Faciès..................................................................................................................................................................................................................................Facies

Terme utilisé par Gressly, en 1838, pour exprimer une lithologie et la faune associée. Actuellement, ce terme a perdu beaucoup de son sens originel. Souvent, certains géoscientistes, en particulier, les Américains utilisent le terme faciès pour exprimer la forme, aspect et conditions de dépôt, autrement dit, comme un synonyme de l'environnement sédimentaire.

Voir : « Milieu Sédimentaire »
&
« Faciès Sédimentaire »
&
« Lithostratigraphie »

Un faciès, comme illustré, correspond à une partie restreinte d'une unité lithostratigraphique. Il peut être cartographiée et diffère des autres parties (déposées en même temps en continuité de sédimentation) par la lithologie et fossiles. La texture, composition et caractéristiques structurales d'un dépôt sédimentaire sont, principalement, dues à l'accumulation et modification d'un environnement particulier. Ainsi, la notion de faciès se réfère à la somme des caractéristiques (généralement à une petite échelle, centimètres ou mètres) d'une unité sédimentaire, autrement dit : (i) Lithologie ; (ii) Granulométrie ; (iii) Structures sédimentaires ; (iv) Couleur ; (v) Composition ; (vi) Contenu biogénique, etc.. Le lithofaciès concerne les caractéristiques physiques et chimiques. Le biofaciès concerne le contenu de macrofossiles et ichnofaciès (traces fossiles). Pour les géoscientistes Américains, l'analyse des faciès est l'interprétation des strates en termes d'environnements (ou systèmes de dépôt) basée sur un certain nombre d'observations. Les associations de faciès constituent des faciès qui apparaissent en combinaison, et qui représentent, généralement, un environnement de dépôt (des nombreux faciès sont caractéristiques d'un contexte spécifique). Les successions de faciès (séquence de faciès) sont des associations de faciès avec un ordre vertical caractéristique. La loi de Walther dit que les faciès différents qui se superposent les uns les autres et qui ne sont pas séparés par une discordance (surface d'érosion), se déposent à côté les unes des autres et en même temps. En d'autres termes, une succession latérale de faciès a, b, c, se retrouve, verticalement, comme c, b et a. Ainsi, quand sur une ligne sismique, s'identifient latéralement des sédiments de plate-forme, talus continentale et plaine abyssale, s'il y a continuité de déposition, c’est-à-dire, en l'absence de discordances, verticalement, ont trouvera la même séquence : dépôts de plaine abyssale, talus et la plate-forme continentale.

Faciès de Chenal (turbidites)......................................................................................................................................................Channelized facies

Faciès des cônes sous-marins de bassin dans le modèle de Vail. Toutefois, ce faciès est mieux reconnu dans le modèle de E. Mutti, en particulier, dans les systèmes turbiditiques de taille moyenne (type II) qui se déposent dans des conditions de haut niveau (de la mer) en amont montant des lobes turbiditiques près de la base du talus continental.

Voir : « Turbidite »
&
« Cône Sous - marin de Bassin »
&
« Contourite »

Dans la classification des systèmes turbiditiques de E. Mutti, ces systèmes se répartissent en trois groupes principaux, selon la quantité du matériel transporté par les courants turbiditiques qui sont principalement induits par des ruptures et glissements du talus continental ou du rebord du bassin. Comme indiqué dans ces schémas, les turbidites de la taille moyenne (ou Type II) comprennent tous les systèmes turbiditiques, où les faciès sableux sont déposés, principalement, dans les parties basses des chenaux (ou dépressions) et des régions devant les embouchures des courants. Ces systèmes forment des longs corps chenalisants, qui passent en aval à des lobes de sable. Les systèmes de Type II sont très grossiers et composés, principalement, par des dépôts chenalisés. Une diminution de la taille des grains favorise le développement des lobes qui sont moins développés en volume et l'étendue que les lobes associés aux systèmes turbiditiques de grande taille (Type I). Certains géoscientistes, considèrent que les turbidites de type II de Mutti correspondent aux cônes sous-marins de talus de P. Vail, où les digues marginales naturelles, les remplissages des dépressions entre les lobes et chenaux (érosion) sont dominantes. Les différences entre les deux modèles sont importantes. Pour Mutti, le contexte géologique est de haut niveau de la mer (niveau de la mer plus haut que le bord du bassin ou du rebord continental). Pour Mutti, les dépôts de turbidites sont pas nécessairement associés à des chutes relatives du niveau de la mer significatives, c’est-à-dire, aux discordances, comme c’est le cas dans le modèle de Vail, mais plutôt à des érosions sous-marines, à grande échelle, associées aux des ruptures du rebord continental, et à des périodes de crues. Dans la mer du Nord, le modèle de Mutti est plus souvent corroboré que celui de Vail, une fois que les cicatrices d'érosion du talus continental sont très bien visibles. Dans d'autres régions, comme, sur les marges de l'Atlantique Sud, le modèle de Vail est difficile de réfuter.

Faciès vs Environnement Sédimentaire..............................................................................................Facies & Environments

Selon Teichert (1958), il semble que Nicolas Steno (1669) a été le premier à utiliser le terme faciès (du latin faciès « regarder » ou « aspect ») pour désigner toute ou partie de l’aspect de surface de la Terre pendant un certain intervalle de temps géologique. Gressly, en 1838, a été plus loin que les autres géoscientistes, car sur la base d'observations locales et isolées, a considéré des unités rocheuses (R. Prothero, 1989) et a utilisé le terme faciès pour exprimer les changements de latéraux d’apparence et souligner qu’elles ne sont lithologiquement uniformes (elles changement dès que milieu de déposition change). Le terme sismofaciès est souvent utilisé par les géoscientistes Américains pour désigner les cartes des environnements sédimentaires construits à partir de données sismiques. Le terme sismofaciès lorsqu'il est utilisé doit être limité aux ensembles lithologiques d’un cycle - séquence ou dans un IGS (incrément génétique des strates).

Voir : « Faciès »
&
« Milieux de faciès de dépôt »
&
« Incrémentation Génétique (des strates) »

Ce schéma illustre les différences entre faciès, environnement et incrément génétique de strates (IGS). Ainsi, un IGS est une unité sédimentaire dans lequel les faciès sont génétiquement liés. Un incrément génétique des strates correspond, plus ou moins, à un cycle - séquence dans la stratigraphie séquentielle, lequel est composé d'une série de cortèges sédimentaires (associations latérales des systèmes de dépôt génétiquement liés, qui forment un paracycle). Deux facteurs principaux caractérisent la somme des changements qui Gressly (1838) a appelée un faciès d’une unité stratigraphique : (i) L'aspect lithologique de l'unité stratigraphique qui est relié à un ensemble paléontologique et (ii) Un ensemble de fossiles qui exclue, invariablement tous les autres faciès. Haug (1907) a standardisée la signification de faciès comme la somme des caractéristiques lithologiques et paléontologiques d'un dépôt particulier dans un certain endroit. Selley (1970), a souligné que toutes les définitions proposées de faciès sont purement descriptives et par conséquent, des expressions comme faciès fluvial ou faciès de turbiditique ne sont pas ne sont pas pertinentes. Ainsi, il est plus correct de dire : un faciès sableux associé à un environnement fluvial qu’un faciès sableux fluvial.

Faciès Sédimentaire..................................................................................................................................................................Sedimentary facies

Accumulation de dépôts avec des caractéristiques spécifiques qui changent latéralement vers d'autres accumulations sédimentaires formées en même temps, mais avec des caractéristiques différentes.

Voir : « Faciès »
&
« Milieux de faciès de dépôt »
&
« Incrémentation Génétique (des strates) »

Comme illustré dans cette figure, les faciès sédimentaires se distinguent les uns des autres par l'aspect des roches ou des sédiments. Les faciès sédimentaires, lorsqu'ils sont basés sur les caractéristiques pétrographiques, tels que la taille des grains et minéralogie, sont appelés lithofaciès. Quand les faciès sont basés sur fossiles ont parle de biofaciès. Ces types de faciès sont, généralement, subdivisés. Ainsi, on dit, souvent, faciès calcaire oolithique faciès ou faciès argileux. En fait, les caractéristiques d'une roche proviennent, principalement, du milieu de dépôt et de la composition originale. Par conséquent, les faciès sédimentaires reflètent le milieu de dépôt et chaque faciès souligne un type distinct de sédiments d’une dans une certaine région ou environnement. Ainsi, on peut dire qu'un faciès sédimentaire souligne les aspects physiques, chimiques et biologiques d’une couche sédimentaire et les changements latéraux à l'intérieur d'un ensemble de couches du même âge. En d'autres termes, les roches sédimentaires se forment uniquement lorsque les sédiments se déposent par un temps relativement long, ce que permettant sa compaction et cimentation en couches, plus ou moins, dures. La sédimentation se produit, généralement, là où les sédiments peuvent être déposés pendant de nombreuses années sans être dérangés, autrement dit, dans les bassins sédimentaires. Certains bassins sédimentaires sont relativement petits, au contraire, d'autres peuvent avoir des dimensions très importantes, dans lesquels se peuvent développer divers types de milieux de dépôt. Plusieurs facteurs physiques, chimiques et biologiques influencent le dépôt et déterminent la nature des sédiments qui s'accumulent lorsque l'espace disponible pour les sédiments (accommodation) augmente. Ainsi, différents environnements de dépôt peuvent exister côte à côte dans le même bassin sédimentaire, pourvu que les conditions (profondeur de l'eau, énergie des vagues, etc.) changent latéralement. Les roches sédimentaires qui sont déposés dans un bassin, sont liées aux environnements de dépôt. Sont les différentes lithologies (contemporaines) avec une faune typique que le géoscientiste suisse Amanzi Gressly a appelé en 1838, faciès sédimentaire.

Falaise ..................................................................................................................................................................................................................................Cliff

Forme particulière du versant littoral, abrupte ou avec une forte pente (15° à 90°), généralement, taillée dans les roches par l'action des agents érosifs marins (vagues, courants, etc.) ou par l'action conjointe des agents morphogéniques marins, continentaux et biologiques.

Voir : « Falaise à Viseur et Encoche »
&
« Bas de Plage »
&
« Limite d'action des vagues de beau temps »

Les falaises sont les éléments les plus caractéristiques des zones côtières. Elles se forment par l'action combinée de l'érosion et météorisation. La météorisation agit, de préférence, au sommet de la falaise et de l'érosion corrode, surtout, la base (encoche). Les falaises abruptes se forment lorsque les roches sont plus dures. La hauteur est, évidemment, déterminée par la différence entre le niveau de la mer et le niveau du sol. Les encoches dures sont érodées et altérées lentement et moins elles sont fracturées plus elles ils résistent aux agents érosifs. Les roches éruptives, telles que, le granit et basalte forment des falaises abruptes et rugueuses comme c'est le cas dans les côtes de l'Atlantique Nord. Les roches moins dures, par exemple, des grès et argiles sont érodées plus facilement et forment des falaises moins inclinées, même si ceci n'est pas une règle générale. L'importance et géométrie des falaises dans les roches sédimentaires dépend de l'inclinaison des couches, c'est-à-dire, savoir si elles inclinent vers la mer ou vers le continent. Dans ce schéma, sont présentés les principaux éléments morphologiques d'une côte, où peut être reconnaître : (i) Falaise ou Escarpement, qui marque le versant côtier ; (ii) Encoche, formée par l'action érosive des vagues de tempête et située à la base la falaise, en amont de l’arrière - plage ; (iii) Arrière - plage qui est la zone limitée, en amont, par la falaise et, en aval, par le niveau de la marée haute ; (iv) Bermes de l’arrière - plage, autrement dit, les plate - formes (parties, plus ou moins, horizontales) des gradins de plage formés par l'action des vagues ; (v) Bas de plage, autrement dit, la zone limitée entre le niveau de marée haute et les barres et hauts - fonds qui entourent, en amont, la rampe ; (vi) Plage intertidale, c’est-à-dire, la zone la plus en amont du bas de plage et que, comme son nom l'indique, correspond à la zone limitée par les niveaux de marée haute et basse ; (vii) Barres et haut - fonds qui séparent le bas de plage de la rampe et (viii) Rampe qui est la zone distale du bas de plage, en aval des barres et haut - fonds et se caractérise par une augmentation significative de la du fond marin.

Falaise (peu consolidée) ....................................................................................................................................................................................................Bluff

Falaise ou escarpement, peu cohérente, mais raide, parfois arrondie en direction d'un corps d’eau (mer, cours d’eau ou lac).

