une longue période de déclin qui a conduit à l'extinction complète de toutes les ordres (sauf Proetida) à la fin du Dévonien. Les derniers trilobites ont disparu dans l'extinction qui s'est produite à la fin du Permien il y a environ 250 Ma.

Voir : « Fossile »
&
«Âge Relatif »
&
« Paléozoïque »

Les trilobites (trois lobes) sont, ainsi, appelés parce que leur corps, comme on peut le voir sur cette photo, est divisé dans un lobe axial central, au milieu, et deux lobes pleuraux sur les côtés. La tête ou céphalon a une forme en arc typique et, souvent, ont deux yeux (même si certains trilobites soient aveugles). Le gonflement dans le milieu su céphalon est la gabelle. De chaque côté de la glabelle on trouve les yeux et sutures faciales qui séparent ce que nous appelons les pommettes (joues) qui dans de nombreuses espèces sont très visibles du reste du céphalon Les lobes de la plèvre ou de la poitrine (thorax) sont faits de la plèvre que couvre les pattes qui sont très fragiles. Les pattes des trilobites sont ramifiés (deux branches) et supportent les deux branches motrices et les branchies. Les particules d'aliments étaient secouées vers le haut vers la bouche par les pattes de la base, que certains géoscientistes appellent gnatobases. Dans la partie postérieure du corps, la plèvre devient un segment appelé pygidium qui est, plus ou moins, plat et fonctionne comme une queue. Dans certains trilobites, le pygidium est très petit. Dans d'autres, il est, relativement, grand et ornée avec des épines. Beaucoup de trilobites vivaient dans des eaux peu profondes et étaient benthiques (vivant dans les sédiments du fond de la mer, lac ou autre étendue d'eau, indépendamment, de la profondeur). Ils se déplaçaient sur le fond marin et, probablement, se nourrissaient de détritus. Certains des trilobites étaient pélagiques et flottaient à la surface de l'eau, comme une grande partie des trilobites du Cambrien et Ordovicien. Après l'Ordovicien, quand des nombreux ordres de trilobites ont décliné et commencé à disparaître, les survivants avaient tendance à se limiter à des environnements d'eau profonde. Comme la bouche de trilobites n'avait pas de grandes mâchoires, une grande partie des géoscientistes pense que les trilobites n'étaient pas de prédateurs et qu'ils ne mangeaient que des aliments tendres.

Troncature..........................................................................................................................................................................................................Truncation

Terminaison des strates ou des réflexions sismiques, interprétées comme telles, le long de la discordance supérieure d'un cycle stratigraphique, laquelle est créée par un érosion, qui, en général, a été renforcé par tectonique (discordance angulaire).

Voir : « Discordance »
&
« Érosion »
&
« Terminaison et Géométrie d'un Strate »

Dans cette tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique du Nord de la Mer Caspienne, les terminaisons des réflecteurs sous-jacents à la discordance (en bleu) sont des biseaux sommitaux ou supérieurs par troncature. Dans la stratigraphie séquentielle, une discordance est une surface d'érosion induite par une chute relative du niveau de la mer qui a mis le niveau de la mer plus bas que le rebord du bassin (dans certains cas, la côte ligne de côte est, plus ou moins coïncidente avec le rebord continental). Cela signifie, que les discordances sont induites par l'eustasie. Cependant, elles peuvent être renforcées par la tectonique et créer ce que certains géoscientistes appellent discordances angulaires. Autrement dit, un raccourcissement ou allongement des sédiments peut, en combinaison avec l'eustasie, exhumer la plate-forme continentale. Ceci est très facile à observer dans les bassins salifères, où l'écoulement latéral ou vertical du niveau salifère, déforme les sédiments (allongement) sus-jacents sans créer une discordance, c'est-à-dire, sans que les sédiments sus-jacents soient érodés. Ainsi, entre les sédiments sous-jacents et sus-jacentes au sel il se forme une disharmonie tectonique (ne pas confondre avec une discordance) qui atteint son point culminant lorsque l'horizon salifère est complètement évacué et forme une suture salifère. Dans cette tentative d'interprétation, il est clair que la discordance soulignée en bleu a été renforcée par la tectonique (allongement e raccourcissement). La région où cette ligne sismique a été tirée appartient à un bassin sédimentaire caractérisé par une tectonique salifère importante, où récemment a été découvert un gisement de pétrole géant (Kashagan). L'écoulement du sel permien (Kungurien, 258-263 Ma) qui s'est déposé sur les argiles roches-mère de l'Artinskien (263-268 Ma), a déformée et soulevé (extension, allongement) les sédiments du Trias qui ont été, partiellement, érodés avant être couverte par les sédiments marins du Jurassique. Plus tard, l'ensemble a été légèrement raccourcît (compression, raccourcissement).

