SVT - Livre du Professeur - ekladata.comekladata.com/.../SVT-Livre-du-Professeur-PARTIE-2.pdf ·...

101

104

114

125

133

Partie 2. Les continents et leur dynamique102

Les objectifs généraux de cette partie

En classe de Première S, l’attention s’est portée principalement sur le domaine océanique.

En classe de Terminale, on aborde le domaine continental. Il s’agit de dégager les caracté-

ristiques de la lithosphère continentale et d’en comprendre l’évolution à partir de données

de terrain. La compréhension de la dynamique de la lithosphère devient ainsi plus complète.

Une correspondance entre le programme officiel

et les chapitres du manuel

Connaissances Les chapitres du manuel

La lithosphère est en équilibre (isostasie) sur l’asthénosphère. Les différences d’altitude moyenne entre les continents et les océans s’expliquent par des différences crustales. La croûte continentale, principalement formée de roches voisines du granite, est d’une épaisseur plus grande et d’une densité plus faible que la croûte océanique. L’âge de la croûte océanique n’excède pas 200 Ma, alors que la croûte continentale date par endroits de plus de 4 Ga. Cet âge est déterminé par radiochronologie. Au relief positif qu’est la chaîne de montagnes, répond, en profondeur, une importante racine crustale.

L’épaisseur de la croûte résulte d’un épaississement lié à un raccourcissement et un empilement. On en trouve des indices tectoniques (plis, failles, nappes) et des indices pétrographiques (métamorphisme, traces de fusion partielle). Les résultats conjugués des études tectoniques et minéralogiques permettent de reconstituer un scénario de l’histoire de la chaîne.

chapitre 1

La croûte continentale (pages 142-153)

Les activités pratiquesAct. 1 La lithosphère en équilibre sur l’asthénosphère

Act. 2 L’épaisseur et la densité de la croûte continentale

Act. 3 Des indices tectoniques de l’épaississement crustal

Act. 4 Des indices pétrographiques de l’épaississement crustal

Act. 5 L’âge de la lithosphère continentale

Les chaînes de montagnes présentent souvent les traces d’un domaine océanique disparu (ophiolites) et d’anciennes marges continentales passives. La « suture » de matériaux océaniques résulte de l’affrontement de deux lithosphères continentales (collision). Tandis que l’essentiel de la lithosphère continentale continue de subduire, la partie supérieure de la croûte s’épaissit par empilement de nappes dans la zone de contact entre les deux plaques.

Les matériaux océaniques et continentaux montrent les traces d’une transformation minéralogique à grande profondeur au cours de la subduction. La différence de densité entre l’asthénosphère et la lithosphère océanique âgée est la principale cause de la subduction. En s’éloignant de la dorsale, la lithosphère océanique se refroidit et s’épaissit. L’augmentation de sa densité au-delà d’un seuil d’équilibre explique son plongement dans l’asthénosphère. En surface, son âge n’excède pas 200 Ma.

chapitre 2

La formation des chaînes de montagnes (pages 164-177)

Les activités pratiquesAct. 1 Le modèle de la formation d’une chaîne de montagnes

Act. 2 Les traces d’un ancien domaine océanique

Act. 3 Les traces d’une marge continentale passive

Act. 4 Les témoins d’une ancienne subduction

Act. 5 Les causes de la subduction

Act. 6 Les traces de la collision continentale

2Les continents et leur dynamique

Partie

103Les objectifs généraux

Dans les zones de subduction, des volcans émettent des laves souvent visqueuses associées à des gaz et leurs éruptions sont fréquemment explosives. La déshydratation des matériaux de la croûte océanique subduite libère de l’eau qu’elle a emmagasinée au cours de son histoire, ce qui provoque la fusion partielle des péridotites du manteau sus-jacent. Si une fraction des magmas arrive en surface (volcanisme), la plus grande partie cristallise en profondeur et donne des roches à structure grenue de type granitoïde. Un magma, d’origine mantellique, aboutit ainsi à la création de nouveau matériau continental.

chapitre 3

Zones de subduction et production de croûte continentale (pages 188-197)

Les activités pratiquesAct. 1 Le volcanisme des zones de subduction

Act. 2 Les roches magmatiques des zones de subduction

Act. 3 La genèse des magmas des zones de subduction

Act. 4 La mise en place de nouveaux matériaux continentaux

Les chaînes de montagnes anciennes ont des reliefs moins élevés que les plus récentes. On y observe à l’affleurement une plus forte proportion de matériaux transformés et/ou formés en profondeur. Les parties superficielles des reliefs tendent à disparaître. Altération et érosion contribuent à l’effacement des reliefs. Les produits de démantèlement sont transportés sous forme solide ou soluble, le plus souvent par l’eau, jusqu’en des lieux plus ou moins éloignés où ils se déposent (sédimentation). Des phénomènes tectoniques participent aussi à la disparition des reliefs. L’ensemble de ces phénomènes débute dès la naissance du relief et constitue un vaste recyclage de la croûte continentale.

chapitre 4

La disparition des reliefs (pages 208-219)

Les activités pratiquesAct. 1 L’aplanissement des chaînes de montagnes

Act. 2 L’altération des roches

Act. 3 Le transport des produits issus de l’altération

Act. 4 Des réajustements isostatiques

Act. 5 L’étirement des chaînes de montagnes


La croûte continentale

1Activit�s pratiques

La lithosphère en équilibre sur l’asthénosphère (p. 144-145)

Connaissances Capacités et attitudes

La lithosphère est en équilibre (isostasie) sur l’asthé-nosphère. Les différences d’altitude moyenne entre les continents et les océans s’expliquent par des différences crustales. Au relief positif qu’est la chaîne de montagnes, répond, en profondeur, une importante racine crustale.

– Recenser, extraire et organiser des informations afin de comprendre l’équilibre de la lithosphère sur l’asthénosphère.– Établir une relation entre les observations de Bouguer et le concept d’isostasie.– Construire et exploiter des modèles.

1. Les intentions pédagogiques

La distinction lithosphère-asthénosphère, connue des élèves depuis le collège, est replacée d’un point de vue historique en classe de Première S. Il s’agit maintenant, en classe de Terminale, de préciser les modèles proposés par les scientifiques pour expli-quer l’équilibre de la lithosphère sur l’asthénosphère, c’est-à-dire l’isostasie.

La gravimétrie correspond à l’étude des variations de l’intensité de la pesanteur. L’objec-tif du document 1 est de montrer que l’intensité de la pesanteur terrestre dépend de plusieurs paramètres dont la répartition des masses à l’intérieur du globe.

Le document 2 illustre les anomalies gravimétriques mesurées en France, appelées anomalie de Bouguer (physicien qui mit en évidence des anomalies gravimétriques dans les Andes en 1738). Ce document permet d’insister sur le fait qu’au niveau des chaînes de montagnes, l’anomalie de Bouguer est négative, ce qui s’interprète comme un déficit de masse en profondeur. Ces mesures sont à la base du concept d’isostasie.

Le document 3 décrit deux modèles permettant de comprendre l’isostasie, c’est-à-dire l’état d’équilibre de la lithosphère sur l’asthénosphère. Les élèves peuvent construire les modèles avec une série de tasseaux de même densité (modèle d’Airy) ou de den-sités différentes (modèle de Pratt). Il s’agit d’illustrer la notion de surface de compen-sation et de racine crustale (modèle d’Airy).

2. Les pistes d’exploitation

Informations déduites de l’analyse des documents :Doc. 1 et 2 : La mesure de l’intensité de la pesanteur, au niveau des chaînes de mon-tagnes en particulier, montre des valeurs bien inférieures à celles théoriquement atten-dues. Ces anomalies gravimétriques ont conduit à l’idée que l’excès de masse repré-senté par le relief positif d’une chaîne de montagnes est compensé en profondeur par un déficit de masse, c’est-à-dire par de la croûte continentale peu dense (racine crustale).

Doc. 3 : Dans le modèle d’Airy, la croûte présente une densité constante et repose sur des roches de densité supérieure. L’état d’équilibre de chaque colonne de roches au-

chapitre 1Partie 2

105Chapitre 1. La croûte continentale

dessus de la surface de compensation s’explique par des proportions différentes de chaque type de roches dans les colonnes. Dans le modèle de Pratt, chaque colonne de roches présente une densité différente. Plus cette densité est forte, plus la hauteur de la colonne de roches est faible au-dessus de la surface de compensation.

Le modèle d’Airy représenterait ce qui est détecté par les études sismiques, c’est-à-dire la présence de croûte continentale profonde sous les chaînes de montagnes, nom-mée « racine crustale ».

Synthèse : réponse au problème à résoudreL’équilibre de la lithosphère sur l’asthénosphère (isostasie) s’explique par la pré-sence d’une surface de compensation au-dessus de laquelle les colonnes de roches, bien qu’ayant des hauteurs variables, ont toutes la même masse, seules les densités des roches étant différentes.

3. Ressources complémentaires ◾ Manuel universitaire : « Éléments de géologie » Pomerol, Éditions Dunod.

◾ Compléments scientifiques sur le site : http://planet-terre.ens-lyon.fr/planetterre/XML/db/planetterre/metadata/LOM-subsidence.xml



L’épaisseur et la densité de la croûte continentale (p. 146-147)


La croûte continentale, principalement formée de roches voisines du granite, est d’une épaisseur plus grande et d’une densité plus faible que la croûte océanique.

– Recenser, extraire et organiser des informations afin de déterminer l’épaisseur de la croûte continentale.– Comprendre le lien entre les phénomènes naturels et le langage mathématique.– Manipuler et expérimenter.


Le document 1 présente des sismogrammes récents enregistrés dans le sud-est de la France au sein même des établissements scolaires (réseau « sismo à l’École »). Il s’agit d’indiquer aux élèves qu’à partir de ces d’enregistrements, il est possible de calculer la profondeur du Moho. En effet, on constate la présence d’ondes PmP, c’est-à-dire des ondes P arrivées en retard car elles se sont propagées dans la croûte continentale et ont été réfléchies sur la discontinuité de Mohorovicic. En utilisant le théorème de Pythagore, la profondeur du point de réflexion peut être déterminée.