Voir : « Falaise »
&
« Fleuve Type-Yahoo »
&
« Talus »

Cette photo illustre une falaise instable peu consolidée qui borde une plage composée principalement de gravier. La pente de la falaise est si instable qui ne supporte aucune végétation. Les sédiments qui la forment correspondent à un ancien esker (environnement glaciaire) qui est, peu à peu, érodé par les vagues, ce qui crée dans la base de la falaise un mélange de sable et de gravier. Quand un bassin sédimentaire n’a pas de plate - forme continentale, ce qui se passe dans un intervalle régressif, à partir d'un certain point (la ligne de côte coïncide avec le rebord du bassin), une falaise peu consolidée, peu déclencher des courants de gravité responsables de dépôts turbiditiques en eau profonde. En fait, comme suggéré par E. Mutti, ni tous les dépôts turbiditiques sont associés à une discordance (hypothèse P. Vail), autrement dit, à une baisse relative du niveau de la mers significative. Une instabilité du rebord du bassin ou de la ligne de côte, quand celle-ci coïncide, plus ou moins, avec le rebord du bassin (bassin sans plate-forme continentale) peut créer des courants de gravité importants et la formation de cônes sous-marins de bassin ou de talus dans les parties profondes du bassin. Lorsque la quantité du matériel arrachée au rebord du bassin qui peut correspondre à une falaise peu consolidée une fois que le bassin a pas de plate - forme continentale, est grande, ce qui, généralement, signifie qu'elle est très riche en sable, déposé des lobes sous-marins de type I Mutti qui sont, à peu près équivalents, aux cônes sous-marins de bassin de Vail. Lorsque la quantité de matière arrachée du rebord du bassin est petite (très peu de sable et beaucoup d’argile) lobes sous - marins déposés sont de type III (Mutti) qui correspondent, plus ou moins, aux cônes sous-marins de talus de Vail. Lorsque la quantité de matériaux transportés par les courants turbiditiques est moyenne (type II), se déposent des lobes sous-marins qui s'étendent vers l’amont par des dépôts turbiditiques en forme de chenal, qui, souvent, correspondent au remplissage des dépressions entre les lobes ou remplissage de chenaux (érosion) par lesquels passaient les courant de turbidité.

Falaise à Viseur et Encoche.........................................................................................................................................................Visor cliff

Lorsque la falaise (escarpement) a une encoche à la base entre le niveau moyen des marées hautes et basses, en la forme de niche formée par l’action mécanique et chimique. L’encoche est surmontée d'une façade rocheuse, proéminente en - dessus du niveau de la marée haute appelée viseur.

Voir : « Falaise »
&
« Karst Littoral »
&
« Bas de Plage »

Dans cette coupe géologique du cap des Courants (Mozambique) sont illustrés les zones principales et les types de micro - formes qui peuvent être trouvés dans un karst littoral forme par des éolianites et grès de plage. De droite à gauche on peut distinguer : (1) Falaises morte alvéolée ; (2) Plate-forme avec lapiez pointues ; (3) Mares ; (4) Viseur de falaise vive ; (5) Encoche ; (6) Plate-forme avec vasques embryonnaires et mares ; (7) Plate - forme avec vasques et incrustée d'algues calcaires ; (8) Plate-forme bioconstruite par des tubicoles ; (9) Mares ; (10) Corniche de déferlement ; (11) Encoche submersible ; (12) Banc de coraux morts ; (13) Grès et plage ; (14) Éolianite. Dans les zones littoraux calcaires des tropiques, les falaises ont des entailles à la base, en forme de niche (appelés encoches) qui se développent entre les niveaux des marées hautes et basses par une double action mécanique et chimique de l'eau. L’encoche est surmonté d'un fronton rocheux au-dessus du niveau de la marée haute que les géoscientistes appellent viseur. C’est dans ce cas on peut parler de la falaise avec viseur. Comme toutes les autres falaises, sur les lignes sismiques, la falaise avec un viseur ne peut être reconnu quand elle est fossilisée par un épais intervalle transgressif. En fait, se le niveau relatif de la mer descend (ce qui n'est pas le cas lors d'une transgression), la ligne de la côte se déplace vers l’aval, réduisant l'extension de la plate - forme continentale, et la falaise est, peu à peu, érodée par les agents érosifs. Dans certains cas, comme, par exemple, près d'un cours d’eau, les falaises peuvent être érodées très rapidement avec la formation de vallées incisées. Le déplacement de la ligne de rivage vers l'aval, lors d’ une chute relative du niveau de la mer, brise le profil d'équilibre provisoire des cours d’eau, lesquels sont obligés a excaver leurs lits pour atteindre un nouveau profil d’équilibre temporaire. C'est ce type d'érosion fluviale qui peut faire disparaître, rapidement, les falaises situées près de l'embouchures des fleuves comme dans le cas illustré sur cette figure.

Faille .....................................................................................................................................................................................................................................Fault

En géologie, une faille est une fracture, plus ou moins, plane dans un ensemble de roches, dans lequel les roches d'un côté de la fracture sont déplacées par rapport aux roches de l'autre côté. Il y a trois grands types de failles : (i) Normales ; (ii) Inverses et (iii) Décrochantes ou Décrochements.

Voir : « Bloc Faillé Inférieur »
&
« Faille Transformante »
&
« Type - Rift (bassin) »

Les failles normales sont formées durant les régimes tectoniques en extension (σ_1 vertical). Les failles inverses et les décrochements sont formées durant les régimes tectoniques en compression (σ_1 horizontale). Lorsque le σ_3 est vertical, sont les failles inverses qui se forment, et quand le σ_3 est horizontal sont les décrochements qui se forment. Notons que les axes σ_1, σ_2 et σ_3 sont les axes principaux de l'ellipsoïde des contraintes effectives, qui résultent de l'action combinée de la pression lithostatique (poids de la colonne sédimentaire), pression hydrostatique (poids de la colonne d'eau) et du vecteur tectonique. Les failles normales servent à allonger les sédiments, tandis que les failles inverses servent à raccourcir les sédiments. Les décrochements servent, principalement, à déplacer horizontalement un bloc faillé par rapport à l’autre. Cela signifie qu’uniquement les décrochements on un plan de faille verticale. Le plan de faille des failles normales et inverses peut être localement vertical, mais à une échelle macroscopique (échelle de lignes sismiques et des cartes géologiques), ils sont toujours inclinés, et surtout, ils s'aplatissent en profondeur, vu que la pression de confinement augmente. Comme illustré dans ce diagramme, les failles (normales et inverses) sont groupés de telle sorte que l'allongement ou le raccourcissement des roches se fasse d'une manière ordonnée sur une grande extension. Individuellement, une faille est limitée entre deux points, qui limitent les blocs faillés, et par rapport auxquels il n'y a pas de déplacement. Le déplacement augmente progressivement à partir de ces points et atteint la valeur maximale, plus ou moins, à la moitié de la distance entre les extrémités. Ainsi, pour qu’un raccourcissement ou élargissement se fasse de manière homogène, les failles se regroupent en faisceaux comme les sardines dans une boîte de conserve, autrement dit, la fin d'une faille (déplacement nul) est relayée par point de déplacement maximum de la faille adjacente, de sorte que le long d’un faisceau de failles le déplacement soit, plus ou moins, constant.

Faille Listrique...........................................................................................................................................................................................Listric Fault

Faille qui dans la partie supérieure est normale et inverse à la base. Comme, en plan, la trace d’une faille listrique est courbe, bon nombre de géoscientistes, de manière erronée, appellent toutes les failles avec une géométrie curviligne, failles listriques. En fait, en plan, toutes les failles normales et inverses ont une géométrie plus au moins curviligne, mais elles ne sont pas toutes listriques.

Voir : « Bloc Faillé Inférieur »
&
« Faille »
&
« Faille Transformante »

Ces schémas illustrent les caractéristiques d'une faille listrique. La partie supérieure correspond à une faille normale. Le σ_1 (axe principal de l'ellipsoïde des contraintes effectives) est verticale et σ_2 est l'horizontale et orientée N - S. Les axes σ_1, σ_2 et σ_3 sont les axes principaux de l'ellipsoïde des contraintes effectives qui résultent de l'action combinée de la pression lithostatique (poids de la colonne sédimentaire), pression hydrostatique (poids de la colonne d'eau) et du vecteur tectonique. Dans cet exemple, les sédiments sont allongés par des failles normales qui ont un plan de faille orientée N - S (les plans de faille des failles normales et inverses sont parallèles à σ_2). L’allongement des sédiments dans la partie supérieure, induit, dans la partie inférieure, un régime tectonique compressif (σ_1 horizontale) qui raccourcit les sédiments par des failles inverses. L'extension de la partie supérieure est compensé par le raccourcissement de la partie inférieure. Ce type de failles est caractéristique des glissements de surface, car il nécessite une pression confinée relativement faible. Sous une certaine colonne sédimentaire, les failles listriques sont absents. Au contraire, elles sont très fréquentes dans les niveaux supérieurs du talus continental où σ_3 est généralement vertical. Le plan d’une faille listrique est curviligne et continue. Parfois, les géoscientistes ont tendance à considérer deux failles, une faille normale en amont et une faille inverse en aval, ce qui est totalement faux, une fois que le plan de faille d’une faille listrique est continu, bien que le mouvement apparent des blocs soit différent en haut et en bas. La même chose se produit, souvent, dans les failles réactivées, c'est-à-dire, lorsque, par exemple, une faille normale, formée durant le Crétacé est par la suite, réactivée comme faille inverse, pendant le Miocène. Si l'inversion n'est pas complète, la faille est inversée (à partir du Miocène), mais elle a une géométrie de faille normale à la base et une géométrie faille inverse au sommet.

Faille Transformante..................................................................................................................................................................Transform Fault

Limite des plaques lithosphériques qui a un mouvement de cisaillement pur. Faille ou ligne de fracture associée à un déplacement latéral des dorsales mid-océaniques.

Voir : « Bloc Faillé Inférieur"
&
« Faille »
&
« Dorsale Mid-Océanique »

La faille transformante de San Andreas, qui met en contact la plaque lithosphérique de l’Amérique du Nord et du Pacifique, entre le golfe de Californie et San Francisco et qui a environ 1 200 km de long, est, sans doute, la plus connue de toutes les failles transformantes. Les failles transformantes sont l'un des trois types de limite entre les plaques lithosphériques. Les limites divergentes et convergentes sont les deux autres types. Le mouvement relatif le long des failles transformantes est horizontal et peut être senestre (si les deux plaques se déplacent vers la gauche) ou dextre (si les deux plaques se déplacent vers la droite). Le mouvement vertical n'existe pratiquement pas le long d'une faille transformante. Comme expliqué par Heirtzler (1968), la roche fondue provenant des parties profondes de la terre, le long de la zone d’expansion océanique, se solidifie et est poussé latéralement (à cause du soulèvement du matériel de l’asthénosphère), au fur et à mesure que la zone d’expansion est déplacera une zone de fracture (faille transformante). Entre les deux zones d'expansion, le matériel de chaque côté de la zone de fracture (matériel des différentes plaques tectoniques) se déplacent dans des directions opposées et la zone de friction entre les deux blocs de la croûte, cause des tremblements de terre peu profonds. De nombreux géoscientistes, que nous ne suivons pas, considèrent les décrochements qui ne limitent pas les plaques lithosphériques. Les différents secteurs, qu’on peut mettre en évidence le long des dorsales mid-océaniques (limites divergentes) sont séparés par des failles transformantes, le long desquelles des séismes sont fréquents. Ces failles ne sont actives qu’entre les centres de l'expansion océanique (graben ou rift qui forme la partie centrale de la dorsale). Contrairement à une idée largement diffusée auprès des géoscientistes, les failles transformantes, entre les dorsales mid-océaniques, ne continuent pas vers la partie continentale via la croûte océanique. En fait, il semble être le contraire, ce sont les zones de fractures anciennes (failles, contacts lithologiques, etc.) des supercontinents qui ont conditionné les déplacements latéraux de la ligne de fracture de la lithosphère, et ainsi la direction de l'expansion océanique et des failles transformantes.

Faro (atollon).........................................................................................................................................................................................................................Faro

Atolls circulaires qui forment eux-mêmes une couronne appelée grand atoll (atolls d'atolls).