Troncature Apparente......................................................................................................................................................Apparent Truncation

Relation géométrique entre strates ou terminaisons des réflecteurs sismiques, des cortèges sédimentaire transgressifs et de haut niveau (la mer). La rétrogradation (déplacement vers le continent) des sédiments du cortège transgressif, comme la progradation des sédiments de s prismes de haut et bas niveau, induisent une géométrie de troncature apparente, qui, dans la plupart des cas, ne correspond à aucune érosion. Cette géométrie est facilement reconnaissable sur les profils sismiques, soit au-dessus des surfaces basales de progradation (qui soulignent les pics des transgressions marines), soit ou dans la partie supérieure des intervalles progradants (régressions).

Voir : « Discordance »
&
« Érosion »
&
« Terminaison et Géométrie d'un Strate »

Sur cette ligne sismique de l'offshore de la Chine, lequel correspond à une marge divergente du type non-Atlantique (située à l'intérieur de la mégasuture Méso-Cénozoïque, c'est-à-dire, dans un contexte géologique globalement compressif), les terminaisons supérieures des réflecteurs de l'intervalle progradant (entre 1.1 et 1.3 secondes) soulignent, ce que de nombreux géoscientistes considèrent une troncature apparente. Pour ces géoscientistes, les sédiments se sont déposés en aval de la rupture d'inclinaison de la surface de déposition côtière, sur talus deltaïque, une fois que l'espace disponible pour les sédiments (accommodation), en amont, est insuffisante. En d'autres termes, pour ces géoscientistes, les sédiments progradent vers l'aval sans aucune aggradation positive. Cependant, d'autres géoscientistes estiment que les sédiments ont été déposés non seulement en progradation, mais aussi en aggradation, mais que la partie aggradante est, immédiatement, érodée par les propres processus sédimentaires. Comme illustré sur cette ligne sismique, dans les édifices deltaïques, ce type de géométrie peut aussi être interprété comme une conséquence de l'effet de pendule. En fait, dès qu'un lobe sédimentaire se dépose dans l'embouchure d'un fleuve l'espace disponible pour les sédiments diminue. Le lobe suivant se dépose latéralement par rapport au lobe précèdent, où il y a de l'espace disponible suffisant et ainsi de suite, sans qu'aucune chute relative du niveau de la mer se produise. Ce déplacement latéral des lobes sédimentaires deltaïques (paracycles du cycle-séquence), en fonction de l'espace disponible, a été bien décrit par les géoscientistes de la compagnie pétrolière Elf (G. Dailly), qui l'on appelé effet de pendule.

Troncature Structurale..................................................................................................................................................Structural Truncation

Terminaison abrupte d'un strate (ou d'un réflecteur sismique) induite par un événement structural : (i) Raccourcissement (faille inverse) ; (ii) Allongement (faille normale) ; (iii) Glissement gravitaire ; (iv) Écoulement d'un substratum mobile ; (v) Intrusion magmatique, etc.

Voir : « Discordance »
&
« Érosion »
&
« Terminaison et Géométrie d'un Strate »