Les documents 2 et 3 ont pour objectif de montrer aux élèves qu’il est possible de déterminer la densité de la croûte continentale à partir de l’étude du granite. Le docu-ment 2 permet de rappeler les principales caractéristiques minéralogiques du granite. Le document 3 décrit une manipulation permettant de calculer en classe la densité d’un granite et de la comparer à celles d’autres roches connues des élèves, en parti-culier, le basalte.


Informations déduites de l’analyse des documents :Doc. 1 : Décalage entre les ondes Pg et PmP pour le séisme de Gardanne : 7,9 s.

Profondeur du Moho déterminée à partir du séisme de Gardanne : 28,7 km.

Profondeur du Moho déterminée à partir du séisme de Digne : 40,2 km.

Dans ce deuxième cas, c’est la profondeur du Moho au niveau approximatif de Manosque (à mi-chemin entre Gardanne et Digne) qui est estimée (alors que dans le premier cas, c’est la profondeur dans la région aixoise).

On constate donc que le Moho est plus profond en s’approchant des Alpes. L’épais-seur de la croûte continentale est plus grande sous des reliefs plus élevés, ce qui peut être en lien avec la présence d’une « racine crustale » sous la chaîne de montagnes.

Doc. 2 : Quartz, feldspaths et biotites bien visibles.

Doc. 3 : Les mesures de densité du granite montrent des valeurs entre 2,5 et 2,7. Une roche volcanique est formée à partir du refroidissement rapide d’une lave à l’issue d’une éruption volcanique. Une roche plutonique se forme par le refroidissement lent d’un magma en profondeur.

Synthèse : réponse au problème à résoudreL’épaisseur de la croûte continentale peut être déterminée à partir d’enregistre-ments d’ondes sismiques, avec la présence des ondes PmP. On constate que la croûte


continentale est bien plus épaisse que la croûte océanique (7 km d’épaisseur), en parti-culier sous les chaînes de montagnes.

La densité de la croûte continentale, définie à partir de celle du granite qui est sa roche principale, montre des valeurs inférieures à celles de la croûte océanique.

3. Ressources complémentaires ◾ Site « Sismo à l’École » : http://www.edusismo.org/index.asp?h_poste=9:0:23v


Des indices tectoniques de l’épaississement crustal (p. 148-149)


L’épaisseur de la croûte résulte d’un épaississement lié à un raccourcissement et un empilement. On en trouve des indices tectoniques (plis, failles, nappes).

– Recenser, extraire et organiser des informations afin d’identifier des indices tectoniques de l’épaississement crustal.– Manipuler des modèles scientifiques.


Il s’agit ici d’illustrer certaines déformations rocheuses visibles en surface et indiquant un épaississement de la croûte continentale.

L’objectif est de faire comprendre aux élèves que la convergence des plaques se tra-duit par d’intenses déformations de la lithosphère continentale qui s’adapte en se rac-courcissant.

Trois aspects sont exposés : les plis, déformations plastiques (document 1), les failles inverses, déformations cassantes (document 2) et les nappes de charriage (document 3).

Un modèle analogique simple à mettre en œuvre est proposé pour relier les types de déformations (plastiques ou cassantes) aux caractéristiques des matériaux impliqués.


Informations déduites de l’analyse des documents :Doc. 1, 2 et 4 : Les roches se sont déformées sous l’effet de contraintes compressives.

Les différences de comportement des roches (plastique ou cassant) peuvent s’expli-quer par des vitesses de déformations plus ou moins importantes. Il peut s’agir aussi de différences de température des roches au moment de leur déformation, selon qu’elles se trouvent en profondeur ou non.

Doc. 3 : On constate deux anomalies dans la succession des strates : les roches datées du Tertiaire (– 65 Ma à – 2,6 Ma) sont recouvertes de roches du Jurassique (– 205 à – 137 Ma) donc plus anciennes. De même, les roches du Crétacé (– 145 à – 65 Ma) sont surmontées par des séries du Trias (– 251 à – 200 Ma). De grandes surfaces de roches ont été déplacées modifiant ainsi l’ordre des dépôts des séries sédimentaires visibles actuellement.



Des indices pétrographiques de l’épaississement crustal (p. 150-151)


L’épaisseur de la croûte résulte d’un épaississement lié à un raccourcissement et un empilement. On en trouve des indices pétrographiques (métamorphisme, traces de fusion partielle). Les résultats conjugués des études tectoniques et minéralogiques permettent de reconstituer un scénario de l’histoire de la chaîne.

– Recenser, extraire et organiser des informations afin d’identifier des indices de l’épaississement de la croûte continentale.– Utiliser le microscope polarisant.


L’objectif est ici de montrer aux élèves qu’un épaississement de la croûte continen-tale s’accompagne de modifications des conditions de température et de pression à l’inté rieur de celle-ci. Les roches sont alors modifiées et « enregistrent » ces nou-velles conditions. L’étude de ces roches dites métamorphiques permet de reconstituer les conditions de leur formation.

Les élèves connaissent les roches sédimentaires et les roches magmatiques mais c’est la première fois que les roches métamorphiques sont étudiées. Le document 1 pré-sente trois roches de même composition chimique trouvées en Limousin. Il s’agit pour l’élève, à partir de la disposition des minéraux et des modifications minéralogiques constatées, de comprendre le phénomène de métamorphisme. En établissant un lien avec le document 3, les élèves comprennent que les roches ont été formées à des pro-fondeurs de plus en plus grandes, signe d’un épaississement de la croûte continentale. Le document 2 illustre le phénomène d’anatexie avec l’observation de lentilles gra-nitiques dans le gneiss. En reliant cette observation avec le document 3, les élèves comprennent qu’une roche métamorphique comme le gneiss subit une fusion partielle lorsqu’elle se trouve en profondeur dans une croûte continentale épaissie (ici, une pro-fondeur de 25 km avec une température supérieure à 600 °C).

Doc. 1 à 4 : Les contraintes compressives sont à l’origine des plis, des failles inverses et des nappes de charriage. L’ensemble de ces déformations rocheuses entraîne un rac-courcissement avec une superposition des couches rocheuses et donc un épaississe-ment de la croûte continentale.

Synthèse : réponse au problème à résoudreLes plis, les failles inverses et les nappes de charriage sont les indices tectoniques qui marquent un épaississement de la croûte continentale suite à des contraintes compressives.

3. Ressources complémentaires ◾ Manuel universitaire : « Géologie Objets, méthodes et modèles », Dercourt et Paquet, Éd. Dunod.



Information déduites de l’analyse des documents :Doc. 1 : Les roches ont subi des transformations minéralogiques avec l’apparition du grenat par exemple. De plus, elles présentent toutes une schistosité bien marquée.

Ces roches proviennent de roches sédimentaires appelées pélites qui ont été soumises à des conditions de pression et de température différentes de celles dans lesquelles elles se sont formées. Elles ont subi des transformations à l’état solide sans modifica-tion de la composition chimique. C’est pourquoi on les qualifie de métamorphiques.

Doc. 1 et 3 : La roche R1 s’est formée à une profondeur d’environ 15 km et à une température de 400 °C, la roche R2 à 18 km, 450 °C et la roche R3 à 20 km, 550 °C.

Doc. 1, 2 et 3 : Les minéraux contenus dans ces roches indiquent qu’elles se sont for-mées dans des conditions Pression-Profondeur-Température de plus en plus élevées. Ces roches ont donc été enfouies à la faveur d’un épaississement de la croûte conti-nentale au cours de l’orogenèse hercynienne (ère Primaire ou Paléozoïque).

Synthèse : réponse au problème à résoudreL’épaississement de la croûte continentale entraîne des modifications au sein des roches. Les indices pétrographiques en sont : l’apparition d’une schistosité, la formation de nouveaux minéraux stables dans des conditions de pression et de température de plus en plus élevées et les traces de fusion partielle dans les migmatites.

3. Ressources complémentaires ◾ Compléments scientifiques : http://christian.nicollet.free.fr/page/enseignement/licencemetam.html



L’âge de la lithosphère continentale (p. 152-153)


L’âge de la croûte océanique n’excède pas 200 Ma, alors que la croûte continentale date par endroit de plus de 4 Ga. Cet âge est déterminé par radiochronologie.

– Recenser, extraire et organiser des informations afin de comprendre les méthodes de datation de la croûte continentale.– Comprendre le lien entre les phénomènes naturels et le langage mathématique.


Le document 1 présente le principe physique de la géochronologie afin que les élèves appréhendent la méthode Rubidium/Strontium développée dans le document 2. L’objec tif est ici de comprendre la méthode permettant de déterminer un âge à par-tir de la droite isochrone.

Le document 3 permet aux élèves d’appliquer la méthode à partir d’un exemple pré-cis : datation du granite de Saint-Sylvestre, situé dans le nord du Limousin.

Le document 4 présente les roches parmi les plus anciennes trouvées au niveau de la croûte continentale terrestre. Le planisphère permet de situer les masses rocheuses les plus anciennes sur les différents continents. C’est au sein de ces ensembles rocheux que l’on trouve actuellement des roches âgées de plus de 4 milliards d’années, comme dans la région d’Acasta au Canada.


Informations déduites de l’analyse des documentsDoc. 1 et 2 : Les éléments radioactifs présents dans les roches se désintègrent spon-tanément, et se transforment en éléments stables. On peut doser la quantité des diffé-rents isotopes dans un échantillon à l’aide d’un spectromètre de masse qui sépare les isotopes. En se désintégrant, un élément radioactif « père » se transforme spontané-ment en un élément « fils ». C’est ainsi que le rubidium 87 (87Rb) se transforme en strontium 87 (87Sr). La désintégration de tout élément radioactif constitue une véritable « horloge » car elle se fait en suivant une loi mathématique immuable de décroissance exponentielle en fonction du temps : quelle que soit la quantité d’élément père présente au départ, il faut toujours le même temps pour que cette quantité soit réduite de moi-tié par désintégration. Cette durée caractéristique d’un élément est sa demi-vie (t1/2). Elle varie d’un élément à l’autre et peut atteindre plusieurs milliards d’années. Avec le couple Rb/Sr, il est possible de dater des roches de plusieurs milliards d’années.

Doc. 2 : Au cours du temps, 87Rb diminue au profit de 87Sr. Donc le rapport 87Rb/86Sr diminue et le rapport 87Sr/86Sr augmente.