Voir : « Atoll »
&
« Atollon »
&
« Récif »

De manière générale, on peut dire qu’il y a trois grand types de récifs : (A) Bioclastiques, c’est-à-dire, les récifs construits par l'accumulation d’organismes, en particulier, des métazoaires, qui ont une carapace carbonatée rigide ; (B) Biogéniques qui correspondent à constructions biogéniques carbonatées sans accumulation bioclastes et (C) Complexes qui correspondent à des construction des récifales assez grandes et résistantes aux vagues de la mer pour former des reliefs importants et créer un noyau récifal avec une marge interne et externe du récif. Tous ces récifs sont des systèmes complexes dans lesquels facteurs biologiques, physiques et chimiques interagissent. Il y a principalement quatre procédés qui opèrent dans la formation de récifs : (a) Constructif, processus biologiques, comme la croissance d’organismes carbonatés ; (b) Destructif, c'est à dire, tous les processus qui peuvent détruire ou endommager la croissance des récifs, comme, l'action des vagues et la bioérosion (destruction biologique) ; (c) Sédimentation, c'est à dire, l'accumulation de matière biogène créée par l'intense activité biologique autour du récif et des débris du propre récif ; (d) Cimentation qui a une grande influence sur la forme du récif et qui peut être précoce et important, comme c'est le cas dans de nombreux récifs anciens et récents. En conséquence de ces quatre processus (constructif, destructif, sédimentation et cimentation), une grande variété de morphologies et structures internes peuvent être reconnues dans les récifs. Dans cette figure est schématisée une classification des récifs tenant compte de l'emplacement et la forme. Du continent vers la mer on peut trouver : (i) Récif frangeant, plus ou moins liés à la ligne de côte ; (ii) Faro (atolls d’attols) qui a une forme plus ou moins annelé ; (iii) Récif solitaire, qui, normalement, a une plate-forme, plus ou moins, importante ; (iv) Récif barrière qui limite la zone côtière ; (v) Monticule récifal (terme rarement utilisé) qui est un récif isolé en eau profonde, souvent associées à des glissements de terrain ou à des instabilités du récif barrière ; (vi) Atoll, autrement dit, structure en forme d'anneau avec un lagon central, qui se développe dans l'eau relativement profonde et (vii) Récif tabulaire, qui comme l’atoll formé en eau profonde, mais qui n'a pas de lagon.

Faune Profonde.................................................................................................................................................................................................Infauna

Ensemble d'organismes qui vivent dans les sédiments du fond des masses d'eaux telles que les océans, lacs ou cours d’eau. En général, les animaux de la faune profonde devient de plus en plus rares au fur et à mesure que la tranche d'eau et la distance à la ligne de côte augmentent. La plupart de la faune profonde vit dans les premiers centimètres au-dessous du fond de la mer, où l'oxygène est toujours disponible. Les animaux les plus familiers et plus facilement visibles sont palourdes ou clovisses, vers, crabes, échinodermes, poissons, etc. Synonyme de Endofaune.

Voir : « Benthos »
&
« Fossile »
&
« Pélagique (organisme) »

La faune profonde ou endofaune sont les benthos qui vivent enfouies dans la boue au fond d'une masse d'eau (vers, lamellibranches, etc.). En revanche, les benthique qui vivent sur la surface du fond de la mer, attaché à des objets ou se déplaçant librement forment de l'épifaune qui est caractéristique des zones intertidales (algues marines, anémones, éponges, mollusques, crabes, etc.). L'endofaune comprend des animaux aquatiques qui vivent dans le substratum plutôt que sur sa surface, c'est-à-dire au fond de la mer. Les bactéries et microalgues peuvent aussi vivre dans les interstices des sédiments du fond de la mer. En moyenne, les animaux de l'endofaune sont progressivement plus rare avec la profondeur croissante de l'eau et la distance à la côte, tandis que les bactéries ont plus de constance dans l'abondance, laquelle, parfois, dépasse un milliard par millilitre d'eau interstitielle. Cette figure illustre l'étude des animaux de la faune profonde dans trois domaines différents. Ces animaux, mangent ou déplacent les sédiments autour d'eux au fur et à mesure qu’ils se déplacent. Beaucoup d'entre eux, parfois extrêmement nombreux, sont plus petits que 50 mm. Ces organismes minuscules, connu sous le nom de microfaune, sont généralement étudiés au microscope. La faune intermédiaire entre la macrofaune et microfaune, est la méiofaune. La méiofaune est également connue comme la faune interstitielle, car elle occupe l'espace entre les particules sédimentaires. Les animaux qui nagent comme les poissons, mammifères marins et reptiles peuvent se déplacer indépendamment des courants forment necton. Les animaux et plantes, y compris les formes jeunes de nombreux mollusques et crustacés, ainsi que les organismes unicellulaires qui dérivent avec les courants forment le plancton.

Feedback (rétroaction) .........................................................................................................................................................................................Feedback

Lorsque le résultat d'un processus de retour au système modifie le comportement suivant le même processus. Le feedback ou rétroaction peut produire une amplification ou suppression du processus et par conséquent changer l'équilibre du système. Une rétroaction peut se produit dans les systèmes vivants et non vivants. Un feedback positif amplifie le processus, tandis qu’une rétroaction négative le réduit, c'est-à-dire provoque un amortissement. Une rétroaction peut avoir un effet variable suivant les conditions y compris la période de transformation et inertie du système. Synonyme de Rétroaction.

Voir : «Rétroaction »
&
« Effet de Serre Naturel »
&
« Effet de Serre Non - Naturel »

Ce schéma illustre un modèle idéal de rétroaction ou feedback. Lorsque B< 0, le feedback est négatif et si B> 0, la réaction est positive. Dans les systèmes biologiques, comme, par exemple, dans les organismes, écosystèmes où biosphère (couche idéale que forme autour croûte terrestre l’ensemble de tous les êtres vivants), de nombreux paramètres ne sont contrôlées que dans une zone relativement restreinte autour d'une valeur optimale (sous certaines conditions). Une déviation de la valeur optimale d'un paramètre peut entraîner des changements internes et externes de l'environnement. Un feedback ou rétroaction bipolaire est présente dans la plupart des systèmes naturels et humains. En fait, dans les milieux naturels, la rétroaction est, généralement, bipolaire, c'est-à-dire, positive ou négative, ce qui, dans sa diversité, apporte des réponses synergiques et antagonistes à la sortie de l'ensemble du système. Le climat, par exemple, est caractérisé par des rétroactions importantes entre les processus qui affectent l'état de l'atmosphère, océans et continents. Un des exemples les mieux connus est celui de la glace et de l'albédo (rapport entre la quantité d'énergie électromagnétique réfléchie par une surface et la quantité d'énergie réfléchie). Dans le cas particulier de l'énergie solaire reçue par la Terre, l'albédo est le rapport entre l'énergie solaire réfléchie et reçue par la surface terrestre. Il varie de 0 à 1, étant 0 pour une surface noire et 1 pour une surface idéale du type miroir. Ainsi, lorsque la température augmente, comme lorsque la Terre est au périhélie, la fusion d'une partie de la glace expose les terrains sous-jacents, qui ayant un albédo plus faible absorbe plus de chaleur et provoque la fonte de plus de neige, ce qui met à découvert plus de terrain (albédo inférieur), qui en se réchauffant fondre plus de glace et ainsi de suite.

Femtoplancton........................................................................................................................................................................................Femtoplankton

Plancton avec moins et 0.2 microns (10^-6) de diamètre. Le terme femtoplancton est ici mal utilisé. Le préfixe femto désigne 10^-15 (1 femtomètre est, plus ou moins, le rayon d'un proton) et non 10^-9 (nanomètre), c'est-à-dire, ce qu’on devrait dire est nanoplancton et non femtoplancton.

Voir : « Plancton »
&
« Méroplancton »
&
« Épipélagique (organisme) »

L'importance de la taille et forme dans les organismes de libre fluctuation (organismes planctoniques), dans lesquels la dimension linéaire maximale varie entre < 0,2 mm et > 200 microns, permet de séparer le biote en cinq catégories dès les petites femtoplanctoniques jusqu’au macroplanctoniques : (i) Femtoplancton ; (ii) Picoplancton ; (iii) Nanoplancton, (iv) Microplancton et (v) Macroplancton. La distinction entre les particules (insolubles) et particules non - solubles, dans les systèmes d'eau douce est, généralement, définie en termes de rétention dans une maille de 0,2 μm. Sur cette base, le groupe de plus petite taille, c’est-à-dire le femtoplanton (< 0,2 μm) tombe dans la catégorie des particules solubles, autrement dit, les virus et petites bactéries qui sont une partie intégrante de la matière organique dissoute dans l'environnement de l'eau doux. Pour Homère, le terme plancton désignait les animaux qui errent la surface des vagues. En 1887, Hensen, a définit plancton comme les petits organismes qui vivent en eau douce, saumâtre et salée, souvent suspendus tels que les : gamètes, larves, animaux inaptes à lutter contre le courant (petits crustacés, et méduses), plantes et algues microscopiques. Le plancton est le premier maillon de la chaîne alimentaire marine. Le phytoplancton est mangé par le zooplancton et une myriade d'organismes marins. Ils sont la proie de petits prédateurs, qui sont eux-mêmes chassés par les grands prédateurs. Le phytoplancton ou plancton végétal est autotrophe vis-à-vis du carbone, ce qui signifie qu'il est capable de croître dans des environnements contenant uniquement du carbone inorganique. Le nanoplancton et le phytoplancton sont présents dans les couches superficielles de la mer (0 - 15 m de profondeur), où se produit la photosynthèse. Ils absorbent les minéraux et le dioxyde de carbone et rejettent l'oxygène sous l'effet de la lumière. Comme exemples de phytoplancton on peut citer : cyanobactéries, diatomées, dinoflagellés, etc. Le phytoplancton ne représente que 1 % de la biomasse des organismes photosynthétiques sur la planète, mais 45 % de la production primaire (fixation de carbone inorganique en carbone organique).

Fenêtre à Huile.............................................................................................................................................................................................Oil window

Zone de la formation de l’huile. Cette zone est située à une profondeur où la température varie entre 50 et 120 - 150° C, et surtout à partir d'une centaine de degrés, où les transformations du kérogène en hydrocarbures, en particulier, les fractions C15 - C40, sont le s plus importantes. Cette zone de formation et la conservation des hydrocarbures liquides est caractérisée par des traces organiques, et dépendant du temps et de la nature kérogène.

Voir : « Roche - Mère »
&
« Fenêtre de Maturation à Gaz »
&
« Kérogène »

Dans cette tentative d'interprétation géologique d’une ligne sismique de l’offshore de Thaïlande, lequel correspond à un bassin d’arrière-arc, est marquée la plus probable fenêtre à huile, qui est limitée entre les valeurs 0,6 et 1,2 de la réflectance de la vitrinite. Ceci veut dire, que les sédiments riches en matière organique ont été enterrés à une profondeur telle que la matière organique a, probablement, été transformé en huile. Toutefois, comme illustré dans la figure, les hydrocarbures produits dans les deux champs pétroliers, traversés par cette ligne sismique, sont un mélange d’huile et condensât. Ainsi, il est probable que la matière organique des roches mères potentielles soit du type III, c'est-à-dire, humique et avec un kérogène caractérisé par rapport H/C inférieur à 0,84, produite à partir de la lignine des plantes, qui poussent sur terre. N’oublions pas que dans ce type de bassin sédimentaire (bassin d’arrière - arc), les roches - mères conventionnelles sont les argiles lacustres qui ont été déposés dans les bassins de type - rift (phase initiale ou de rifting), qui naturellement sont beaucoup plus enterrées que celles de phase cratonique. En d'autres termes, on ne peut exclure qu'une partie de l’huile produit dans ces champs ait été générée dans les bassins profonds de type - rift (hemi-grabens) et ait migré, verticalement, le long des failles normales, vers les roches - réservoir des pièges morphologiques par juxtaposition. Notons que les failles normales de la phase de rifting ont été légèrement réactivées en failles inverses par un régime tectonique de compression, relativement récente et que la plupart des pièges des gisements (il ne faut pas confondre gisement avec champ pétrolier) sont morphologiques par juxtaposition et non structuraux. Ce pièges n’ont pas de fermeture propre (dans toutes les directions), laquelle, au moins la fermeture latérale, se fait par la juxtaposition de roches imperméables aux roches - réservoirs.

Fenêtre de Maturation à Gaz................................................................................................................................................Gas window

Zone où le gaz se forme, en général, où la température varie entre 110 - 120° et 200° C. En fait, lorsque la température des formations géologiques (particulièrement la roche - mère) est supérieure à 110°, ce qui correspond en moyenne à 2 % de la PR (pouvoir réfléchissant de la vitrinite), se produisent certaines ruptures dans les liaisons C-C du kérogène restant et des hydrocarbures déjà formés. Ainsi, lorsque la température augmente, les hydrocarbures sont, de plus en plus, légers et représentés, principalement, par les gaz et, finalement, par le méthane.