Pour des nombreux géoscientistes, le terme "troncature structural" n'est pas bon. Il induit en erreur. En géologie, le terme troncature est, généralement, utilisé comme synonyme d'érosion. Pour la plupart des géoscientistes, une troncature implique une érosion. La discontinuité des couches ou des réflecteurs, observé, par exemple, dans le cas d'une faille (inverse ou normale) n'a rien à voir avec une troncature. L'érosion ne peut avoir lieu que sous l'action d'agents érosifs (vent, eau, glace, etc.). La tectonique, que ce soit par raccourcissement ou allongement, n'érode pas les sédiments. La tectonique déforme les sédiments. Toutefois, si la déformation tectonique est par raccourcissant, les sédiments sont soulevés et peuvent être exposés à des agents d'érosion. S'ils sont exhumés, c'est-à-dire, s'ils sont élevés au dessus du niveau de la mer. En d'autres termes, pour avoir érosion (régionale ou globale), il doit y avoir une baisse relative du niveau de la mer qui est fonction de l'eustasie et du mouvement du fond de la mer (soulèvement, c'est-à-dire, raccourcissement ou l'affaissement c'est-à-dire, allongement). De plus, comme dans la plupart des bassins sédimentaires, les variations eustatiques sont beaucoup plus rapides que les mouvements tectoniques, presque tous les géoscientistes (sauf des rares "structuralistes" naïfs,, c'est-à-dire, des inductivistes), considèrent que la cyclicité observée dans les registres géologiques est due à l'eustasie. Dans cette tentative d'interprétation géologique d'une ligne sismique de la mer du Nord, les biseaux sommitaux visibles sous la discordance correspondent à des vrais troncatures. Les sédiments sous-jacents à la discordance ont été raccourcis et soulevés. Le soulèvement a donné lieu à une chute relative de niveau de la mer (eustasie + tectonique), qui a exhumé les sédiments, ce qui qui a permis aux agents de l'érosion de les désagréger, corroder et de les niveler. Ce type de terminaison n'a rien à voir avec la discontinuité (déplacement) des réflecteurs produite par le mouvement des blocs d'une faille normale (partie centrale inférieure de la ligne sismique) où aucune couche ou réflecteur sismique disparaît par l'érosion et que beaucoup les géoscientistes appellent encore, par habitude, "troncature structurale".

Trophique (niveau)................................................................................................................................................................................................Trophic

La quantité de nutriments dans un lac. L'indice de niveau trophique (INT) est un indicateur de la qualité de l'eau d'un lac. Quatre paramètres sont combinés pour déterminer l'INT : (i) Azote total ; (ii) Phosphore total; (iii) Clarté ou limpidité de l'eau et (iv) Quantité de chlorophylle. Ces quatre paramètres traduisent la dynamique du cycle annuel d'un lac.

Voir : « Milieu de Faciès de Dépôt »
&
« Lac »
&
« Mésotrophique (lac) »

Certains lacs sont claires et semblent bleus parce que la plupart de la lumière est absorbée par l'eau. La fraction rouge de la lumière est beaucoup absorbée, tandis que la partie bleue est dispersée et atteint nos yeux. Les lacs qui ont beaucoup d'algues en suspension apparaissent en vert parce que les algues absorbent fortement les parties bleues et rouges de la lumière, mais réfléchissent la lumière verte. Ceux-ci et d'autres différences entre les lacs peuvent être analysées numériquement par la mesure d'un certain nombre de paramètres qui les caractérisent. La mesure de ces paramètres est, souvent, incorporée pour définir le niveau trophique qui met l'accent sur la capacité que le lac a de soutenir la vie. L'azote et phosphore sont des éléments nutritifs qui affectent la quantité d'algues dans un lac. Plus la concentration de ces nutriments est grande, plus eutrophique est le lac. La transparence de l'eau qui peut être mesurée avec le disque blanc de Secchi (disque circulaire, généralement de couleur blanche ou blanc et noir, qui est plongé dans l'eau jusqu'à ce qu'il laisse d'être visible), est, également, utilisé pour déterminer le niveau trophique d'un lac. Dans les lacs oligotrophes (avec peu d'éléments nutritifs), le disque de Secchi se voit jusqu'à une profondeur supérieure à 10 mètres, tandis que dans les lacs eutrophiques le disque disparaît à une profondeur parfois inférieure à un mètre. La concentration d'algues est peut-être la meilleure façon de caractériser le niveau trophique, même si une telle mesure soit difficile à obtenir directement. La quantité de chlorophylle-a (présent dans tous les pigments d'algues qui les fait apparaître vert et leur permet d'obtenir l'énergie du soleil - fonction chlorophylline) est le paramètre le plus utilisé car il donne, indirectement, la concentration des algues. La quantité d'oxygène donne, aussi, de façon indirecte, une idée de niveau trophique. Contrairement aux lacs trophiques, les eutrophique ont, souvent, peu ou pas d'oxygène dans les couches inférieures de l'eau, ce qui permet la préservation de la matière organique morte.