Doc. 2 et 3 : L’âge du granite de Saint Sylvestre déterminé à l’aide de la méthode de la droite isochrone est d’environ 310 Ma.

Doc. 4 : Les roches les plus anciennes de la croûte continentale ont plus de 4 mil-liards d’années, celles de la croûte océanique 200 millions d’années. Les roches de la croûte continentale sont principalement des granites alors que la croûte océanique est


composée de basaltes et de gabbros. La densité moyenne de la croûte continentale est de 2,7, celle de la croûte océanique est de 3.

L’épaisseur de la croûte continentale est en moyenne de 35 km et peut aller jusqu’à 70 km sous les chaînes de montagnes, celle de la croûte océanique est de 5 à 7 km.

Synthèse : réponse au problème à résoudreL’âge des roches de la croûte continentale peut être estimé par des méthodes de radio-chronologie qui utilisent les isotopes radioactifs, contenus dans les roches, qui se désin-tègrent spontanément en éléments stables. Par exemple, à l’aide de la méthode de la droite isochrone pour le couple Rb/Sr, il est possible de dater des roches de plusieurs centaines de millions d’années, voire milliards d’années.

3. Ressources complémentaires ◾ Site académique de Limoges (datation des granites) : http://www.ac-limoges.fr/svt/accueil/html/granites/datation_granitoides_applications.html

◾ Compléments scientifiques sur la datation absolue : http://planet-terre.ens-lyon.fr/planetterre/XML/db/planetterre/metadata/LOM-datation-rubidium-strontium.xml


Exercices p. 160 à 163

Pour la partie « Maîtriser ses connaissances » :– la correction des exercices « Pour s’entraîner » figure à la fin du manuel de l’élève, pages 396 à 401 ;– la correction de la partie « Objectif BAC » comporte seulement une correction des QCM ; en effet, les questions de synthèse sont des restitutions de connaissances où toute liberté est laissée à l’élève pour construire une réponse organisée.

6 Le métamorphisme régional

Les bonnes réponses sont : 1b ; 2a ; 3c.

8 Une croûte continentale épaissie

Document 1 : affleurement montrant un pli découpé par une faille inverse.

Document 2 : affleurement à Saillans sur lequel une faille inverse est visible.

Document 3 : une importante surface de roches du Trias surmonte des roches de l’Eocè ne. Il s’agit d’une anomalie dans la succession des strates sédimentaires car des roches plus anciennes reposent sur des roches plus récentes. Les roches du Trias constituent une nappe de charriage qui a été déposée à la faveur d’un événement tec-tonique majeur.

L’ensemble des structures géologiques visibles sur les documents signe un épaissis-sement de la croûte continentale qui a subi des contraintes compressives importantes.

9 La croûte continentale en équilibre isostatique

En s’appuyant sur la notion d’équilibre isostatique, on considère que l’équilibre des masses est réalisé sur les différentes verticales. Ainsi, on peut écrire :

Masse de la colonne A = masse de la colonne B(2,7 ´ 30) + (3,2 ´ X1) = 2,7(30 + 3 + X1)X1 = 16,2 km

De la même façon pour X2 :2,7 ´ 30 = (1 ´ 4) + (2,7 ´ X2) + (3,2(30 – 4 – X2))X2 = 12,4 km

10 Datation de deux granites par la méthode Rubidium-Strontium

À partir des valeurs des différents rapports isotopiques, les deux droites isochrones peuvent être construites, ce qui permet de déterminer a. L’application de la formule t = ln (a + 1) / l donne l’âge des granites de chaque massif.

Granite de Piégut-Pluviers : t = 314 +/- 15 Ma

Granite de Saint-Mathieu : t = 310 +/- 15 Ma

On peut donc penser que ces deux granites sont de même âge, aux incertitudes des mesures près.


11 Le Moho sous les Alpes

L’épaisseur de la croûte continen-tale peut atteindre 60 km sous les Alpes. Le tracé du Moho illustre la présence d’une racine crustale sous la chaîne de montagnes, ce qui est en accord avec le modèle d’isostasie d’Airy.

12 Des roches du Massif de l’Agly

L’observation du micaschiste 3 et de sa lame mince montre la présence de quartz et de biotite. En se référant au diagramme PT, on peut penser que cette roche s’est formée dans des conditions de température situées entre 400 et 500 °C sous 0,2 GPa de pression.

Le micaschiste 4 est formé de quartz et de biotite mais aussi de l’andalousite et de la muscovite. Il s’est formé autour de 600 °C sous 0,2 à 0,3 GPa de pression.

Le micaschiste 1 possède en plus de la sillimanite. Le diagramme PT nous indique que cette roche s’est formée aux alentours de 650 °C sous une pression de 0,3 GPa.

Enfin, le micaschiste 2 présente des traces de fusion partielle. Sur le diagramme PT, on en déduit que cette dernière roche s’est formée à proximité de la zone d’anatexie, à une température proche de 700 °C et une pression de 0,4 GPa.

L’étude des roches actuellement à l’affleurement montre que les pressions et les tem-pératures auxquelles ont été soumises ces roches sont de plus en plus fortes en allant vers l’ouest. La région a subi un épisode tectonique important qui a entraîné un épais-sissement de la croûte continentale, amenant ainsi des roches en profondeur, dans de nouvelles conditions PT, avec formation de nouveaux minéraux (métamorphisme) et fusion partielle (anatexie).

chapitre 2Partie 2


La formation des chaînes de montagnes


Le modèle de la formation d’une chaîne de montagnes (p. 166-167)


Si les dorsales océaniques sont le lieu de la divergence des plaques, les zones de subductions sont les domaines de la convergence à l’échelle lithosphérique. Ces régions sont étudiées ici pour comprendre une situation privilégiée de raccourcissement et d’empilement et donc de formation de chaînes de montagnes.

– Recenser, extraire et organiser des informations à partir d’un modèle.– Organiser des informations afin d’établir une relation entre un modèle et le réel.


En classe de Quatrième, le modèle global de la tectonique des plaques est présenté. La formation des chaînes de montagnes avec la notion de collision continentale sont abordées. Il s’agit ici de présenter l’ensemble du scénario de la formation d’une chaîne de montagnes, tel qu’il est proposé par le modèle de la tectonique des plaques.

Le document 1 permet aux élèves de visualiser le modèle global avec les trois étapes principales. Les schémas permettent de replacer l’ensemble des structures mises en jeu et d’en préciser les définitions. Les élèves pourront se référer à ce modèle tout au long du chapitre et établir des relations avec les observations de terrain.

Le document 2 présente une partie de la chaîne des Alpes franco-italiennes, chaîne de montagnes susceptible de présenter des structures géologiques en correspondance avec le modèle. La carte géologique incite l’élève à comprendre qu’il y a dans les Alpes des terrains de natures et d’âges variés, ce qui témoigne d’une histoire riche en événements. Les différents points étudiés dans les activités pratiques suivantes sont localisés sur cette carte.


Informations déduites de l’analyse des documentsDoc. 1 et 2 : Un océan (l’océan alpin) séparait les plaques européenne et africaine. Cet océan devait être bordé de deux marges continentales passives, une côté européen, l’autre côté africain. Suite à un changement global des contraintes, l’océan se referme à la faveur d’une subduction océanique. Une fois l’océan refermé, le continent africain et le continent européen entrent en collision, ce qui forme la chaîne actuelle des Alpes.

Doc. 1 et 2 : Les indices de cette histoire géologique possible pouvant être trouvés dans les Alpes sont :

115Chapitre 2. La formation des chaînes de montagnes

– la présence en altitude de portions de lithosphère océanique ayant constitué l’océan alpin ;– la présence d’anciens blocs basculés issus d’une ancienne marge continentale passive ;– la présence de roches métamorphiques avec des marqueurs de haute pression signant l’enfoncement en profondeur de la croûte océanique au cours de la subduction ;– et enfin, un épaississement crustal avec la présence d’une racine crustale sous la chaîne de montagnes.

Synthèse : réponse au problème à résoudreLe scénario présente trois étapes principales :– une phase d’ouverture océanique avec formation de lithosphère océanique entre deux continents, c’est l’expansion océanique ;– une phase de fermeture de l’océan à la faveur d’une subduction océanique ;– une phase de collision entre deux continents entraînant un épaississement de la croûte continentale avec la formation d’une racine crustale, une fusion partielle des roches continentales profondes et le charriage d’une portion de lithosphère océanique en altitude (ophiolites).

3. Ressources complémentaires ◾ Compléments scientifiques : http://www2.ggl.ulaval.ca/personnel/bourque/s1/ch.montagnes.html

◾ Lithothèque Aix-Marseille : http://lithotheque.ac-aix-marseille.fr/Affleurements_PACA/05_ophiolites2/05_ophiolites_affl_stver6cu.htm


Les restes d’un ancien domaine océanique (p. 168-169)


Les chaînes de montagnes présentent souvent les traces d’un domaine océanique disparu (ophiolites).

– Recenser, extraire et organiser des informations à partir d’observations de terrain.– Organiser des informations afin d’établir une relation entre des roches observées dans les Alpes et des obser-vations directes de la lithosphère océanique.


Nous avons choisi de débuter l’activité par une présentation de la structure verticale de la lithosphère océanique (document 1) telle qu’elle peut être observée directement en profondeur ou par des forages. L’élève peut ensuite établir une relation entre ces don-nées de terrain et les observations réalisées au niveau de la chaîne des Alpes (docu-ment 2), identifiant ainsi les restes de « l’océan perdu » du domaine alpin.


Les ophiolites alpines sont présentées mais il ne s’agit pas de réaliser une étude exhaus-tive de ces formations ; l’élève doit simplement, grâce aux documents présentés, iden-tifier en quoi elles témoignent de l’existence passée d’un océan en lieu et place de la chaîne de montagnes actuelle. Pour cette raison, nous avons décidé de ne pas insister sur les particularités de ces ophiolites alpines, très singulières par leur faible épais-seur et la présence très fréquente de contacts directs entre basaltes et péridotites. Ces particularités sont interprétées comme les témoins d’une lithosphère de type « océan Atlantique » ou encore de « dorsale lente ». Le massif du Chenaillet (document 2) a été choisi pour cette raison. Il présente en effet, une association de roches (basaltes/gabbros/péridotites) en accord avec les observations présentées dans le document 1. La présence dans ce massif de serpentinites et de métagabbros à faciès schiste vert indique que la lithosphère océanique du Chenaillet est une lithosphère âgée qui a subi une hydratation importante lors de l’expansion océanique. Ces observations seront à mettre en relation avec les données des Activités pratiques 5.