Voir : « Roche - Mère »
&
« Fenêtre de Maturation à Huile »
&
« Kérogène »

Comme illustré dans ce diagramme, il y a trois processus géologiques dans l'évolution de la matière organique en profondeur : (i) Diagénèse, c'est-à-dire, les changements ou les transformations, chimiques, physiques et biologiques, souffertes par les sédiments après le dépôt, autrement dit, compaction, cimentation, autigénèse, polymérisation, adsorption, action bactérienne, etc. ; (ii) Catagenèse qui inclut les processus par lesquels le kérogène organique se transforme en hydrocarbures, en premier l’huile et après le gaz et (iii) Métagenèse qui comprend le processus par lequel le rapport H / C diminue, avec la formation de méthane, jusqu'à ce que le carbone soit sous la forme de graphite. Notons que pour certains auteurs, dans la métagenèse, il n'y a plus de formation d'hydrocarbures, ce qui signifie que le carbone est présente seulement comme graphite. En association avec ces processus de formation de trois fenêtres de formation d'hydrocarbures peuvent être définies : (a) Fenêtre du kérogène qui est située dans la zone de la diagenèse, jusqu’à, plus ou moins, 60° C de température et caractérisée par un indice de réflectance vitrinite d'environ 0,5 ; (b) Fenêtre à huile entre qui est située dans la zone de catagenèse et se caractérise par une température entre 60° et 120° C et un indice de réflectance de la vitrinite entre 0,5 et 1,2 et (c) Fenêtre à gaz qui est situé à la zone inférieure de la zone de métagenèse et se caractérise par une température supérieure à 120° C et un indice de réflectance vitrinite supérieur à 1.2. Dans la fenêtre du kérogène on peut considérer une zone de gaz biogénique (méthane), une fois que, sous l'action des microbes anaérobiens, la matière organique se décompose en un gaz, généralement, du méthane.

Fenêtre de Maturation à Huile............................................................................................................................................Oil window

Profondeur à laquelle se produisent les processus de transformation du kérogène en huile, c’est-à-dire, plus ou moins, entre 1.6 - 2.1 km et 4.0 - 4.5 km. À ces profondeurs les roches - mères génèrent de l’huile, tandis que à profondeurs supérieures, elles génèrent du gaz. La profondeur n'est pas le seul facteur de l'évolution du kérogène. Le temps doit être pris en compte ; la maturation de la matière organique des roches - mères potentielles dépend de deux T : (i) Température, autrement dit, l'amplitude de l’enfouissement et (ii) Temps ; plus grand est le temps de chauffage moins d'énergie thermique est nécessaire pour que la matière organique produise des hydrocarbures.

Voir : « Roche - Mère »
&
« Fenêtre de Maturation à Gaz »
&
« Kérogène »

Dans les bassins sédimentaires en extension, caractérisés par un allongement des sédiments par des failles normales, tous les intervalles déposés sont, plus ou moins, préservés. Au contraire, dans les bassins en compression, caractérisés par un raccourcissement et soulèvement des sédiments par des plis (anticlinaux et synclinaux) et failles inverses, nombreux intervalles sont érodés par les agents d'érosion (eau, vent, glace, etc.). Dans les bassins en extension, comme illustré dans cette tentative d’interprétation géologique d’une ligne sismique du golfe du Mexique, l'absence d'un soulèvement significatif (pas ajustement isostatique non plus) permet d’estimer la fenêtre de maturation de la matière organique des roches - mères potentielles (l'interprète doit être capable de localiser ces roches dans les lignes sismiques, ce qui n'est pas très difficile). Sur les marges divergences de type Atlantique qui correspondent au cycle d’empiétement continental post - Pangée, les roches - mères marines sont, probablement, associées à l'interface entre la phase transgressive (caractérisée par une configuration de réflecteurs parallèle et rétrogradante) et régressive (caractérisée par une configuration progradante soit par des progradations sigmoïdes soit obliques.) Dans cet exemple, la surface de la base des progradations de la phase régressive (géométrie progradante) correspond à l'horizon de RM supérieur, le long du quel se sont déposées, probablement, les roches - mères marines potentielles. Une fois qu'elles sont, plus ou moins, localisées, il est facile de constater que leur matière organique a atteint la fenêtre de maturation à huile dans la partie ouest de la ligne, où elles ont été enterrées suffisamment, mais pas dans la partie Est.

Fetch.....................................................................................................................................................................................................................................Fetch

Zone de l'océan ouvert au-dessus de la surface sur laquelle le vent souffle avec une vitesse et direction constante en créant un système de vagues. Extension de la surface de l'océan sur lequel le vent souffle pendant un certain temps pour générer une onde ou un système d'ondes.

Voir : « Littoral »
&
« Limite moyenne d'action des vagues de tempête »
&
« Plate-forme Continentale »

La croissance des vagues dépend, essentiellement, de trois facteurs principaux : (i) Vitesse du vent ; (ii) Fetch et (iii) Durée du vent. Le fetch ou balayage est la distance un plan d'eau au-dessus du quel souffle un vent donné sans rencontrer d'obstacle (une côte) depuis l'endroit où il est créé ou depuis une côte s'il vient du continent. La durée du vent est, bien sûr, le temps pendant lequel le vent affecte cette distance. Les vents qui accélèrent ou décélèrent brusquement ou changent de direction, de manière significative, créent les conditions pour un nouveau fetch se forme dans une zone où existaient déjà des vagues. Avec le nomogramme (figure utilisée pour représenter sur un plan, des équations à plusieurs variables, de sorte que le calcul de leurs solutions soit réduite à une simple lecture sur ce graphique) des vagues ou d'autres méthodes on peut pronostiquer la hauteur maximale que les vagues atteindront dans le nouveau fetch. Toutefois, le moment que la hauteur maximale sera atteinte dépendra de la hauteur des vagues qui intègrent le nouveau fetch. Plus le fetch est grand, plus la vitesse du vent est grand et plus fortes seront les vagues. Sachant comment le fetch d’une région change ou sachant combien de différents fetch existent dans une zone donnée, les météorologues peuvent construire des modèles numériques de l’ondulation et la valeur de ses prévisions. Dans l'exemple illustré dans cette figure, plusieurs fetches peuvent être observés. Les ovales soulignent, uniquement, des possibilités de fetch. Lors de l'évaluation du fetch, l'interprète doit tenir compte uniquement de ceux qui forment des vagues. Il n'y a pas de règles pour déterminer les limites entre les différents fetches, puisque les changements de vitesse et direction du vent sont, en haute mer, très subtiles. Dès que la vitesse du vent diminue, ou dès que la direction commence à changer, l’amplitude des ondes n’augmente plus. N’oublions pas que c’est le fetch, qui produit les vagues de haute mer, et qu’il est, également, responsable d'une partie de l'érosion côtière, car il influe sur les courants côtiers.

Fission Nucléaire.................................................................................................................................................................................Nuclear fission

Réaction nucléaire dans laquelle le noyau d'un atome et se divise en parties plus petites, souvent produisant des neutrons libres et noyaux plus légers, qui peut éventuellement produire des photons (sous la forme de rayons gamma).

Voir : « Big Bang (théorie) »
&
« Datation Radiométrique (radiochronologie) »
&
« Décroissance Radioactive »

La fission nucléaire est la rupture du noyau d'un atome instable en deux plus petits et plus légers. Elle se traduit par l'émission de neutrons et un dégagement d'énergie très important. Dans la fission nucléaire, l'énergie est libérée en divisant le noyau en deux morceaux plus petits, et souvent, de masses comparables. Pour les noyaux lourds il y a fission en plus de deux pièces, mais elle est très rare (pour l'uranium : une en un million). Par la loi de conservation de l'énergie, la somme des énergies des nouveaux noyaux plus l'énergie libérée dans l'environnement sous la forme d'énergie cinétique des produits de fission et des neutrons libérés doit être égale à l'énergie totale du noyau d'origine. Dans la nature, la fission du noyau se produit rarement de manière spontanée, mais elle peut être induite par le bombardement des noyaux lourds par un neutron qui lorsqu'il est absorbé rend le noyau instable. Le 235U, par exemple, quand bombardé par un neutron, se désintègre en deux morceaux plus petits, émettant, généralement, deux ou trois neutrons, comme illustré dans cette figure. S'il y a d'autres des noyaux 235U dans les environs, ils ont une certaine probabilité d'être atteints par les neutrons produits par la fission. S’il y a un grand nombre disponible de noyaux de 235U, la probabilité d’avoir nouvelles fissions avec génération de nouveaux neutrons est grande, ce qui va générer de nouvelles fissions et ainsi de suite. L'énergie libérée dans le processus de fission nucléaire est le résultat de la conversion d’une partie de la masse nucléaire en énergie, prédite par la théorie de la relativité. Cependant, la masse nucléaire qui se transforme en énergie n'est pas composée de quarks (qui avec les électrons, protons et neutrinos forment la classe des particules élémentaires connues comme fermions) comme on pourrait le supposer, mais est le résultat de la force forte, l'une des quatre forces fondamentales (gravitation, électromagnétisme, force nucléaire faible et la force forte) dont la particule messagère est le gluon (sans masse). La force forte, dans les distances sub-atomiques, est la plus fort de toutes les quatre et est ce qui maintient les quarks, et donc neutrons et protons, en cohérence dans le noyau de l'atome.

Fissure (fente glaciaire)..............................................................................................................................................................................................Crevasse

Fente, plus ou moins, verticale dans un glacier ou dans un champ de neige, causée par les forces résultantes du mouvement différentiel de la glace sur une surface rugueuse. Les fissures peuvent se développer sous des ponts de neige et certains d'entre peuvent avoir plus de 100 m de profondeur. En géomorphologie, le terme fissure est utilisé pour décrire grandes ruptures dans les berges d’un cours d’eau, chenaux ou digues marginales naturelles ou artificielles.

Voir : « Glacier »
&
« Moraine »
&
« Ablation »

Comme illustré dans cette photographie une fissure glaciaire (crevasse) est une fente, plus ou moins, verticale d’un glacier. La profondeur d'une fissure glaciaire est très variable. Elle peut parfois dépasser 100 mètres. Il existe quatre types de fissures glaciaires : (i) Transversales, qui se forment dans la zone d'extension ou d'allongement (zone où le glacier accélère son mouvement vers le bas de la pente) et qui sont perpendiculaires à la direction du mouvement du glacier (en général, sont des fissures ouvertes) ; (ii) Marginales qui sont orientées en diagonale, à partir de l’extrémité du glacier vers l’amont, puisque la vitesse du glacier dans la partie centrale est plus grande que dans les bords ; (iii) Longitudinales qui se forment parallèlement au mouvement du glacier, où la largeur du glacier est en expansion et (iv) Fissures de détachement qui séparent la partie du glacier en mouvement de la partie arrêtée, et qui peuvent se prolonger jusqu’au substratum rocheux (profondeur, parfois, supérieure à 100 m). Dans un cirque glaciaire, la fissure de détachement se trouve derrière le glacier et est parallèle à la paroi rocheuse. Ce type de fissure semble être induit par le mouvement de rotation du glacier. En hiver, les fissures de détachement sont remplies par les avalanches de neige qui viennent du haut de la montagne. En été, en raison de la fonte de la neige, les fissures de détachement sont ouvertes et peuvent être très dangereuses pour les alpinistes. N'oublions pas que n'importe quel autre fissure glaciaire peut être couverte par un pont de neige et être entièrement remplie. Cependant, utiliser une fissure couverte de neige pour se déplacer d'un endroit à un autre, peut avoir des conséquences graves, car il est très difficile de prédire si elle est totalement remplie ou non. C'est l'interaction des contraintes sur la surface du glacier, qui détermine, en partie, la distribution, orientation, densité et longueur des fissures glaciaires.

Fjord.....................................................................................................................................................................................................................................Fjord

Longue et étroite entrée d'eau de mer dans une vallée avec des versants abrupts, créée par l'action glaciaire. Vallée glaciaire très profonde, habituellement étroite et aux côtes escarpées, qui se prolonge en dessous du niveau de la mer et qui est remplie par un mélange d’eau de mer et eau douce.

Voir : « Glacier »
&
« Vallée en U »
&
« Glaciation »

Cette photographie illustre la partie proximale (en amont) du fjord de Geiranger, dans la région de Sunnmøre, en Norvège. Ce fjord est juste une petite ramification (environ 15 km) du Storfjord (le grand fjord). Le fjord de Geiranger est menacée par les parois verticales de la montagne d'Akerneset (à quelques kilomètres de l'endroit où cette photo a été prise) qui, finalement, vont s'écrouler produisant, probablement, un tsunami, qui atteindra, en moins de 10 minutes, les villes plus proches avec toutes les conséquences qu'un tel événement peut produire. En fait, tout le long du fjord, une série de fermes ont déjà été abandonnées, mais inconsciemment, ou par des raisons purement économiques, chaque année, en été, des dizaines de milliers de touristes sont transportés par des centaines de bateaux (comme on peut le voir dans cette photo) le long du fjord pour admirer les cascades (chutes d’eau) des versants de la vallée. Il y a une grande confusion au sujet du terme fjord. En fait, les plans d'eau que les Scandinaves désignent par fjords ne sont pas des fjords pour les Anglais. De même, les plans d'eau que les Scandinaves ne considèrent pas comme des fjords sont, pour les Anglais, des fjords. D’autre coté, la baie de Kotor (Monténégro) qui est considérée par certains géoscientistes comme un fjord, correspond, en réalité, à l’inondation du canyon d’un fleuve, cela signifie que pour d’autres géoscientistes la baie de Kotor est une ria (mot galicien que signifie vallée de fleuve envahie par la mer). Également, en Croatie, la baie de Lim qui est appelée le fjord de Lim, n’est pas un fjord sculpté par l'érosion glaciaire, mais un ria creusée par le fleuve Pazincica. Dans le nord du Danemark, le fjord de Lim des Scandinaves (qui n'a rien à voir avec le fjord de Lim de la Croatie), est, pour les Anglais, le chenal qui sépare le nord de l'île de Jutland (Vendsyssel-Thy) du reste du Jutland. De la même manière, de toutes les échancrures, le long de la côte de la Nouvelle-Angleterre (États-Unis), appelées fjords (parfois fiardes), uniquement la « Somes Sound » dans le Maine semble avoir une origine glaciaire.