Troposphère...................................................................................................................................................................................................Troposphere

Un des cinq couches de l'atmosphère : (i) Troposphère ; (ii) Stratosphère ; (iii) Mésosphère ; (iv) Thermosphère et (v) Exosphère. La troposphère est la première couche de l'atmosphère, entre 0 et 10 km d'altitude. Elle est séparée de la stratosphère par la tropopause, qui est, plus ou moins, entre 10 et 20 km d'altitude.

Voir : « Atmosphère »
&
« Stratosphère »
&
« Effet de Serre Naturel »

La troposphère est la partie plus basse de l'atmosphère terrestre. La troposphère contient environ 75% de la masse atmosphérique et 99% en masse de la vapeur d'eau et d'aérosols. L'épaisseur moyenne de la troposphère est de 12 km, dans les latitudes moyennes. Elle est plus épaisse dans les régions tropicales, où elle peut atteindre 17 km d'altitude, et plus mince aux pôles, pouvant, cependant, atteindre environ 7 km pendant l'été et devenant indistincte pendant l'hiver. La partie inférieure de la troposphère où a friction des vents avec la surface influe sur les courants de vent, est appelée couche limite planétaire. Cette couche a, généralement, quelques centaines de mètres d'épaisseur, pouvant atteindre jusqu'à 3 km, selon le relief et l'heure de la journée. La région frontalière entre la troposphère et la stratosphère s'appelle la tropopause. Le mot troposphère vient du grec : «tropes» (tourner, mélanger), reflétant le fait que la turbulence joue un rôle important dans le comportement et structure de la troposphère. La plupart des phénomènes météorologiques que nous associons au temps météorologique de tous les jours se produit dans la troposphère. La composition chimique de la troposphère est, essentiellement, uniforme, pratiquement identique à la composition de l'atmosphère dans son ensemble (78% d'azote et 21% d'oxygène et d'autres gaz en petites proportions), à l'exception notable de la vapeur d'eau. La source de vapeur d'eau provient de la surface, par des procédés d'évaporation et transpiration. De plus, la température de la troposphère diminue avec l'altitude, et la pression de vapeur tombe, intensément, dès que la température diminue. Ainsi, la quantité de vapeur d'eau qui peut exister dans l'atmosphère chute, nettement, avec l'altitude. La proportion de vapeur d'eau dans l'atmosphère atteint son maximum près de la surface et diminue avec l'altitude.

Trou de la Couche d'Ozone.......................................................................................................................................................Ozone hole

En termes techniques, le trou d'ozone n'est pas un trou où l'ozone n'est pas présent, mais une région de la stratosphère (en dessus de l'Antarctique) où la couche d'ozone est très appauvrie, ce qui se produit chaque année au début du printemps dans l'hémisphère Sud (Août-Octobre), comme suggéré par les satellites qui nous fournissent images quotidiennes de l'ozone sur l'Antarctique.

Voir : « Atmosphère »
&
«Nuage »
&
« Stratosphère »