Informations déduites de l’analyse des documentsDoc. 1 : Les roches qui constituent la lithosphère océanique sont, du haut vers le bas : les sédiments, les basaltes en pillow-lavas, les filons verticaux de basalte, les gabbros puis les péridotites du manteau.

Doc. 2 : Un complexe ophiolitique est un ensemble rocheux issu d’une portion de lithosphère océanique charriée sur le continent au cours d’une orogenèse. La limite entre les gabbros et les péridotites est le Moho, c’est-à-dire la limite croûte-manteau.

Doc. 1 et 2 : L’ensemble des roches observées au niveau du massif du Chenaillet, avec la succession basaltes-gabbros-péridotites, correspond aux roches observées directe-ment au niveau d’une lithosphère océanique.

Synthèse : réponse au problème à résoudreL’observation de complexes ophiolitiques en altitude au niveau des Alpes indique la présence d’un ancien océan.

3. Ressources complémentaires ◾ Les ophiolites du Chenaillet : http://christian.nicollet.free.fr/page/Alpes/chenaillet/chenaillet.html



Les traces d’une ancienne marge passive (p. 170-171)


Les chaînes de montagnes présentent souvent les traces d’anciennes marges continentales passives.

– Recenser, extraire et organiser des informations à partir d’observations de terrain.– Organiser des informations afin d’établir une relation entre des structures géologiques alpines et la structure d’une marge passive actuelle.


Cette double page est construite sur le même principe que la précédente, avec la pré-sentation des caractéristiques d’une marge continentale passive actuelle, afin que les élèves puissent comprendre que les observations réalisées dans les Alpes signent la présence d’une ancienne marge passive. En effet, la naissance d’un océan par déchi-rure continentale n’est plus au programme de la classe Première S.

Il s’agit ici de poursuivre les investigations en recherchant les traces des marges pas-sives de l’océan alpin en lien avec le modèle présenté initialement. Deux types de témoins sont présentés : des indices tectoniques et des indices sédimentaires.

Le document 1 présente les structures géologiques d’une marge continentale pas-sive actuelle avec un profil sismique et son interprétation. Les élèves visualisent ainsi les caractéristiques géologiques de ces marges et comprennent qu’elles ont enregistré l’ouver ture précoce de l’océan avec la déchirure de la croûte continentale.

Le document 2 illustre les observations effectuées actuellement dans les Alpes. Ce document permet de mettre en évidence la fracturation du socle par des failles nor-males dans une direction NE-SO, perpendiculaire à celle de l’extension qui est à l’ori-gine de l’ouverture océanique. Les photographies et la carte géologique montrent que ces failles découpent le socle en blocs successifs. La fracturation s’est accompagnée du basculement des blocs continentaux, ce qui a eu pour conséquence une subsidence tectonique au creux des blocs avec le dépôt d’une importante quantité de sédiments.

Les failles normales ainsi que le basculement des blocs (tectonique syn-rift) sont datés par datation relative du Lias c’est-à-dire du Jurassique inférieur (– 190 Ma). Ces évé-nements ont précédé l’ouverture de l’océan puisque l’âge de la croûte océanique est bien plus récent (– 150 Ma).


Informations déduites de l’analyse des documentsDoc. 1 : Il s’agit ici d’établir un lien entre le relief de la marge passive armoricaine et les différentes unités morphologiques décrites dans le texte.

Les sédiments présentent une disposition en éventail : les strates ont une épaisseur variable, plus grande près du toit de la faille et qui diminue en s’éloignant de celle-ci. Cette disposition est due au jeu des failles normales listriques et au basculement du bloc.

Doc. 1 et 2 : Dans la région de l’Oisans, on observe la présence d’unités lithologiques, séparées par des failles normales, l’ensemble orienté NE-SO (perpendiculaires à celle


de l’extension qui est à l’origine de l’ouverture océanique). Chacune de ces unités corres pond à un bloc basculé du fait de l’inclinaison des plans de faille. Chaque bloc présente une importante épaisseur de sédiments. L’ensemble de ces observations signe la présence d’une ancienne marge continentale passive au niveau des Alpes.

Synthèse : réponse au problème à résoudreDeux types d’indices témoignent de la présence d’une ancienne marge passive conti-nentale : des indices tectoniques et des indices sédimentaires.

Les indices tectoniques correspondent à l’observation de failles normales inclinées qui découpent la croûte et dont le jeu est à l’origine du basculement de blocs continentaux.

Les indices sédimentaires correspondent à la présence d’une importante épaisseur de sédiments déposés au-dessus des blocs basculés au fur et à mesure de la subsidence.

3. Ressources complémentaires ◾ Compléments scientifiques sur les marges passives : http://www.didiersvt.com/cd_1s/html/c5/c5a2.htm

◾ La géologie du massif de l’Oisans : http://www.geol-alp.com/h_oisans/oisans_general/oisans_general.html


Les témoins d’une ancienne subduction (p. 172-173)


Les matériaux océaniques et continentaux montrent les traces d’une transformation minéralogique à grande pro-fondeur au cours de la subduction.

– Recenser, extraire et organiser des informations à partir d’observations pétrologiques.– Organiser des informations afin d’établir une relation entre des minéraux observés dans les Alpes et le phéno-mène de subduction.


Il s’agit ici de mettre en évidence les traces de la fermeture de l’océan alpin à partir de témoins minéralogiques et pétrologiques de la subduction océanique. De la même façon que précédemment, nous présentons dans un premier temps les transformations caractéristiques associées à la subduction pour ensuite permettre aux élèves d’établir une relation avec les observations effectuées dans les Alpes.

Le document 1 a pour objectif de montrer aux élèves que certaines associations miné-rales rencontrées dans les roches peuvent indiquer les conditions de pression et de tem-pérature dans lesquelles se sont formées ces roches. Les domaines de stabilité définis expérimentalement permettent aux élèves de comprendre que seul le phénomène de subduction peut expliquer les réactions du métamorphisme présentées.


Le document 2 permet aux élèves de visualiser les compositions minéralogiques de roches métamorphiques alpines. Ces données sont à mettre en relation avec celles du document 1 et amènent les élèves à comprendre que ces roches sont issues de l’évo-lution de gabbros d’une croûte océanique au cours de la subduction.

Le document 3 apporte une information supplémentaire avec la présentation de la coésite, minéral d’ultra haute pression, trouvé dans le massif alpin de la Dora Maira. Il s’agit d’illustrer le fait que la croûte continentale peut être entraînée en profondeur par la subduction ; on aborde ainsi la notion de subduction continentale.


Informations déduites de l’analyse des documentsDoc. 1 : Les roches de la lithosphère océanique subissent des modifications minéra-logiques sous l’effet des modifications des conditions de pression et de température : il s’agit de réactions métamorphiques. Les minéraux réagissent entre eux et de nou-velles associations minérales stables dans les conditions PT apparaissent.

Doc. 2 : Les roches métamorphiques du Queyras sont des métagabbros de type schiste bleu. Ils sont constitués de glaucophane, de pyroxènes et de plagioclases. Ces miné-raux indiquent que ces roches se sont formées autour de 300 °C entre 15 et 30 km de profondeur. Les métagabbros de type éclogite du massif de la Dora Maira contiennent des grenats associés à de la jadéite. Cette association minérale est stable à des profon-deurs élevées, supérieures à 40 km.

Ainsi, les roches présentées se sont formées à partir des gabbros de la croûte océa-nique sous l’effet des modifications des conditions de pression et de température dues à la subduction.

Doc. 3 : La coésite est une forme particulière de quartz minéral formée sous des pres-sions très élevées, entre 3 et 4 GPa (environ 100 à 120 km de profondeur). La pré-sence d’un tel minéral dans des roches de la croûte continentale du massif de la Dora Maira signe un enfouissement important de la croûte continentale, qui a été entraînée par la subduction océanique.

Synthèse : réponse au problème à résoudreLes indices d’une subduction océanique qui aurait fermé l’océan alpin sont pétrolo-giques et minéralogiques. En effet, des roches de même composition chimique que celle d’un gabbro, présentent des associations minérales stables sous des pressions élevées. Seul un phénomène de subduction océanique passé peut expliquer la forma-tion de telles roches et leur présence actuelle dans les Alpes.

3. Ressources complémentaires ◾ La coésite de Dora Maira : http://christian.nicollet.free.fr/page/Figures/coesite/coesite.html

◾ Le métamorphisme des zones de subduction : http://www.cnrs.fr/cw/dossiers/dosgeol/01_decouvrir/02_subduction/04_subduction_plaques/01_terrain/06a.htm



Les causes de la subduction (p. 174-175)


La différence de densité entre l’asthénosphère et la lithos-phère océanique âgée est la principale cause de la subduc-tion. En s’éloignant de la dorsale, la lithosphère océanique se refroidit et s’épaissit. L’augmentation de sa densité au-delà d’un seuil d’équilibre explique son plongement dans l’asthénosphère. En surface, son âge n’excède pas 200 Ma.

– Recenser, extraire et organiser des informations afin de comprendre les causes de la subduction.– Utiliser l’outil mathématique.– Manipuler et expérimenter.


La subduction océanique est un phénomène connu des élèves. Il s’agit ici d’en expli-quer les causes et de comprendre ainsi la jeunesse relative de la lithosphère océanique (200 Ma maximum) en comparaison avec les âges très anciens de la lithosphère conti-nentale (plus de 4 Ga). De plus, le rôle moteur de la traction par la lithosphère océa-nique plongeante complète la compréhension de la tectonique des plaques.

Le document 1 illustre le rôle de l’eau des océans dans le refroidissement progressif de la lithosphère océanique dès sa formation au niveau de la dorsale.

Le document 2 permet aux élèves de comprendre l’évolution de la lithosphère océa-nique au cours du temps avec l’augmentation de sa densité. Son refroidissement et son épaississement aux dépens de l’asthénosphère sous-jacente permettent d’expliquer cette augmentation de densité. La notion de subsidence thermique est ainsi abordée.