Flèche .....................................................................................................................................................................................................................................Spit

Petite pointe de terre ou langue de sable de forme allongée, basse et étroite, qui avance vers la mer depuis la côte.

Voir : « Ligne de côte »
&
« Plage »
&
« Flèche (de jonction) »

Devant la ligne de côte, généralement, en juxtaposition à l’embouchure d’un fleuve avec estuaire, la décharge des sédiments, plus ou moins grossiers, est prise par les mouvements des courants (fluviaux et océaniques), parfois contradictoires, pouvant construire un cordon littoral ou flèche (« lido » en italien, « nehrung » en allemand, « spit » en anglais, « restinga ou cabedêlo » en portugais). Un tel cordon ou mur de sable qui s'accumule sur une période de temps relativement longue, à l'échelle humaine, joue un rôle morphologique important. Une flèche peut être considérée comme un cordon littoral avec une extrémité libre, autrement dit, la pointe et l’autre extrémité reposant sur le rivage. En général, une flèche se forme par la croissance des crêtes pré-littorales et des bancs de sable des estuaires et deltas, par l'action des courants de dérive et de marée. La pointe de la flèche peut avoir de nombreuses formes, qui reflètent la résultante vectorielle des courants. Cependant, en général, la pointe a une forme arrondie en crochet dû à la diffraction des ondes. Quand il y a érosion à la base (ou dans le corps de la flèche) la pointe migre et devient composée de plusieurs crochets (poulier). Quand deux bancs de sable convergent en V, ils laissent entre eux un lagon ou marais triangulaire (flèche en pointe ou en V). Quand une flèche se développe dans le prolongement d’une île, comme une langue de sable ou de galets on parle de flèche en queue de comète (Moreira, 1984). La photo montrée dans cette figure illustre les flèches da la côte du Québec (Canada) qui se sont formées devant les embouchures des fleuves (dans ce cas dans l’embouchure dune rivière qui se jette dans le fleuve du Saint-Laurent). Ce type de marais salants représente environ 5 % de la côte du Québec. Comme illustré ci-dessus (DigitalGlobe, 2009), ces flèches correspondent à des accumulations de sable connectées à la rive. En général, on peut dire qu'elles sont allongés, plus ou moins parallèles à la ligne de côte avec une extrémité libre, c’est-à-dire, qui n'est pas connecté à l'extrémité opposée. Notons cependant que, dans certaines plates-formes rocheuses composées de gravier, les flèches peuvent s'orienter perpendiculairement à la ligne de côte.

Flèche (de jonction) ...........................................................................................................................................................................................................Spit

Court passage du sable ou de gravier qui relie une île au continent ou à une autre île.

Voir : « Ligne de côte »
&
« Plage »
&
« Flèche »

Comme illustré dans cette figure, la flèche de Luanda (Angola), mieux connue comme l'île de Luanda, s’est formée, probablement, en association avec le courant marin de Benguela. Elle a plus de 30 kilomètres de long et une largeur allant de quelques dizaines de mètres à un kilomètre. Son orientation est sensiblement parallèle au rivage et la lame d’eau entre la flèche et la côte, comme on peut le voir sur cette photographie, diminue peu à peu, au fur et à mesure que les sédiments se déposent, soit en association avec des courants faibles soit avec des débordements des vagues. Les deux grandes flèches (îles) sont reliés par une étroite flèche de jonction. Ces cordons littoraux qui se construisent peu à peu, au cours d'une période relativement longue jouent un rôle morphologique important. En général, en presque tous les flèches on peut observer que derrière les cordons littorales, il y a une lagune dans laquelle se déposent des sédiments fluvio-lagunaires qui tendent à la combler. La lagune peut se présenter sous plusieurs phases : (i) Lagune (parfois avec des salines) ; (ii) Vasière molle (boue haute et basse « slikke ») ; (iii) « Schorre » ; (d) « Polders » (espaces du schorre pris pour des pâturages et des cultures de fourrage et riz), et enfin (iv) Terre ferme, avec des rares incursions marines, pouvant être assez marécageux. L'évolution de ces phases est différente de l'évolution d'un delta qui est développé dans des conditions semblables, car un delta implique une subsidence de la plate-forme continentale. Pendant que la lagune existe, au moins en partie, les cours d’eau changent de direction pour trouver une issue (ouverture, ou « inlet » en anglais) à travers le cordon littoral. Le cordon littoral est soumis aux conditions climatiques particulières de la zone côtière, sur laquelle dominent les conditions éoliennes sont dominantes. Le cordon littoral sert de point d'appui aux dunes et plages sableuses. Si la côte a des petites îles, les cordons littoraux peuvent joindre ces îles à la ligne de côte, ce qui augmente la surface des îles comme illustré dans cette photographie. Un tel cordon littoral, reliant deux étendus terrestres, est appelé tombolo. Il peut être simple ou composé (double ou triple), selon il est formé par une ou plusieurs chaînes de cordons littoraux. Sa formation est due, uniquement, au jeu des vagues et courants. Dans les tombolos composés, la formation des lagunes entre les cordons littoraux est très fréquente.

Flèche du Temps...................................................................................................................................................................................Arrow of Time

Sens particulier du temps donné par l'augmentation de l'entropie. En fait, au fur et à mesure que le temps passe, la deuxième loi de la thermodynamique dit que l'entropie d'un système isolé augmente quand il y a consommation d'énergie extérieure au système.

Voir : « Temps Géologique »
&
« Temps Relatif »
&
« Système (théorie) »

Pour certains systèmes individuels isolés on peut choisir les conditions qui inverseraient la flèche du temps. Du point de vue d'un observateur macroscopique, l'entropie traduit de manière plus ou moins typique, l'état microscopique du système. L’entropie a tendance à augmenter, car il y a beaucoup plus de manières d'avoir une entropie élevée qu’une entropie faible. Comme illustré dans cette figure, considérons une boîte de gaz, dans laquelle les molécules de gaz sont (par un moyen quelconque) toutes ensemble dans le milieu de la boîte, avec une configuration de faible entropie. Si nous laissons évoluer le système, les molécules vont se déplacer, entrer en collision les unes avec les autres et contre les parois de la boîte, terminant (avec une probabilité écrasante) dans une configuration d'entropie beaucoup plus élevée (ou désordre comme disent certains géoscientistes). Il est facile de constater qu'il y a certains paramètres à partir desquels l'entropie serait spontanément plus petite. Par exemple, imaginons qu’on prend l'état de la boîte de gaz après qu'elle ait déjà une entropie élevée, et envisageons un état dans lequel toutes les molécules ont exactement les mêmes positions, mais avec des vitesses inverses. Théoriquement, le mouvement des molécules se ferait exactement dans le chemin inverse à celui qu’elles ont eu dans l'état précédent de faible entropie. Ainsi, un observateur extérieur au système, verrait, spontanément, une diminution de l'entropie. Cependant, nous savons tous, que dans un tel processus, le système dépenserait beaucoup plus de travail pour inverser toutes les vitesses, et donc le processus augmenterait l'entropie du reste du monde, afin de satisfaire la deuxième loi de la thermodynamique. N’oublions pas que la seconde loi de la thermodynamique dit, de manière concise, que le montant de l'entropie d'un système thermodynamique isolé, tend à augmenter avec le temps, atteignant une valeur maximale. Autrement dit, quand une partie d'un système fermé interagit avec une autre partie, l'énergie tend à se diviser équitablement, jusqu'à ce que le système atteint un équilibre thermique.

Fleuve ..................................................................................................................................................................................................................................River

Écoulement naturel de l’eau, généralement, douce qui coule vers la mer, lac ou rivière. Dans certains cas, un cours d’eau coule vers le sol ou sèche complètement avant de vous trouver un autre plan d'eau. Le terme fleuve est, généralement, utilisé pour les grands courants qui arrivent à la mer, tandis que rivière, ruisseau, ru, rigole, ruisselet, torrent, ravine, etc., sont utilisés pour désigner les plus petits.

Voir : « Ligne de Baie »
&
« Méandre »
&
« Profil d’Équilibre (fleuve) »

Les fleuves, comme tous les autres cours d’eau sont les principaux agents d'érosion qui transportent les sédiments vers les centres de dépôt. Érosion peut avoir deux significations, une large qui synonyme de creusement et une plus restreinte de creusement plus le résultat du creusement, autrement dit, de creusement et transport du matériel arraché plus l'accumulation de ce matériel. L'espace, qui est occupé par un cours d’eau est son lit. Cependant, une fleuve peut avoir plusieurs lits : (i) Lit majeur ou lit d’inondation, c'est-à-dire, toute la zone que le fleuve peut inonder et qu’il couvre d’alluvion ; (ii) Lit ordinaire ou lit apparent qui correspond à la zone limitée entre les berges, laquelle est occupée par le matériel roulé par l’eau, couverte par peu de végétation et sans habitations, ce qui n'est pas le cas pour lit majeur et (iii) Canal qui est la petite zone du lit apparente où la fleuve s'écoule quand la niveau d'eau est faible. Dans un lit apparent rectiligne, le canal est toujours sinueux, comme illustré dans cette photographie du fleuve Lima (Portugal). Si le canal est très irrégulier, en raison d'affleurements rocheux, sa trace et son profil transversal sont liés par la relation entre les profondeurs et les sinuosités. Dans sinuosité ou courbe du canal, il y a un secteur du cours d’eau plus profond que ceux trouvés dans les parties situées immédiatement en amont et en aval. Ces parties plus profondes sont les puits ou bas-fonds du fleuve. Entre les puits, les parties peu profondes qui sont plus rectilignes et obliques par rapport au lit apparent sont les hauts-fonds. Le profil, passant par les bas-fonds, est asymétrique et la profondeur maximale se situe dans la marge concave. Le profil, passant par les hauts-fonds, est symétrique. À la sortie de chaque bas-fond, la base du lit du fleuve incline vers l’ amont. L’inclinaison de la surface de l'eau est plus forte au-dessus d’un haut-fond et la vitesse d’écoulement plus élevée. Toutefois, lorsque la surface de l'eau monte, les inclinaisons des hauts et bas-fonds ont tendance à s’égaliser.

Fleuve Type Yazoo..........................................................................................................................................................................Yazoo-type river

Tributaire (rivière) incapable d'entrer dans le cours d’eau principale (fleuve) dû aux digues marginales naturelles (levées) le long du fleuve.

Voir : « Levée (digue naturelle)»
&
« Ligne de Baie »
&
« Méandre »

Comme illustré dans ce diagramme, une rivière de type Yazoo s’écoule dans la zone à l'extérieur des marais marginaux, parallèlement au cours d’eau principale (fleuve), jusqu'à pouvoir, éventuellement, trouver une entrée vers le fleuve. Normalement, ceci se produit lorsque le fleuve est proche de l'état de maturation et des levées (digues marginales naturelles) sont développées sur les rives, relativement, plus haut que la plaine d'inondation. Dans ces conditions, les rivières tributaires sont incapables d’entrer dans le canal principal et forment des lacs ou s'écoulent en parallèlement au fleuve. L’exemple typique d’une rivière type Yazoo est la rivière Memphis (Tennessee, États-Unis) qui coule parallèlement au fleuve Mississippi pour plus de 400 km. Cette rivière se jette dans le Mississippi, dans la région de Vicksburg (Mississippi), car en amont, les rivages du Mississippi sont très élevés et empêchent que son tributaire entre dans le canal principal, le forçant à s'écouler le long de la plaine d'inondation (largeur entre 35 et 150 km), parallèlement au canal principal avec un gradient d'environ 11,4 cm par kilomètre. Des canaux de rivière type Yazoo ont été décrits dans les systèmes de drainage sous-marins associés aux dorsales médio-océaniques. Cependant, généralement, les tributaires type-Yazoo et systèmes de dépôt associés contrastent avec les systèmes turbiditiques profonds. Les cônes sous-marins qu'ils soient de bassin ou talus sont des systèmes dispersifs des sédiments transportés le long des vallées et canyons sous-marins. Au contraire, les canaux sous-marins de type Yazoo forment des systèmes convergents et centripètes de distributaires, qui se rejoignent dans le bassin versant du canal médio-océanique principal. L'architecture de ces systèmes est caractérisée par un intervalle aggradante désordonné composé d’intervalles strato - décroissants grossiers, remplissages sableux et barres de méandre, encaissées dans les dépôts de débordement sous-marins. Les canaux de 2e ordre, qui souvent en - tresse et forment de vastes plaines profondes, contient des dépôts sableux de débordement, où les digues marginales naturelles du canal principal sont composés principalement d’argile et limon.