L'ozone (O_3) est une molécule composée de trois atomes d'hydrogène. Ce qui est une sorte d'anomalie, une fois que la molécule d'oxygène, normalement, est constituée de deux atomes d'oxygène (O_2). On peut dire que l'ozone est une sorte d'oxygène oxygéné. Jusqu'aux années 80 ans, sauf les experts, personne ou presque personne ne s'est intéressé à l'ozone. Cependant, depuis les années 80, l'ozone est devenue une préoccupation pour l'humanité, mais avec beaucoup de confusion. En fait, beaucoup de gens confondent, souvent, la destruction de la fameuse couche d'ozone de l'Antarctique, situé à environ 40 km d'altitude et les alertes à l'ozone pendant les périodes de chaleur, lesquelles reflètent, au contraire, un excès d'ozone. Dans l'atmosphère, au sol, c'est-à-dire, dans l'air que nous respirons l'ozone est toxique. La matière vivante s'oxyde, ce qui signifie qu'elle est détruite. C'est pourquoi il y a des alertes d'ozone pendant l'été, car l'ozone est formé par des réactions photo-chimiques à partir du gaz des voitures et des engrais. La couche d'ozone dans l'Antarctique est une région où la concentration d'ozone est de 8 parties par million (dans la basse atmosphère, elle est inférieure à une partie par million). La couche d'ozone joue un rôle très important pour les équilibres terrestres, car elle absorbe les rayons ultraviolets du soleil, ce qui a une double conséquence. Elle chauffe la zone comprise entre 35 et 40 km d'altitude, ce qui est une barrière entre l'air dans la troposphère et l'air stratifié de la stratosphère. Sans la couche d'ozone, cette division n'existerait pas et l'atmosphère serait, certainement, mélangé. D'autre part, la couche d'ozone protège les êtres vivants des rayons ultraviolets qui peuvent produire des mutations et cancers de la peau. Dans les années 80, les géoscientistes ont constaté que la couche d'ozone s'amincissait et que les composés chlorés appelés CFC ou fréons détruisaient l'ozone dans le laboratoire. Après plusieurs années de discussions, la fabrication des CFC utilisés dans les réfrigérateurs et aérosols ont été interdits, et il semble que la couche d'ozone ne s'amincit plus.

Tsunami.......................................................................................................................................................................................................................Tsunami

Vague de mer produite par une perturbation (grande échelle et court durée) du fond marin, comme, par exemple, un tremblement de terre peu profonde, éruption volcanique, glissement de terrain sous-marin, etc.

Voir : « Delta de Tempête »
&
« Limite d'Action des Vagues de Beau Temps »
&
« Onde Sismique »

Sur Terre, les plaques lithosphériques sont en mouvement constant. Elles se déplacent les unes par rapport aux autres avec des vitesses comprises entre 2.5 et 7.5 cm par an. Le mouvement des plaques se produit dans les dorsales océaniques, failles transformantes et zones de subduction et il peut produire des tremblements de terre et éruptions volcaniques qui peuvent causer des tsunamis. Dans certaines zones de subduction, la plaque lithosphérique moins dense (généralement, la plaque chevauchante) peut se déplacer brusquement vers le haut dû à la pression exercée par la plaque plongeant plus lourde. Ce déplacement abrupt, comme illustré dans ce schéma, peut produire un tremblement de terre. Le foyer du séisme est le point ou la zone où la première rupture et où les ondes sismiques sont générés, tandis que l'épicentre du tremblement de terre (ou terremoto) est le point du fond de la mer (ou à la surface de la Terre) directement au-dessus du foyer. Quand une partie de la plaque lithosphérique chevauchante est soulève, l'énergie libérée est transférée à l'eau de mer, ce qui pousse l'eau au-dessus du niveau de la mer. Ainsi, on peut dire que les tsunamis sont des vagues de la surface de la mer de très longue période (entre 3 minutes et 3 heures), de grande longueur d'onde (parfois plus de 200 km), de faible amplitude (entre centimètres et décimètres) et avec une grande vitesse (vitesses comprises entre 600 et 800 kilomètres par heure sont communs) produites par les tremblements de terre côtières ou sous-marins. Un tsunami de 200 km de longueur d'onde et de 25 centimètres d'amplitude déplace 50 000 tonnes d'eau par mètre de la ligne de côte. Les dégâts sont particulièrement graves lorsque l'eau converge vers une baie, relativement, étroite, ce qui peut créer une hauteur d'onde (h) de l'ordre de 50 mètres. La vitesse de l'onde (v) est une fonction de la longueur d'onde (L). Si la profondeur de l'eau est supérieure à la longueur d'onde (l), la vitesse v est égale à (gL/2π)^1/2 qui est égal à (1,56 L)^1/2 où g est l'accélération de la pesanteur (9,81 m/s^2). Si la profondeur de l'eau est inférieure à la longueur de l'eau, la vitesse est égale à (gh)^1/2. Cependant, on ne doit pas oublier que la vitesse de l'onde signifie, dans la réalité, une vitesse de phase, une fois que ce qui se déplace n'est pas l'eau, mais la crête et creux de l'onde, c'est-à-dire, la phase de la surface de l'eau.