Le document 3 propose de calculer l’évolution de la densité d’une lithosphère océa-nique en fonction du temps. Les élèves sont invités à calculer les différentes densités pour constater que dès 16 Ma, la lithosphère océanique est plus dense que l’asthénos-phère sous-jacente. Cependant, elle ne s’enfonce pas car elle est maintenue en surface par les « flotteurs ». Ce n’est que bien plus tard, avec une densité beaucoup plus éle-vée que de la lithosphère océanique s’enfoncera dans l’asthénosphère.

Afin d’établir un lien entre l’évolution de la densité de la lithosphère océanique et les roches qui la constituent, le document 4 propose de calculer les densités de deux roches métamorphiques, les schistes bleus et l’éclogite, roches étudiées au cours des Activités pratiques 4.


Informations déduites de l’analyse des documentsDoc. 1 et 2 : La lithosphère océanique se refroidit et s’épaissit aux dépens de l’asthé-nosphère sous-jacente et voit sa densité augmenter peu à peu. L’eau de mer participe au refroidissement de la lithosphère dès sa formation au niveau de la dorsale.

Doc. 3 : densité d2 : 3,255 densité d3 : 3,264 densité d4 : 3,282 densité d5 : 3,285 densité d6 : 3,187


La plaque océanique devrait plonger à partir de 16 Ma car sa densité est déjà supé-rieure à celle de l’asthénosphère. Elle ne plonge pas car elle soutenue des deux côtés : côté dorsale par la lithosphère plus jeune et donc moins dense, côté continent par la lithosphère continentale peu dense.

Doc. 4 : densité d’un schiste bleu : 3,3 ; densité d’une éclogite : 3,5.

Les schistes bleus se forment au sein de la croûte océanique au cours de la subduc-tion entre 15 et 30 km de profondeur, les éclogites encore plus profondément. Ainsi, l’augmentation de densité des roches de la lithosphère océanique au fur et à mesure de l’enfoncement, entretient la subduction.

Synthèse : réponse au problème à résoudreLa principale cause de la subduction est l’augmentation de la densité de la lithosphère océanique au cours de son vieillissement. En s’éloignant de la dorsale, la lithosphère océanique se refroidit et s’épaissit, puis, au-delà d’un seuil d’équilibre, elle plonge dans l’asthénosphère.

3. Ressources complémentaires ◾ Compléments scientifiques : http://www.cnrs.fr/cnrs-images/sciencesdelaterreaulycee/contenu/dyn_int3-1.htm



Les traces de la collision continentale (p. 176-177)


La « suture » de matériaux océaniques résulte de l’affronte-ment de deux lithosphères continentales (collision). Tandis que l’essentiel de la lithosphère continentale continue de subduire, la partie supérieure de la croûte s’épaissit par empilement de nappes dans la zone de contact entre les deux plaques.

Recenser, extraire et organiser des informations afin d’établir une relation entre des structures géologiques observées et le devenir de la lithosphère continentale au cours de la collision.


L’objectif est ici de montrer que les conséquences de la collision visibles en surface (raccourcissement et épaississement) se retrouvent aussi en profondeur.

La technique et les résultats de la prospection sismique au niveau des Alpes sont pré-sentés dans le document 1 et des chevauchements au sein de la croûte sont mis en évidence dans le document 2.

Le document 3 permet aux élèves d’appréhender la notion de subduction continentale.


Informations déduites de l’analyse des documentsDoc. 1 : On constate la présence en profondeur de grands chevauchements et de nom-breuses failles inverses. Ainsi, les deux lithosphères continentales se chevauchent avec la plaque européenne qui passe sous la plaque africaine. La croûte continentale est fortement épaissie avec une épaisseur supérieure à 50 km dans la zone interne des Alpes. Les géologues nomment « racine crustale » la présence de croûte continentale profonde sous la chaîne de montagnes.

Doc. 2 : L’épaississement de la croûte continentale est dû a un empilement de nappes de charriage en profondeur à la faveur de grands chevauchements et de nombreuses failles inverses.

Doc. 3 : Sous la chaîne de l’Himalaya, la tomographie sismique montre le plonge-ment de la plaque indienne vers le nord. Celle-ci s’enfonce profondément dans le man-teau, jusqu’à 800 km de profondeur. C’est la raison pour laquelle on parle de subduc-tion continentale.

Synthèse : réponse au problème à résoudreAu cours de la collision, les parties supérieures des deux croûtes continentales concer-nées se chevauchent, entraînant un empilement de nombreuses nappes de charriage, d’où un épaississement crustal important. Vers le bas, une partie de la lithosphère continentale s’enfonce dans le manteau, tirée par la lithosphère océanique en subduc-tion : on parle de subduction continentale.

3. Ressources complémentaires ◾ Les Alpes, une chaîne de collision : http://acces.ens-lyon.fr/acces/terre/didacgeo/site/experimentation-classe-de-terrain-brianconnais/Description_seance_alpes_collision06.pdf




6 Les métagabbros du Queyras et du mont Viso

Les bonnes réponses sont. : 1c ; 2b.

7 L’Himalaya, une chaîne de collision

Le document 1 permet de constater la présence d’ophiolites en altitude dans la chaîne. Ces ophiolites sont présentes sur de vastes étendues comme le montre la carte du do cument 3. Ces roches correspondent aux vestiges d’une lithosphère océanique char-riée sur le continent. Un ancien océan devait séparer la plaque indienne de la plaque eurasienne avant la collision.

Le document 3 permet de constater la présence de granitoïdes de subduction. Ces roches de composition granitique ont été formées suite à une subduction océanique qui a entraîné la fusion partielle du manteau. Le magma formé a ensuite refroidi dans la croûte continentale formant ainsi les granitoïdes. La subduction océanique est à l’origine de la fermeture de l’océan séparant les deux plaques.

Le document 3 permet aussi de constater un épaississement crustal important sous la chaîne de montagnes avec une épaisseur pouvant atteindre 60 km. Les deux lithos-phères continentales se sont donc chevauchées entraînant l’empilement de nombreuses nappes de charriage.

Le document 2 montre la présence de coésite. Ce minéral est une forme particulière de quartz indiquant que la croûte continentale a été portée à une ultra haute pression. Seul le phénomène de subduction continentale peut expliquer la présence de ce miné-ral dans la croûte continentale.

L’ensemble de ces observations caractérise une chaîne de collision avec la présence initiale d’un océan entre les deux lithosphères continentales. Puis, la fermeture océa-nique par le phénomène de subduction océanique a permis le chevauchement des deux continents avec un important épaississement crustal. Enfin, la lithosphère continen-tale continue aujourd’hui de subduire, suite aux énormes forces de compression aux-quelles les deux masses continentales sont soumises.

8 La traction d’une plaque en subduction

Pour un âge de 50 Ma, l’épaisseur de la plaque océanique est de : e = 67 km. La den-sité de la lithosphère océanique est alors de : 3,275.

Pour un âge de 100 Ma, l’épaisseur de la plaque est de 95 km avec une densité de 3,282. À 200 Ma, la lithosphère océanique présente une épaisseur de 134 km avec une den-sité de 3,286.

Ainsi, on constate qu’en vieillissant, la lithosphère océanique s’enfonce finalement dans l’asthénosphère car sa densité augmente et dépasse celle de cette dernière. On sait qu’au cours de cette subduction, les roches de la lithosphère subiront un méta-


morphisme qui fera apparaître des roches de densités élevées (schiste bleu, éclogite). La partie de la lithosphère en subduction exerce une traction sur l’ensemble de la lithosphère océanique et joue donc un rôle moteur dans le déplacement de la plaque.

9 Le massif de l’Oisans, témoin de l’histoire alpine

1. Sur la coupe géologique, on constate que le massif du Taillefer est découpé par de nombreuses failles normales, bordées à l’est par une grande quantité de sédiments déposés au cours du Jurassique. Une tectonique en distension a donc affecté la croûte continentale au Jurassique, tectonique au cours de laquelle s’est formé le bassin sédi-mentaire. Il s’agit de vestiges d’une marge passive qui bordait l’océan alpin pendant le Jurassique, le massif du Taillefer étant considéré comme un ancien bloc basculé.

À la base du bassin sédimentaire, une faille inverse découpe les différentes roches. Il s’agit d’une faille inverse caractérisant une tectonique en compression. Cette faille s’est formée au cours d’une phase compressive associée à la collision.

Le massif du Taillefer a donc enregistré deux épisodes de l’histoire géologique des Alpes : l’océanisation et la collision.

10 L’histoire des Alpes racontée par les métagabbros

L’observation macroscopique et microscopique des différentes roches présentées per-met de déterminer les compositions minéralogiques de chacune d’elle. Il est alors pos-sible, en fonction des associations minérales trouvées, de placer chaque roche dans le diagramme PT. Les élèves constatent que les conditions PT sont différentes pour chaque roche avec du gabbro à l’éclogite, une diminution des températures et une forte augmentation de la pression. Sachant que ces roches ont toute la même com-position chimique, seul le phénomène de subduction peut expliquer l’évolution des conditions PT subies par les roches de la croûte océanique.

Partie 2

125Chapitre 3. Zone de subduction et production de croûte continentale

chapitre 3

Zone de subduction et production de croûte continentale


Le volcanisme des zones de subduction (p. 190-191)


Dans les zones de subduction, des volcans émettent des laves souvent visqueuses associées à des gaz et leurs éruptions sont fréquemment explosives.

– Recenser, extraire et organiser des informations afin d’établir une relation entre la composition des magmas et l’explosivité des éruptions.– Comprendre qu’un effet peut avoir plusieurs causes.


La distinction volcanisme effusif – volcanisme explosif est effectuée dès la classe de 4e où les élèves ont alors établi la relation entre le volcanisme explosif et les zones de subduction. Il s’agit maintenant de préciser quelques caractéristiques de ce volcanisme.

Le document 1 présente l’Indice d’Explosivité Volcanique (VEI) permettant aux élèves d’estimer la dangerosité des volcans associés aux zones de subduction.