Floculation........................................................................................................................................................................................................Flocculation

Phénomène physico-chimique au cours du quel les micelles (ensemble de molécules qui constitue l'une des phases des colloïdes) et les particules en suspension forment des flocons ou s’agrègent dans un flocon bouquet, qui détruit la stabilité de la solution et favorise le dépôt.

Voir : « Déposition (clastiques) »
&
« Transport (des sédiments) »
&
« Lixiviation »

En chimie, la floculation est un processus où les colloïdes sortent de la suspension sous la forme de flocons. La floculation diffère de la précipitation, une fois qu’avant la floculation, les colloïdes sont simplement suspendues dans un liquide et non réellement dissous dans la solution. En chimie, la floculation est un processus où les colloïdes de la suspension sous forme de flocons. La floculation diffère de la précipitation une fois qu’avant la floculation, les colloïdes sont simplement suspendues dans un liquide et pas vraiment dissout dans une solution. La floculation est synonyme de coagulation, c'est-à-dire, un processus dans lequel les particules colloïdales dispersées s’agglutinent. Comme illustré dans cette figure, dans certains cas, la floculation correspond au début de la déposition. Ainsi, les micelles et particules en suspension par floculation forment des agrégats, plus ou moins lourds qui, finalement, selon la vitesse des eaux de l’écoulement vont se déposés dans le lit du cuirs d’eau. C'est pour cela que la floculation et sédimentation sont largement utilisés dans la purification de l'eau potable ainsi que dans le traitement des eaux usées, eaux pluviales et les effluents industriels. Dans l'eau, les particules plus petites que 0,1 μm (10-7 m) restent en permanence en mouvement à cause de la charge électrostatique (souvent négative), ce qui les amène à repousser. Une fois que la charge électrostatique est neutralisée par l'utilisation de coagulants chimiques, les particules plus fines commencent à entrer en collision et fusionner sous l'influence des forces de Van der Waals (forces intermoléculaires résultant de la polarisation des molécules). Ces particules plus grandes et lourdes sont appelés flocons. Les floculants ou agents de floculation, sont des produits chimiques qui favorisent la floculation, obligeant les colloïdes et autres particules en suspension dans un liquide à s'associer formant un flocon. Les floculants sont utilisés dans les procédés de traitement d'eau pour améliorer la sédimentation et filtrabilité des petites particules. Les floculants sont utilisés dans les piscines pour faciliter l'élimination des particules microscopiques qui pourraient rendre l'eau trouble et qui seraient difficiles à éliminer par filtration.

Fluvial..............................................................................................................................................................................................................................Fluvial

Qui appartient ou qui est associé à un ou plusieurs cours d’eau.

Voir : « Fleuve »
&
« Méandre »
&
« Défluent »

Le terme fluvial est utilisé en géologie et géographie pour désigner les dépôts et morphologies qui ont été créés par l'action des cours d’eau et processus de déposition associés. Lorsque les cours d’eau sont associés à des glaciers et calottes glaciaire, il est préférable d'utiliser le terme fluvio-glaciaire. Le long des rivières ou de n’importe quel autre cours d’eau, l'érosion (désagrégation et transport des particules solides vers l’aval, en réponse à la gravité, à ne pas confondre avec météorisation) est toujours présent. Cependant, l'érosion peut agir de deux manières différentes : (i) Friction (action hydraulique), c'est-à-dire, l'action érosive du mouvement de l'eau sur les roches et (ii) Abrasion et frottement, c'est-à-dire l'altération des roches par les sédiments qui transporte le courant et diminution de la taille des grains et triage au fur et à mesure que les grains se déplacent. Les sédiments sont transportés le long du lit des courants (charge basale), en suspension ou dissous. Selon la courbe de Hjulström (graphique qui entre en compte avec la taille des sédiments et la vitesse du courant et qui détermine si le courant érode, transporte ou dépose les sédiments), lorsque la vitesse tombe en dessous d'une certaine valeur (vitesse critique), les particules sont déposées ou transportées, au lieu d'être érodées. Les particules plus petites que 1 mm de diamètre nécessitent moins d'énergie pour être érodées. Les particules plus fines comme les argiles, exigent une plus grande vitesse du courant pour produire l'énergie nécessaire pour séparer des particules coagulées. Les particules plus grosses comme le gravier et cailloux sont érodés à des vitesses élevées. Les barres de méandre et les levées (associées aux dépôts de débordement) sont sans doute les plus typiques dépôts fluviatiles. Bon nombre des dépôts près des embouchures des rivières sont parfois perçue à tort comme des dépôts fluviatiles, alors, que dans la réalité, ils sont fondamentalement liés aux courants océaniques, et en particulier aux courants de dérive littoral (courant en en zigzag, avec résultante longitudinale lorsque le déferlement est oblique par rapport à la côte), comme c'est le cas de la flèche du Douro (ne pas confondre avec la « barra » du Douro, qui correspond à la zone de communication entre le fleuve et la mer) illustré dans cette photographie. Notons que dans cette photographie, localement, la direction des vagues est parallèle à la côte.

Flux (écoulement)..................................................................................................................................................................................................................Flux

Vitesse de bombardement d'une surface. Il y a de nombreuses formes de flux (ou d’écoulement), et chacun a ses unités de mesure. En géologie, le flux ou débit (volumétrique) exprime, avant tout, l’écoulement des produits chimiques d'un réservoir vers un autre.

Voir : « Écoulement »
&
« Coulée de Débris »
&
« Courant (cours d’eau) »

En géologie, le flux qui nous intéresse le plus est le flux volumétrique (débit), bien que le flux thermique (maturation de la matière organique des roches - mères) et le flux d'énergie (tectonique) soient également largement utilisés. Le débit volumétrique, comme cette figure suggère, est le taux d’écoulement volumique à travers une unité de surface (m^3 . m^-2 . s^-1). Ce fut ingénieur hydraulique Français Henri Darcy, qui dans la base des résultats de l'écoulement de l'eau à travers des sables avec des perméabilité différentes (capacité d'une roche ou des sédiments à être traversés par des fluides) a montré que la vitesse à laquelle un fluide s'écoule à travers une substance perméable par unité de surface est égale à la perméabilité (propriété de la substance à travers laquelle le liquide s'écoule), multiplié par la pression par unité de longueur de l’écoulement divisée par la viscosité du fluide. Le flux volumétrique ne doit pas être confondu avec le taux de l’écoulement volumétrique (taux de flux du fluide) qui dans la dynamique des fluides est le volume de fluide qui traverse une surface donnée par unité de temps. Après Darcy, sa loi a été déduite à partir des équations de Navire - Stokes par homogénéisation. Une application importante de la loi de Darcy est pour l'écoulement de l'eau à travers les nappes aquifères. En fait, la loi de Darcy et l'équation de conservation de la masse sont équivalente à l’équation de l'écoulement des eaux souterraines, qui est l'une des équations de base de l'hydrologie (partie de la géologie qui étudie la répartition et mouvement des eaux souterraines dans les sols et les roches de la surface de la Terre). D'autre part, la loi de Darcy est également utilisée en géologie pétrolière pour décrire le flux de pétrole, gaz et eau à travers les roches - réservoirs. N'oublions pas que : (i) Si il n’y a pas un gradient de pression sur une certaine distance, il n'y a pas de flux (conditions hydrostatiques) ; (ii) S'il y a un gradient de pression, l’écoulement se fait de la haute pression vers la plus basse ; (iii) Plus grand est le gradient de pression, plus grand sera le taux de décharge ; (iv) Le taux de décharge d'un fluide peut varier, même si le gradient de pression est la même.

Flux Laminaire .......................................................................................................................................................................................Laminar Flow

Écoulement d'un fluide dans lequel les lignes de flux sont distinctes et parallèles, autrement dit, les lignes d'écoulement ne se mélangent pas. Synonyme d’Écoulement Laminaire.

Voir : « Écoulement »
&
« Coulée de Débris »
&
« Coulée de Boue »

Dans cette figure sont illustrés deux types différents d'écoulement d’un fluide : (i) Laminaire et (ii) Turbulent. Ces écoulements ont été étudiés, en grand détail par les compagnies pétrolières, car ils peuvent se produire lorsque le pétrole est transporté le long des oléoducs. Ces flux ont des conséquences totalement différentes. Le diagramme ci-dessus (flux laminaire) montre, en coupe longitudinale, l’écoulement d'un liquide à travers un tube cylindrique (comme un oléoduc). Pour qu’un tel écoulement ait lieu il suffit de mettre une pompe artisanale à l'extrémité droite, que tire le fluide à travers le tube. Si la pompe tire lentement le fluide, le débit est contrôlé et le profil, dans le sens de l'écoulement, est stable, c’est-à-dire, le fluide ne se mélange pas latéralement (flux laminaire). Si la vitesse de tirage la pompe augmente, l'écoulement devient turbulent, ce qui signifie que le mouvement du fluide devient aléatoire et imprévisible. Afin de prédire l’évolution d’un écoulement de laminaire pour turbulent, plusieurs scientistes ont avancé un modèle de prédiction. En fait, il semble avoir une vitesse du fluide qui peut être calculée dans de nombreuses situations par les équations de Navier-Stokes (équations qui décrivent le mouvement des fluides visqueux non compressibles), a partir de laquelle l’écoulement devient turbulent. Dans la dynamique des fluides, un écoulement laminaire est un régime d'écoulement caractérisé par : (i) Un grand moment (produit de masse par la vitesse) de diffusion (transport de molécules d'une région avec une forte concentration vers une autre de faible concentration par un mouvement aléatoire des molécules) ; (ii) Un faible moment de convection (mouvement des molécules dans un fluide) ; (iii) Une pression (force par unité de surface appliquée perpendiculairement à la surface) et (iv) Une vitesse (changement de position) indépendante du temps. Un exemple de flux laminaire et turbulent est la fumée d'une cigarette posée sur un cendrier. Dans un premier temps, l'écoulement est laminaire, mais au fur et à mesure que la fumée monte, il devient turbulent. De même, si vous ouvrez un robinet, progressivement, vous verrez que l’écoulement passe de laminaire à turbulent.

Flux Thermique.....................................................................................................................................................................................Thermal Flow

Taux de flux de chaleur à travers une unité de surface (J. m^-2. s^-1). Le flux thermique est une grandeur vectorielle, autrement dit, il a une direction et une magnitude.

Voir : « Roche - Mère »
&
« Subduction de Type B (Benioff) »
&
« Fenêtre de Maturation de l’Huile »

Le profil du flux thermique le long de cette coupe géologique de l'île de Java (Indonésie) montre, clairement, les valeurs maximales à la verticale de l'arc volcanique induit par la subduction de la croûte océanique sous la croûte continentale. Au nord de l'arc volcanique, dans la dépression de Bogor et bassin d’Ardjuna, les valeurs du flux thermique sont plus élevés qu’au sud (bassin d’avant - arc, prisme d'accrétion et croûte océanique). C'est pour cela qu’au nord de l’arc, la matière organique des roches - mères potentielles du bassin d’arrière - arc (Bogor et Ardjuna) a atteint la maturité et généré des hydrocarbures, alors qu’au sud, dans le bassin d’avant - arc, la matière organique est immature. Le contexte géologique, illustré dans cette coupe, permet de comprendre les variations du flux thermique. Tout d'abord, n’oublions pas que cette région est une marge convergente, caractérisée par une zone de subduction de type B, le long de laquelle la croûte océanique ancienne et dense plonge sous la croûte continentale de la plaque lithosphérique chevauchante. Dès que la croûte océanique plongeante (plaque indienne) atteint une certaine profondeur, elle est, en grande partie assimilée par l’asthénosphère formant un magma ascendant, qui crée l'arc volcanique de la plaque chevauchante. D'autre part, la subduction de la plaque océanique (froide et dense) induit dans l’asthénosphère de la plaque chevauchante des courants de convection opposées, qui allongent (failles normales) et amincissent la croûte continentale sus-jacente (plaque chevauchante). L'arc volcanique et l'amincissement de la croûte continentale expliquent les valeurs de flux thermique. La position de l'arc volcanique est directement liée à l'angle de la zone de subduction. Plus inclinée est la zone de subduction, plus l'arc volcanique est proche de la fosse océanique. L'amincissement de la croûte continentale, cause ou effet de l'anomalie thermique est responsable de la subsidence différentielle, qui caractérise la phase de « rifting » du bassin d’arrière-arc. C’est cette subsidence qui crée les hémi-grabens qui forment les bassins de type-rift, où se déposent habituellement les roches-mères potentielles (argiles lacustres).