Les éruptions explosives se caractérisent par une quantité très importante de produits rejetés. Le document 2 présente les matériaux solides et les gaz rejetés. Les élèves peuvent comprendre, là aussi, l’extrême dangerosité de certains produits rejetés. Ils constatent que le principal gaz rejeté est l’eau, ce qui permettra par la suite d’établir une relation avec le magmatisme de ces zones.

Une des caractéristiques principales des « volcans gris » est l’absence de coulées de lave du fait de la grande viscosité de celle-ci. Le document 3 rappelle la présence de nuées ardentes aux cours des éruptions explosives et la formation du dôme de lave visqueuse. La viscosité de la lave est expliquée dans le document 4 qui présente aussi une comparaison de viscosités entre différentes roches volcaniques et des produits connus des élèves. Ils constatent ainsi que les roches volcaniques associées aux zones de subduction, andésite et rhyolite, correspondent à des laves à viscosités très élevées.


Informations déduites de l’analyse des documentsDoc. 1 : Les volcans des zones de subduction (tous les volcans présentés sauf le Kilauea) sont dangereux par l’énorme quantité de produits rejetés ainsi que par l’énergie consi-dérable évacuée au cours d’une éruption responsable de la formation de colonnes érup-tives s’élevant à haute altitude.

Doc. 2 : Le gaz principal rejeté lors d’une éruption est l’eau.


Doc. 3 : L’explosivité des éruptions est due à la présence d’une grande quantité de gaz (en particulier de vapeur d’eau) dans le magma. Ces gaz sous pression dans une lave visqueuse ne peuvent s’échapper. Lorsque la pression est trop élevée l’explosion se pro-duit, pulvérisant une partie du volcan et formant un immense cratère. Ce dernier sera ensuite comblé par la lave visqueuse qui, ne pouvant pas s’écouler, formera un dôme.

Doc. 4 : Les laves basaltiques présentent la viscosité la plus faible des trois roches présentées avec une viscosité proche de 104 poises alors que l’andésite possède une viscosité supérieure à 106 poises et la rhyolite une viscosité proche de 1012 poises, similaire à celle de la glace.

Synthèse : réponse au problème à résoudreLe volcanisme des zones de subduction est explosif, formant des « volcans gris » pou-vant être très dangereux pour les populations environnantes. Certains présentent un VEI particulièrement élevé avec l’émission d’une quantité considérable de matériaux solides et de gaz parfois toxiques. Le rejet de nuées ardentes participe aussi à la dan-gerosité de ces volcans. Ces volcans des zones de subduction ont la particularité de rejeter des laves d’une grande viscosité responsables en partie de l’explosivité et de la formation d’un dôme volcanique.

3. Ressources complémentaires ◾ Compléments scientifiques sur la viscosité des magmas : http://www.cnrs.fr/cw/dossiers/dosgeol/01_decouvrir/02_subduction/04_subduction_plaques/01_terrain/03a_plus.htm


Les roches magmatiques des zones de subduction (p. 192-193)


Si une fraction des magmas arrive en surface (volcanisme), la plus grande partie cristallise en profondeur et donne des roches à structure grenue de type granitoïde.

– Recenser, extraire et organiser des informations à partir d’observations macro et microscopiques.– Établir une relation entre la composition minéralogique des roches et leur composition chimique.Utiliser le microscope polarisant.


Après avoir présenté l’intense activité magmatique des volcans des zones de subduc-tion, il s’agit ici d’étudier les roches issues du refroidissement de ces magmas. Ces roches sont de deux types, volcaniques et plutoniques.

L’ensemble du document 1 illustre les caractéristiques des deux roches volcaniques principales trouvées dans les zones de subduction : l’andésite et la rhyolite. L’observa-tion au microscope polarisant de lames minces permet de constater la structure micro-


litique de ces roches, rappelant celle du basalte observée en classe de Première S. L’identification des minéraux s’effectue à l’aide des fiches présentées pages 402 à 405.

Le document 2 permet aux élèves de comparer la structure et la composition minéra-logique d’une roche plutonique, la diorite, et des roches volcaniques du document 1.

Le document 3 présente les compositions minéralogiques des roches des zones de subduction ainsi que celle du basalte. Il s’agit ici de permettre aux élèves de consta-ter la richesse en minéraux hydroxylés des roches des zones de subduction. Une rela-tion pourra être établie plus tard avec le rôle de l’eau dans la fusion partielle du man-teau lithosphérique à l’origine des magmas.


Informations déduites de l’analyse des documentsDoc. 1 et 2 : Identification des minéraux à partir de l’observation microscopique des lames minces et des fiches d’identification des pages 402 à 405.

Doc. 3 : Certains minéraux sont présents dans les roches des zones de subduction et absents dans le basalte : c’est le cas de la biotite, de la muscovite et des amphiboles. Ces minéraux ont la particularité d’être hydroxylés (radical –OH), c’est-à-dire, en considérant leurs compositions chimiques en oxydes, de posséder de l’eau.

Doc. 3 : L’eau présente dans les roches des zones de subduction provient du magma issu de la fusion partielle de la péridotite. Sachant que le manteau ne contient pas d’eau, elle ne peut venir que de la plaque océanique en subduction, hydratée par l’eau de mer avant son plongement.

Synthèse : réponse au problème à résoudreLes roches magmatiques des zones de subduction sont de deux types : volcaniques lorsqu’elles refroidissent en surface et plutoniques lorsqu’elles refroidissent lente-ment en profondeur. Les roches les plus caractéristiques sont l’andésite et la rhyolite, roches volcaniques dont les équivalents plutoniques sont respectivement la diorite et le granite. Toutes ces roches présentent une richesse en minéraux hydroxylés, indiquant l’inter vention de l’eau dans le magmatisme de ces zones de subduction.

3. Ressources complémentaires ◾ Compléments scientifiques : « Comprendre et enseigner la planète Terre », Caron, Éd. Ophrys.



La genèse des magmas des zones de subduction (p. 194-195)


La déshydratation des matériaux de la croûte océanique subduite libère de l’eau qu’elle a emmagasinée au cours de son histoire, ce qui provoque la fusion partielle des péridotites du manteau sus-jacent.

– Recenser, extraire et organiser des informations afin de comprendre les conditions de fusion partielle de la péridotite en zones de subduction.– Organiser des informations à partir de modèles.– Utiliser les TIC.


Cette double page présente des données scientifiques ayant permis de construire un modèle de l’origine du magmatisme des zones de subduction.

Le document 1 présente des données scientifiques, à la fois thermiques et sismiques, permettant aux élèves de déterminer les conditions de pression et de température de formation du magma au niveau des zones de subduction. Il s’agit de constater avec le logiciel « Subduction » que ces conditions ne permettent pas la fusion partielle d’une péridotite anhydre. Seule l’hydratation du manteau permet la fusion partielle des péridotites (le géotherme recoupe le solidus des péridotites hydratées) au niveau des zones de subduction.

Le document 2 illustre les réactions métamorphiques à l’origine des différents méta-gabbros présentés page 172. Les élèves comprennent que les différents minéraux obser-vés dans ces roches ont pour origine des réactions métamorphiques où l’eau joue un rôle considérable.

Le document 3 décrit le modèle global de la genèse des magmas en zone de subduc-tion. Il s’agit pour l’élève d’établir un lien entre l’hydratation et la déshydratation de la croûte océanique, les réactions du métamorphisme dans cette croûte et la fusion partielle du manteau à l’origine du magmatisme intense des zones de subduction. Le rôle de l’eau océanique est souligné et permet de revenir sur l’importante quantité de vapeur d’eau dégagée au cours des éruptions (Activités pratiques 1) et sur la pré-sence de minéraux hydroxylés dans les roches magmatiques de ces zones de subduc-tion (Activités pratiques 2).


Informations déduites de l’analyse des documentsDoc. 1 : Les données sismiques à l’aplomb de l’arc volcanique montre que les plans de Benioff se recoupent entre 80 et 150 km de profondeur et que, quelle que soit le zone de subduction considérée, c’est toujours à l’aplomb de cette zone que se situe l’arc volcanique. Le magma doit donc prendre naissance au niveau de ces profondeurs. Les données thermiques indiquent qu’entre 80 et 150 km de profondeur, les tempé-ratures du manteau varient entre 1 000 et 1 100 °C. Les données expérimentales mon-trent que pour de telles températures et aux profondeurs considérées, la péridotite du manteau ne fond pas. Seule l’hydratation des péridotites permet une fusion partielle aux conditions P et T définies pour les zones de subduction.


Doc. 2 : La réaction 1 se produit entre les domaines VII et V, au niveau du trajet en pointillé. La réaction 2 se place entre les domaines V et IV. La réaction 3 se situe entre les domaines IV et II. Enfin, la réaction 4 a lieu entre le domaine II et les domaines III et VI.

Doc. 2 et 3 : Au cours de son histoire, la croûte océanique subit une hydratation par l’eau océanique. Cette eau participe aux réactions métamorphiques et entraîne la for-mation de minéraux hydroxylés (amphiboles par exemple) dans les métagabbros. Au cours de la subduction, les conditions de pression et de température entraînent de nou-velles réactions métamorphiques à l’origine d’une déshydratation de la croûte océa-nique. Cette eau hydrate les péridotites du manteau sus-jacent et permet leur fusion par-tielle formant un magma à l’origine de l’activité magmatique des zones de subduction.

Synthèse : réponse au problème à résoudreAu cours de la subduction, les roches de la plaque océanique plongeante subissent des réactions métamorphiques entraînant leur déshydratation. Cette eau hydrate les péri-dotites du manteau entraînant leur fusion partielle. Le magma ainsi formé remonte et peut atteindre la surface (volcanisme explosif) ou rester dans la croûte continentale et refroidir lentement (plutonisme).

3. Ressources complémentaires ◾ Compléments scientifiques : « Comprendre et enseigner la planète Terre », Caron, Éd. Ophrys.


La mise en place de nouveaux matériaux continentaux (p. 196-197)


Un magma, d’origine mantellique, aboutit ainsi à la création de nouveau matériau continental.

– Recenser, extraire et organiser des informations afin de comprendre l’accrétion continentale.– Organiser des informations à partir du modèle de cris-tallisation d’un magma.


En classe de Première S, les élèves ont étudié la mise en place de la lithosphère océa-nique au niveau des dorsales océaniques. Il s’agit ici de présenter les conditions de formation d’une nouvelle croûte continentale.

Le document 1 a pour objectif de définir l’accrétion continentale à partir d’un exemple concret situé au niveau du Pérou. Cette région, correspondant à une zone de subduc-tion actuelle, présente une quantité importante de roches plutoniques de composition granitique, c’est-à-dire de nouveaux matériaux continentaux.


Le document 2 présente l’accrétion continentale au cours des temps géologiques. L’élève peut constater que si le volume des continents s’est considérablement accru pendant le Protérozoïque, il est aujourd’hui constant, formation et destruction de croûte continentale s’équilibrant.

Le document 3 permet de comprendre la production d’une grande diversité de roches de composition granitique (granitoïdes) à partir d’un même magma, au niveau des zones de subduction. Le phénomène de différenciation magmatique est illustré par un schéma. Les élèves visualisent ainsi l’ordre d’apparition des minéraux au cours du refroidissement d’un magma de composition basaltique et comprennent l’enri-chissement progressif en silice du liquide résiduel. Ils constatent que le terme ultime de la différenciation est le granite mais que des roches de composition intermédiaire peuvent se former.


Informations déduites de l’analyse des documentsDoc. 1 : L’accrétion continentale est l’augmentation du volume de la croûte continen-tale par apport de matière issue du magmatisme des zones de subduction.

Doc. 2 : La production de croûte continentale au cours des temps géologiques n’est pas constante. Très faible à l’Archéen, le volume des continents croît considérable-ment au cours du Protérozoïque. Actuellement, on constate que le volume des conti-nents est constant, c’est-à-dire que la formation de croûte continentale au niveau des zones de subduction et destruction s’équilibrent.

Doc. 3 : Au cours de son refroidissement dans la chambre magmatique, le magma subit une différenciation par cristallisation fractionnée. Les premiers minéraux qui apparaissent sont pauvres en silice (olivine, pyroxènes) ce qui enrichit relativement le liquide résiduel en silice. Ainsi, au fur et à mesure du refroidissement et de la for-mation de nouveaux minéraux, le liquide magmatique devient de plus en plus riche en silice. Le terme ultime de cette cristallisation est donc la formation de roches de composition granitique.

Synthèse : réponse au problème à résoudreLa formation d’une nouvelle croûte continentale s’effectue au niveau des zones de subduction par cristallisation des magmas issus de la fusion partielle des péridotites du manteau lithosphérique hydraté. Ces magmas, piégés dans la croûte continentale, subissent une différenciation au cours de leur refroidissement très lent, ce qui abou-tit à la formation d’une grande diversité de roches plutoniques de composition grani-tique. À cette différenciation magmatique peut s’ajouter une contamination en silice des magmas par les roches de la croûte continentale encaissante.

3. Ressources complémentaires ◾ Compléments scientifiques sur la cristallisation fractionnée : http://www2.ggl.ulaval.ca/personnel/bourque/s2/r.ign.html

◾ Manuel universitaire : « Éléments de géologie » ; Pomerol, Éd. Dunod.




6 Le magmatisme des zones de subduction

Les bonnes réponses sont : 1b ; 2d ; 3a.

7 Le rôle de l’eau dans la fusion partielle du manteau

La photographie de gauche du document 1 permet d’observer au sein d’un gabbro océanique, la présence d’amphibole verte entre un pyroxène et un plagioclase. Il s’agit d’une réaction du métamorphisme (la réaction 1 du document 2) transformant un gab-bro océanique en métagabbro de type schiste vert en présence d’eau océanique. Il s’agit donc ici d’une illustration de l’hydratation des roches de la croûte océanique au cours du vieillissement de cette dernière.

La photographie de droite illustre la réaction 3 du document 2 avec la formation de glaucophane entre un pyroxène et un plagioclase altéré. Cette réaction entraîne la libé-ration d’eau. Il s’agit donc ici de l’illustration de la déshydratation de la croûte océa-nique au cours de la subduction.

Le document 3 permet de constater que seule une péridotite hydratée peut entrer en fusion partielle pour des températures mantelliques régnant à l’aplomb de l’arc mag-matique. En effet, le géotherme recoupe le solidus des péridotites hydratées entre 80 et 120 km de profondeur, ce qui correspond aux profondeurs auxquelles le magma prend naissance au sein du manteau lithosphérique. Cette hydratation des péridotites provient des réactions du métamorphisme dans la plaque plongeante qui entraînent une libé-ration d’eau (réaction 3 du document 2) dans le manteau situé au-dessus de la plaque océanique en subduction. Ainsi, après avoir été hydratée au cours de son vieillisse-ment, la croûte océanique se déshydrate pendant la subduction. L’ensemble de ces réactions du métamorphisme est à l’origine du magmatisme des zones de subduction.

8 Formation de la croûte terrestre au cours des temps géologiques

À l’Archéen, le gradient géothermique est tel qu’il recoupe le solidus du basalte hydraté avant que celui-ci ne se déshydrate. Ainsi, les basaltes hydratés de la croûte océanique en subduction entrent en fusion partielle et permettent la formation d’un magma qui, en refroidissant, forme des matériaux continentaux.

Après l’Archéen, le gradient géothermique de la Terre a diminué. On constate alors que la déshydratation du basalte s’effectue avant la fusion partielle du basalte hydraté. Ainsi, au cours la subduction, les basaltes de la croûte océanique se déshydratent entraî-nant la fusion partielle des péridotites du manteau sus-jacent. Le magma formé est à l’origine de nouveaux matériaux continentaux.

La croûte continentale à donc eu une double origine au cours des temps géologiques : avant 2,5 milliards d’années, la fusion partielle des basaltes de la croûte océanique plongeante, après 2,5 milliards d’années, la fusion partielle des péridotites du manteau.


9 La cristallisation fractionnée

Le diagramme de Bowen illustre l’apparition des minéraux au cours du refroidisse-ment lent d’un magma. En considérant les différents niveaux horizontaux successifs, on observe par exemple la formation de pyroxènes et de plagioclase calcique, ce qui correspond à la composition minéralogique du basalte et du gabbro. Ces minéraux, pauvres en silice, se séparent du liquide magmatique, ce qui a pour conséquence d’enri-chir ce dernier en silice. Au fur et à mesure du refroidissement, le liquide devient de plus en plus riche en silice. L’association amphiboles, biotite et plagioclase correspond à l’andésite et à la diorite. Les minéraux cristallisant en dernier sont riches en silice et forment des roches telles que la rhyolite ou le granite. Ainsi, une grande diversité de roches magmatiques se forme au niveau des zones de subduction.

10 Une grande diversité de roches magmatiques dans les zones de subduction

Le logiciel Magma permet de choisir dans un premier temps le contexte géodyna-mique souhaité. Il s’agit ici de sélectionner la zone de subduction. Une composition initiale de magma est proposée mais il est possible de modifier cette composition en ajoutant de l’eau ou de la silice par exemple. Le logiciel permet aussi de faire varier la vitesse de refroidissement.

Les exemples donnés montrent les résultats de cristallisations virtuelles à partir de mag-mas de composition andésitique enrichis ou non et refroidis rapidement ou lentement.

L’exemple 1 correspondrait à une diorite, l’exemple 2 à une andésite. L’exemple 3 cor-respondrait à une roche proche du granite, l’exemple 4 à une roche proche d’une rhyolite.

Partie 2

133

chapitre 4

Chapitre 4. La disparition des reliefs

La disparition des reliefs


L’aplanissement des chaînes de montagnes (p. 210-211)


Les chaînes de montagnes anciennes ont des reliefs moins élevés que les plus récentes. On y observe à l’affleurement une plus forte proportion de matériaux transformés et/ou formés en profondeur.

– Recenser, extraire et organiser des informations afin d’établir une relation ente les vitesses d’érosion et le temps nécessaire à l’aplanissement d’une chaîne de montagnes.


Cette double page est une approche globale de l’aplanissement des chaînes de mon-tagnes au cours des temps géologiques.

Le document 1 présente les principaux massifs montagneux français avec pour objec-tif d’établir une relation entre leur âge et leur niveau d’aplanissement. Les élèves com-prennent ainsi que plus les massifs sont anciens, plus les sommets sont « rabotés », avec des altitudes de plus en plus faibles. Cette diminution d’altitude au cours des temps géologiques peut être estimée par différentes méthodes dont la thermochrono-logie, décrite dans le document 2. Cette technique, couramment utilisée par les scien-tifiques, est un peu complexe dans le détail. Mais le principe de base peut être com-pris des élèves. L’objectif principal est de leur montrer qu’il est possible d’estimer une vitesse d’érosion pour un massif donné.

Le document 3 illustre d’une façon plus générale, le temps nécessaire à l’aplanisse-ment d’une chaîne de montagne. En comparant les vitesses d’érosion calculées pour les exemples cités dans le texte avec l’évolution de l’altitude d’une chaîne déduite du graphique, les élèves s’aperçoivent qu’un phénomène ralentit l’aplanissement. Nous verrons plus tard qu’il s’agit du réajustement isostatique qui entraîne la remontée de roches profondes.


Informations déduites de l’analyse des documentsDoc. 1 : Les paysages présentés montrent des différences importantes entre les massifs formés à l’ère Primaire et les massifs plus récents. Pour les premiers (Massif armori-cain et Massif central), les sommets sont relativement aplanis, formant des collines. Alors que pour les seconds (Pyrénées et Alpes), on observe des sommets en forme de pics abrupts avec des altitudes élevées.

Doc. 2 : La thermochronologie permet de reconstituer l’histoire thermique de cer-tains minéraux, c’est-à-dire de déterminer les moments où ces minéraux (l’apatite par exemple) ont franchi les isothermes 110 °C et 60 °C au cours de leur remontée vers la


surface du fait de l’érosion. La hauteur de roches entre les deux isothermes est assi-milée à la hauteur de roches déblayée en surface pendant le même temps. Une vitesse d’érosion peut donc être déduite.