Flux Turbulent.......................................................................................................................................................................................Turbulent Flow

Corps géologique progradant forme par des sédiments alluviaux d'origine glaciaire ou non qui se sont déposés directement dans la mer (ou dans un lac), quand la ligne de côte (l'équivalent, plus ou moins, de la rupture d'inclinaison de la surface du déposition côtière) est situé près de la ligne la baie. Certains géoscientistes appellent ces dépôts Cône de Déjection.

Voir : « Flux (écoulement) »
&
« Flux Laminaire »
&
« Gradient Géothermique »

Dans un écoulement turbulent la vitesse du fluide, en n’importe quel point, change continuellement de direction et magnitude. Ainsi, tenant cela en compte, le flux des vents et rivières est généralement turbulent, même quand leur écoulement est relativement doux. L’air et l’eau tourbillonnent et virevoltent, bien que, globalement, tout le volume s’écoule le long d'une direction spécifique. La plupart des types d'écoulement des fluide est turbulent sauf pour le laminaire dans les extrémités des solides qui se déplace relativement aux fluides ou très près de surfaces solides, comme, par exemple, sur la paroi intérieure d'un tube, ou dans le cas des fluides à viscosité élevée, qui fluent lentement à travers de petits canaux. Comme des exemples de l'écoulement turbulent, on peut citer : (i) Le débit sanguin dans les artères ; (ii) Le transport du pétrole dans les oléoducs ; (iii) Les coulées de lave ; (iv) L'atmosphère et courants océaniques ; (v) L’écoulement à travers les pompes et turbines ; (vi) L'écoulement autour d'un bateau ou des ailes des avions, etc. Pour de nombreux scientistes, la notion de turbulence est associée à un flux turbulent composé de tourbillons de différentes taille. Les différentes tailles définissent une échelle de longueur caractéristique pour les tourbillons qui sont, aussi, caractérisés par les échelles de vitesse et temps (rotation), qui dépendent de l'échelle de longueur. Les grands tourbillons ou remous sont instables et éventuellement se cassent créant des tourbillons plus petits, et l'énergie cinétique des grands tourbillons initiaux est repartie en des remous plus petits qui en ont résulté. Ces petits tourbillons subissent le même processus et conduisent à des tourbillons encore plus petits qui héritent de l'énergie de ses prédécesseurs et ainsi de suite. Ainsi, l'énergie est transmise du mouvement à grande échelle pour des échelles plus petites jusqu'à ce qu'elle atteigne une échelle de longueur assez petite telle que la viscosité du fluide puisse, effectivement, dissiper l'énergie cinétique en énergie interne.

Flysch.................................................................................................................................................................................................................................Flysch

Formation géologique composée, principalement, de grès et argiles (parfois des argillites) qui s'étend dès le sud-ouest de la Suisse, vers l'est, le long du nord des Alpes, jusqu’au bassin de Vienne (Autriche) et qui peut être suivie sur flanc nord des Carpates jusqu’à la péninsule des Balkans, mais qui n’a pas toujours le même âge. Le flysch est également représenté dans les Pyrénées, Apennins, Caucase et en Asie. Des dépôts similaires au flysch sont également visibles dans l'Himalaya.

Voir : « Courant de Turbidité »
&
« Turbidite »
&
« Cône Sous-marin de Bassin »

Le flysch n’a pas le même âge dans chaque lieu. Dans l'ouest de la Suisse, la partie la plus ancienne est d'âge Éocène, mais la plupart est d'âge Oligocène. Dans le bassin de la Vienne et dans les Carpates, il y a un flysch d’âge Crétacé Initial. Dans certaines régions, il est possible que ce type de dépôt ait commencé à se former à partir du Jurassique et ait duré jusqu'à la fin du Tertiaire. La rareté des fossiles dans ce type de formation rend le flysch difficilement corrélatif avec d'autres formations. Le flysch correspond à un ensemble de roches sédimentaires qui ont été déposés dans les parties profondes des bassins d’avant-pays en association avec la première phase d'un orogène. C'est pour cela que beaucoup de géoscientistes considèrent le flysch comme un dépôt synorogénique, autrement dit, qui s’est déposé en même temps que se forme la chaîne de montagnes. Avec l'évolution de l'orogène, le bassin d’avant-pays devient moins profond et les dépôts de molasse se déposent au-dessus du flysch. La molasse est l'ensemble des sables, argiles et conglomérats d'origine continentale ou marine, peu profond, qui se dépose dans le bassin d’avant-pays au fur et à mesure que les montagnes se soulèvent. Depuis la fin des années 70, la stratigraphie séquentielle a permis une meilleure compréhension du flysch. Comme illustré dans cette photo, le flysch correspond à une superposition de cônes sous-marins de bassin, autrement dit, de lobes turbiditiques déposés dans la plaine abyssale, en association avec des périodes géologiques de bas niveau de la mer (Vail) ou avec des ruptures de la pente continentale ou du rebord du bassin, en périodes géologiques de haut niveau marin (Mutti). En effet, lorsque le niveau relatif de la mer chute et est plus bas que le rebord du bassin, comme la limite supérieure du talus continental est exhumée, les sédiments qui atteignent la ligne de côte sont transportés vers les parties profondes du bassin, par les courants de turbidité et déposés sous la forme de cônes turbiditiques.

Foehn (vent)......................................................................................................................................................................................................................Foehn

Vent alpin chaud et sec qui souffle dans les vallées du nord des Alpes suisses et autrichiennes, et plus largement, dans d'autres régions montagneuses (coté sous le vent).

Voir : « Flux (écoulement) »
&
« Flux Laminaire »
&
« Climat »

De manière restreinte, le foehn se réfère à un vent chaud venant du sud à travers les Alpes. Cependant, ce mot est utilisé, aujourd'hui, pour décrire les effets météorologiques similaires dans toutes les montagnes du monde entier, comme, par exemple les Pyrénées. Comme illustré dans cette figure, ce vent souffle dans les montagnes, où il est obligé de gravir les pentes sous le vent pour atteindre l'autre côté. Toutefois, pendant la montée le long des pentes de la montagne, en contact avec le sol et par l'effet de refroidissement (expansion adiabatique : la plus haute et plus froide), le vent devient froid. Comme l'air froid ne peut pas contenir la même quantité d'humidité que l'air chaud, des précipitations se produit dans les pentes au vent qui deviennent plus intenses au fur et à mesure que le courant gagne altitude. Une des premières conséquences est un mauvais temps du côté au vent de la montagne. Puis, l'air atteint le sommet de la montagne, où, comme on pouvait s'y attendre, il y a des rafales de vent (effet Venturi, autrement dit, une réduction de la pression d'un fluide lorsqu'il s'écoule à travers une section restreinte), qui pousse le courant air vers le bas de la montagne sur le côté opposé (coté sous le vent). L'air, maintenant à sec, se comprime au fur et à mesure qu’il descend, se réchauffement plus rapide que quand il se refroidit lors de l'ascension. Autrement dit, le changement de température de l'air sec est plus rapide que l'air humide, en raison de la différence de masse. Ainsi, lorsque toute l'humidité disparaît du coté sous le vent de la montagne, l'air est plus chaud et le climat plus très agréable. En conclusion, dans cet exemple des Pyrénées, on peut dire que l'effet de foehn, signifie souvent un vent frais et humide côté sud (Espagne, coté au vent), surtout dans les parties supérieures, et un climat beaucoup agréable du côté français (sur une certaine distance). L'effet décrit est plus susceptible de survenir durant l'hiver. L'enneigement est très vulnérable au foehn. Les couches de neige sont déstabilisées et des avalanches peuvent se produire. Dans les Pyrénées, ce phénomène peut également se produire dans la direction opposée, quand le vent froid vient du Nord de l'Europe.

Fonction Logistique....................................................................................................................................................................Logistic function

Lorsque la croissance initiale (d’un ensemble) est exponentielle, pour après (concurrence ou la rareté) diminuer, et plus tard (phase de maturation) devenir nulle. Ce type de fonction a, d'abord, été étudié par le mathématicien belge Pierre François VERHULST que la déduit de la croissance de la population humaine. Le taux de croissance d'une population, comme, le taux de croissance de la production d’huile est proportionnelle à la population existante et à la quantité restante des ressources (la fraction d'huile qui n'a pas encore été produite), la quelle tend à limiter la croissance de la population.

Voir : « Courbe Logistique »
&
« Pic du Pétrole »
&
« Loi de Hubbert »

Les fonctions logistiques combinent, dans un seul schéma, deux types de caractéristiques de croissance exponentielle. Le premier type de croissance exponentielle est la familière courbe de croissance avec un taux croissant, autrement dit, comme la croissance est exponentielle : le taux de croissance est proportionnel à la valeur de la fonction concave vers le haut (courbe en forme de demi - parabole orientée vers le haut). Le deuxième type croissance exponentielle est appelé, généralement, croissance exponentielle limitée. Ce type de croissance est décomposé en parties qui sont soustraits d’une limite fixée. Comme la décomposition de l’exponentielle tend toujours à disparaître, les différences au limite fixée augmentent jusqu’à cette limite (courbe forme de demi - parabole orientée vers le bas). Ce type de fonction modèle une croissance qui est limitée par certaines capacités fixes. Les fonctions logistiques combinent le premier type de croissance (les valeurs sont petites), avec le deuxième type de croissance (valeurs proches de leur capacité). Les fonctions logistiques modèlent des ressources avec une croissance exponentielle limitée. Les fonctions logistiques, qui ont une forme caractéristique en S, s'appliquent aux études des populations, développement des bactéries, croissance des plantes à graines, analyse des réserves et productions de combustibles fossiles, etc. Cette figure souligne que les découvertes d'huile cumulées (hors extra - lourdes), production (en bas), qui est plus petite que le cumule des découvertes (courbe en S supérieure) et les prévisions pour 2075 (pour des réserves ultimes de 2 000 Bb). La dérivée maximale (point d'inflexion) de la courbe de production (courbe en S inférieure) suggère fortement que le pic de production, s'il n'est pas déjà été atteint, le sera entre le 2010-2020.

Fond du Bassin Océanique..............................................................................................................................................Ocean basin floor

Plancher océanique profond induit par la tectonique des plaques lithosphériques. Tous les bassins océaniques sont formés de roches volcaniques qui sont venus à la surface (continent ou fond de la mer) à partir des centres d’expansion situés le long des dorsales médio-océaniques. Les roches plus anciennes qui forment le fond de l'océan ont un âge d’environ 200 Ma, ce qui signifie qu'elles sont beaucoup plus jeunes que la croûte continentale, qui à certains endroits, a plus de 4 000 Ma.

Voir : « Plaine Abyssale »
&
« Bathyal »
&
« Fond Océanique »

Ce schéma explique, parfaitement, l'écart entre les âges des roches plus vieilles que constituant le plancher océanique (± 200 Ma) et l'âge de la croûte continentale qui, dans certains domaines, atteint plus de 4 Ga (milliards). La raison de cette différence est très simple. Dans les zones de subduction, et en particulier dans les zones de type B ou de Benioff (une plaque lithosphérique de composition océanique plonge sous une plaque lithosphérique de composition continentale), les anciennes roches océaniques sont détruites. Le matériel océanique retourne au manteau océanique supérieur comme suggéré dans ce schéma. En revanche, le long des dorsales médio - océaniques, le matériel ascendant de l'asthénosphère est extrudé vers créant une nouvelle croûte océanique, ce qui contribue à l'expansion des océans et qui force les continents à s'éloigner les uns des autres. Cependant, au fur et à mesure que l'expansion des océans progresse, non seulement la surface des fonds océaniques augmente, mais aussi la densité de la croûte océanique, puisque, au fil du temps, la température de la croûte océanique diminue. Ainsi, avec le temps, le matériel qui forme le fond de l'océan le plus éloigné de dorsale d’où il a été extrudé devient si dense qu'il plonge (entre subduction) sous le matériel adjacent initiant, ainsi, une zone de subduction de type B. La création et subduction du matériel océanique caractérise de deux types de marges continentales. Le premier est associé à des marges continentales divergentes, tandis que le second caractérise les marges convergentes. Certaines marges continentales convergentes sont associées à des zones de subduction de type A ou Ampferer (quand deux plaques lithosphériques continentales entrent en collision, c'est-à-dire, que l’une plongée sous l'autre). Les marges convergentes peuvent être considérées comme le début de la formation des supercontinents.

Fond de la Mer ...............................................................................................................................................................................................Sea floor

Base de l'océan. Fonction de la profondeur de l'eau, trois régions principales peuvent être envisagées : (i) Néritique, sub - littorale ou attique ; (ii) Bathyal et (iii) Abyssale. Ces régions correspondent, grosso modo, aux trois principaux environnements de dépôt : (a) Plateau continental ; (b) Talus continentale et (c) Plaine abyssale. À la base du talus continental, des glissements de terrain et dépôts de sédiments turbiditiques induisent la formation d'un glacis (contrefort) continental.

Ver : « Plate-forme Continentale »
&
« Talus Continental »
&
« Plaine Abyssale »

Cette image illustre le fonds de la mer d’un secteur du talus continental du Golfe du Mexique (Etats-Unis). Elle souligne le changement de pente du fond de la mer, ce qui fournit des indications importantes sur les courants de turbidité. Ces courants turbiditiques, plus ou moins, réguliers, s’écoulent le long de la pente du talus continental et transportent les sédiments vers les parties plus profondes, où ils sont déposés sous la forme de cônes sous-marins de talus (CST) et bassin (CSB). Les cônes sous - marins de talus sont, en général, des digues marginales naturelles (dépôts de débordement, ailes de mouette) et des remplissages des dépressions entre eux ou des chenaux turbiditiques. Les cônes sous - marins de bassin se composent, généralement, de lobes sableux, plus ou moins importants. Dans cette figure, une observation attentive des configurations des courants turbiditiques (zigzags indiqués par la flèche) montre, très clairement, que le trajet (actuel) des courant le long du talus continental n'est pas rectiligne mais méandriforme. Cependant, et contrairement à ce qui se passe avec l’écoulement d'un cours d’eau (rivière ou fleuve), un courant turbiditique s’écoule dans une masse d'eau et non la surface terrestre. Ainsi, une telle géométrie d'écoulement s’explique d'une manière très différente : (i) Lorsque la densité du courant de turbiditique est beaucoup plus élevée que la densité de la masse d'eau dans lequel il flux (ce qui signifie qu'il transporte beaucoup de matériel sablonneux), la trajectoire est presque rectiligne ; (ii) Lorsque la densité du courant turbiditique est, plus ou moins, égale à celle de la masse d'eau (courant avec peu de matériel sableux), la trajectoire de l'écoulement est méandriforme. Par conséquent, il n'est pas très logique de conjecturer, sur les données sismiques, les remplissages méandriformes turbiditiques comme des potentielles roches - réservoirs, sauf si les remplissages sont postérieurs à l’écoulement.

Fond Océanique...............................................................................................................................................................................Ocean basin floor

Partie de la croûte terrestre submergée par les mers et océans et caractérisée par une variété de profondeurs, formes et environnements. Sauf la région paralique (côtière) qui correspond à la zone de déferlement et à la terre toujours émergé, le fond océanique est divisé en trois régions principales : (i) Néritique ou attique (c’était la région qui entourait Athènes qui était divisée en trois secteurs : la ville (asti), la côte (paralia) et l'intérieur (mésogée) ; (ii) Bathyale et (iii) Abyssale. Sur les données sismiques, les sédiments profonds de la plaine abyssale, qui se déposent sur le fond de l'océan, ont une géométrie parallèle et reposent par des biseaux d’aggradation sur la croûte océanique. L'interface entre la croûte et les sédiments abyssaux a une morphologie ondulée avec à de nombreux diffractions (lignes non - migrées) qui soulignent les dorsales médio - océaniques (anciens centres d'expansion).

Voir : « Plaine Abyssale »
&
« Bathyal »
&
« Biseau d’Aggradation »

Le fond de l'océan et les dorsales océaniques forment le plancher des océans. Il est continuellement recyclée par la tectonique des plaques lithosphériques. La croûte océanique se forme sur les dorsales médio - océaniques et dérive d'une part et d’autre, au fur et à mesure qu’elle est fossile par des sédiments profonds, jusqu'à ce qu'elle plonge (sous une fosse océanique) pour disparaître dans le manteau. La morphologie du fond océanique est une fonction de contraction thermique de la lithosphère océanique. La diminution de flux de chaleur (cal/cm^2), au fur et mesure que la croûte s’éloigne de la dorsale, provoque une contraction thermique, ce qui induit une topographie de moins en moins prononcée. Ces variations topographiques sont importantes pendant les premiers 50 Ma d'océanisation. Après 70 Ma, l'état thermique de la lithosphère reste, plus ou moins, constant. La topographie liée à l'état thermique de la croûte océanique et à la vitesse relative des plaques sont les facteurs principaux qui déterminent la morphologie de la dorsale et du plancher. Si la vitesse relative des plaques est importante, la dorsale et le plancher océanique et ont une topographie très marquée (volume des bassins océaniques relativement faible. Si la vitesse d'expansion est faible, la topographie est moins prononcée et le volume des bassins océaniques plus grand, ce qui permet d’expliquer les cycles eustatiques de 1e ordre.

Fondoforme.......................................................................................................................................................................................................Fondoform

Intervalle sédimentaire, plus ou moins, horizontal déposé dans un milieu subaquatique ou aquatique (sous une profondeur de l'eau quelconque), en aval d’un intervalle incliné (vers la mer) qui lui est synchrone et génétiquement lié.

Voir : « Bassin (sédimentaire) »
&
« Courant de Turbidité »
&
« Accommodation »

Dans cette tentative d'interprétation de la sismique de ligne de l’offshore du Labrador (Canada), les réflecteurs sub-horizontaux qui forment la plaine abyssale pendant le Miocène Tardif (talus continentale environ de 600 - 800 m) peuvent être considéré comme fondoformes. En fait, ces réflecteurs sub-horizontaux à partir de la base de progradations sont la continuation naturelle vers l’aval des clinoformes qui marquent le talus continental et qui sont, à leur tour, la continuation vers l’aval des topoformes. L'ensemble topoforme, clinoforme et fondoforme forme une ligne chronostratigraphique, autrement dit, une surface de dépôt, puisque les trois formes ou segments sont synchrones et génétiquement liés. Notons que dans cette interprétation, certaines de fondoformes sont associés à des glissements de terrain le long de failles normales induites par l'instabilité du talus supérieur ou du rebord du bassin. Ces glissements de terrain sont corroborés par les terminaisons des réflecteurs (biseaux supérieurs par troncature) dans le bloc faillé inférieur, dont les plans de faille s’aplatissent le long des fondoformes. Cela signifie que pendant la phase régressive du cycle d’empiétement continental post - Pangée, au Labrador, la plupart des cônes sous-marins ont été déposés, probablement durant des conditions géologiques de haut niveau de la mer (niveau de la mer plus haut que le rebord du bassin). Dans cette région, les cônes sous-marins de bassin ont été déposés selon le modèle proposé par E. Mutti (contexte de haut niveau de la mer) et non pas selon le modèle de P. Vail (contexte de bas niveau de la mer). Dans le modèle de Vail, les cônes sous-marins de bassin (déposés sur la plaine abyssale, en aval de la rupture du talus continental inférieure), connectés ou non pas avec les cônes sous-marins de talus, sont associés à des chutes relatives du niveau de la mer significatives, c’est-à-dire, avec des surfaces d'érosion (discordances), qui induisent conditions géologiques de bas niveau (bassin, sans plate - forme). L'érosion sur le rebord actuel du bassin (avec plate-forme) est due à des courants de contour.

Fondothème......................................................................................................................................................................................................Fondothem

Ensemble des sédiments associé a une fondoforme.

Voir : « Fondoforme »
&
« Progradation »
&
« Turbidite »

Depuis l'avènement de la stratigraphie séquentielle (fin des années 80), les termes fondoforme et fondothème sont très peu utilisés. Actuellement, si un géoscientiste dit que sur détail de la ligne sismique de l’offshore du Brésil, illustré dans cette figure, une fondothème est visible sous certains progradations, il y a personne ne comprendra ce qu'il veut dire. Aujourd'hui, en utilisant la terminologie de la stratigraphie séquentielle, un géoscientiste dit que d'un ensemble de lobes turbiditiques, probablement des cônes sous-marins de bassin (CSB), du membre inférieur du cortège sédimentaire de bas niveau (CNB) se sont déposés à la base de talus continental, en association avec une chute relative significative du niveau de la mer, c'est-à-dire, en association avec une surface d'érosion (ou avec une disconformité corrélative). Plus tard, les cônes sous-marins de bassin ont été fossilisés par progradations du prisme de bas niveau (PNB), c'est-à-dire, par les fondoformes du membre supérieur du cortège de bas niveau et que, très probablement, le fondothème est compose par des argiles de schistes d’eaux profonde. Notons que dans ce détail sismique, le membre moyen du cortège de bas niveau, autrement dit, les cônes sous-marins de talus (CST) sont absents. L’intervalle sismique limité entre les deux discordances (ou entre leurs para-conformités relatives) correspond à la partie distale (en aval du dernier rebord du bassin du cycle précédent) d’un cycle-séquence, où seulement le cortège de bas niveau est représenté. Le cortège transgressif (CT) et le prisme de haut niveau, s'il est présent, se sont déposé à SO de ce détail Une autre possibilité est que les lobes turbiditiques déposés au-dessous des progradations appartiennent prisme de haut niveau. Dans ce cas, les cônes sous-marins de talus (CST) et le prisme de bas niveau (PNB) sont absents. Si une telle hypothèse n'est pas réfutée par des données sismiques supplémentaires, les dépôts de turbidites sont mieux expliquées par le modèle de E. Mutti que par le modèle de P. Vail, c'est-à-dire que le corps turbiditique a été déposé lors de conditions géologiques du niveau de haute mer (niveau de la mer au dessus du rebord du bassin) et que les courants de turbidité responsable du dépôt ont été induites, probablement par des ruptures gravitaires dan la part supérieure du talus continental (bassin sans plate - forme) ou du bord du bassin (bassin avec la plate-forme).

Fontaine (cours d'eau).................................................................................................................................................................................................Spring

Endroit, dans un cours d’eau, où l'eau souterraine jaillit. Une fontaine est différente d'une source qui est l'endroit, sur la surface de la terre, où l'eau souterraine sort pour la première fois, autrement dit, l’endroit où le cours d’eau commence.

Voir : « Fleuve »
&
« Écoulement »
&
« Eau Juvénile »

Cette photographie illustre une fontaine et non pas une source. Cependant, la partie du tourbillon adjacent à la rive (flèche jaune) est causée par la pénétration de l'eau d’une source (flèche bleu). Cette source est située sur la rive ouest de la rivière Chipola (Floride, 39° 44' 70,8" N et 85° 12' 90,3" W), entre deux vieilles célèbres maisons (pas visibles sur cette photo, à environ dix mètres de chaque côté de la source), qui pendant la guerre de l’Indépendance, ont été utilisés par les confédérés qui ont bu l'eau de cette source. Comme on peut le voir sur cette photographie, l'eau qui sort de la source entre dans la rivière Chipola. Le débit de l’eau de source est, à peu près, 8 litre par seconde, et crée un petit ruisseau et un remous dans la rivière, tous près d’une fontaine. Fonction des pays, les géoscientistes considèrent source et fontaine comme synonymes. Au Portugal, par exemple, une source est une fontaine d’eau et une fontaine est, souvent, l'endroit où de l’eau jaillit dans un cours d’eau. Cependant, dans le dictionnaire de l'Académie des Sciences de Lisbonne, une source est l’endroit où l'eau souterraine jaillit du sol. En fait, en géologie, en particulier en hydrogéologie (étude de la distribution et le mouvement des eaux souterraines dans le sol et roches de surface de la Terre), source et fontaine désignent des choses différentes, quoique liées entre elles. Une fontaine est l'endroit dans un cours d’eau où de l'eau (habituellement souterraine) est exsudée (jaillit). Une source est l'endroit sur le terrain et non dans un cours d'eau, où les eaux souterraines sortent, c'est-à-dire, l'endroit où l'aquifère coupe la surface de la terre. Ainsi, quand un géoscientiste se réfère à la source d'une rivière, il se réfère au point du bassin versant le plus loin de l’embouchure où l’eau souterraine jaillit. Ceci veut dire que le long d'un cours d’eau, il peut y avoir de multiples fontaines et uniquement la fontaine le plus en amont est en réalité la source du cours d’eau. Cette définition du géographe A. Johnston, de la Smithsonian Institution a été utilisée par la Société Nationale de Géographie (EUA) pour localiser la source des cours d’eaux.