Doc. 3 : Dans les Alpes centrales, on trouve une vitesse d’érosion de 63 cm pour 1 000 ans soit 630 mètres pour 1 Ma. Dans l’Himalaya, les vitesses d’érosion cal-culées sont d’environ 1 000 mètres pour 1 Ma. À ces vitesses-là, une chaîne de mon-tagnes serait aplanie en quelques millions d’années. Or, on constate sur le graphique qu’environ 90 millions d’années sont nécessaires pour aplanir une chaîne de mon-tagnes. Un phénomène ralentit l’aplanissement et permet la remontée de roches pro-fondes (une épaisseur de 20 à 25 km de roches pouvant être enlevée en quelques mil-lions d’années !).

Synthèse : réponse au problème à résoudreLe temps nécessaire pour qu’une chaîne de montagnes s’aplanisse est d’environ 90 Ma. Deux phénomènes semblent s’opposer : l’érosion qui enlève des matériaux en surface et une remontée de roches profondes qui ralentit l’aplanissement.

3. Ressources complémentaires ◾ Compléments scientifiques : http://www2.ggl.ulaval.ca/personnel/bourque/s3/erosion.isostasie.html

135Chapitre 4. La disparition des reliefs


L’altération des roches (p. 212-213)


Les parties superficielles des reliefs tendent à disparaître. Altération et érosion contribuent à l’effacement des reliefs.

Recenser, extraire et organiser des informations afin de comprendre les mécanismes d’altération physique et chimique des roches.


Au collège, en classe de Cinquième, les élèves ont abordé le phénomène d’érosion et compris que le modelé du paysage s’explique en grande partie par l’action de l’eau sur les roches. Il s’agit dans cette double page de préciser cette action en distinguant les processus physiques des processus chimiques. Les élèves comprennent ici que l’alté-ration correspond à une modification des propriétés physico-chimiques des roches et permet la formation de différents matériaux qui seront ensuite enlevés par l’érosion, avec pour conséquence l’effacement progressif des reliefs.

Le document 1 illustre les processus d’altération physique avec l’action de quelques agents choisis parmi les principaux. Le document 2 détaille les processus d’hydro-lyse, principale réaction chimique de l’altération. L’objectif est de montrer aux élèves que sous l’action de l’eau c’est la charpente même du minéral qui est modifiée, per-mettant la mise en solution d’ions et la formation d’argiles. Ces ions en solution sont ensuite lessivés ou non selon leur potentiel ionique. Le document 3 présente le dia-gramme de Goldschmidt illustrant le comportement d’ions selon leur potentiel ionique. L’objectif est d’établir un lien entre la solubilité des ions et la formation de futures roches. Il est possible ici d’aborder l’existence d’une famille de roches nouvelle pour les élèves, les roches résiduelles.


Informations déduites de l’analyse des documentsDoc. 1 : Les agents responsables de la désagrégation mécanique des roches sont :– les alternances gel-dégel, avec une augmentation du volume de l’eau solide entraî-nant la fracturation des roches ;– les variations brutales de températures, en particulier pour des roches composées de minéraux n’ayant pas le même coefficient de dilatation ;– l’action des glaciers qui exercent une forte pression sur les roches au cours de leur déplacement ;– le développement des racines au sein des roches entraînant l’agrandissement des fissures et favorisant l’altération chimique.

Doc. 2 : Les ions H+ de l’eau vont permettre la mise en solution de cations situés dans la charpente silicatée de minéraux tels que les micas ou les feldspaths. Ainsi, la structure de ces derniers est modifiée et de nouveaux minéraux se forment (minéraux argileux).

Doc. 3 : Les cations solubles, évacués vers les océans, vont constituer les roches cal-caires dans le cas du Ca par exemple. Les cations précipitants vont être à l’origine des roches formant parfois des gisements métallifères. Les oxyanions solubles permettent la formation de carbonates ou de phosphates par exemple.


Doc. 1, 2 et 3 : L’eau intervient dans les processus d’altération physique en passant de l’état liquide à l’état solide au sein des fissures ainsi que par l’action des glaciers. Le processus d’hydrolyse reste la principale réaction chimique entraînant la destruc-tion des minéraux sous l’action de l’eau. Les ions mis en solution sont ensuite lessi-vés ou non en fonction de leur potentiel ionique.

Synthèse : réponse au problème à résoudreOn distingue deux types d’altération : l’altération physique et l’altération chimique. Des facteurs climatiques et biologiques sont responsables de la première. L’hydrolyse est le processus chimique principal de la deuxième.

3. Ressources complémentaires ◾ Manuel universitaire : « Éléments de géologie » ; Pomerol, Éd. Dunod


Le transport des produits issus de l’altération (p. 214-215)


Les produits de démantèlement sont transportés sous forme solide ou soluble, le plus souvent par l’eau, jusqu’en des lieux plus ou moins éloignés où ils se déposent (sédimentation).

– Recenser, extraire et organiser des informations afin de comprendre les modalités et l’importance du transport des produits issus de l’altération.– Percevoir le lien entre sciences et techniques.


Le transport des produits issus de l’altération des roches a été évoqué en classe de Cinquième. Il s’agit ici de préciser les modalités de ce transport et d’en déterminer l’impor tance en estimant les flux sédimentaires.

Le document 1 présente les modalités du transport des produits de démantèlement des reliefs en distinguant le transport des éléments en solution et le transport des éléments en suspension. L’ensemble de ces éléments transportés constitue la charge sédimen-taire d’un cours d’eau. Le document 2 donne un exemple d’estimation de cette charge pour un cours d’eau provenant des Alpes, l’Isère, et permet aux élèves de comprendre qu’il est possible d’en déduire la quantité totale de matériaux enlevée à la chaîne aux Alpes au niveau du bassin de l’Isère.

Le document 3 permet d’avoir une vision globale de l’action des plus grands fleuves sur l’érosion des continents. Une vitesse d’érosion globale est indiquée, mais les élèves constatent de grandes disparités entre les bassins fluviaux, disparités sur lesquelles il est possible de réfléchir.



Informations déduites de l’analyse des documentsDoc. 1 et 2 : Les produits de l’altération des roches sont transportés dans les cours d’eau en suspension ou en solution. Concernant les particules de grande taille, le trans-port s’effectue en roulant ou en glissant au fond de l’eau. Des blocs rocheux peuvent aussi être déplacés lors de crues.

La mesure de la charge sédimentaire d’un cours d’eau provenant d’un massif monta-gneux permet d’estimer la quantité de matière enlevée à ce massif au niveau du bas-sin fluvial. La superficie du bassin étant connue, un bilan d’érosion pour ce bassin peut être déterminé.

Doc. 4 : Les vitesses d’érosion les plus élevées concernent les bassins de chaînes actives avec pour l’Himalaya, les bassins du Brahmapoutre, du Gange et de l’Irrawaddy, pour la cordillère des Andes, le bassin du Magdalena et pour les Alpes, le bassin du Rhône.

Doc. 1 à 4 : Altération et érosion mobilisent une grande quantité de matériaux rocheux qui sont ensuite transportés et déposés dans des bassins. Les mesures de flux sédimen-taires permettent d’estimer le volume de roches enlevé aux continents. Une vitesse d’érosion globale peut donc être estimée : elle avoisinerait 100 à 150 mm par millier d’années. Ainsi, au cours des temps géologiques, altération et érosion, contribuent à l’effacement des reliefs.

Synthèse : réponse au problème à résoudreLes produits issus de l’altération sont transportés en suspension et en solution le plus souvent par les cours d’eau. Ainsi, les reliefs diminuent au cours du temps. Les maté-riaux issus de l’érosion se déposent ensuite dans des bassins sédimentaires.

3. Ressources complémentaires ◾ Manuel universitaire : « Éléments de géologie » ; Pomerol, Éd. Dunod



Des réajustements isostatiques (p. 216-217)


Des réajustements isostatiques participent aussi à la dis-parition des reliefs.

– Recenser, extraire et organiser des informations à partir de modèles.– Manipuler un modèle.


Au cours des Activités pratiques 1, les élèves ont constaté qu’un mécanisme permet-tait la remontée de roches profondes et ralentissait ainsi l’aplanissement des chaînes de montagnes. Il s’agit d’expliciter ce phénomène nommé réajustement isostatique en établissant un lien avec les documents des pages 144 et 145 décrivant l’isostasie.

Le document 1 illustre la présence en surface de granites, roches magmatiques pluto-niques, c’est-à-dire formées en profondeur. Les techniques permettant de déterminer l’âge et la profondeur de cristallisation de ces granites sont explicitées. En revanche, les scientifiques ne connaissent pas la profondeur de formation du magma. Quoiqu’il en soit, les élèves comprennent que des roches formées en profondeur se trouvent actuellement en surface. Cette remontée de roches profondes s’explique par des réa-justements isostatiques modélisés dans le document 2 pour les Alpes. Ce modèle per-met aux élèves de constater l’importance du rebond isostatique, en particulier dans la zone interne, zone où les reliefs sont les plus élevés et où l’érosion est importante. Les élèves peuvent ainsi établir une relation entre l’isostasie et l’érosion.

Le document 3 précise la proportion du réajustement isostatique par rapport à l’éro-sion et présente un modèle illustrant la remontée de roches profondes au cours de l’aplanissement d’une chaîne de montagnes. Les élèves peuvent établir un lien entre ce modèle et le graphique présenté dans le document 3 page 211.

Le document 4 présente un modèle pouvant être élaboré en classe. Il permet d’illustrer le fait que l’érosion, en enlevant de la matière en surface, allège la masse rocheuse avec une remontée de roches profondes par réajustement isostatique. La notion de racine crustale peut être précisée et une relation peut être établie avec le modèle d’Airy (pré-senté page 145) et les enregistrements de sismique réflexion sous les Alpes (page 176).


Informations déduites de l’analyse des documentsDoc. 1 : Les techniques de géochronologie associées à la connaissance des tempéra-tures de cristallisation des minéraux et du gradient géothermique possible de l’époque, permettent de déterminer l’âge et la profondeur de cristallisation d’un magma. Cepen-dant, le magma s’est formé plus profondément avant de remonter et de lentement cris-talliser. La profondeur de formation du magma n’est donc pas connue par la technique d’étude des granites.

Doc. 2 : Ce modèle permet de constater que le rebond isostatique est maximal dans la zone interne des Alpes, c’est-à-dire la zone où l’érosion est la plus importante du fait de la hauteur des reliefs. En s’éloignant de la zone interne, les reliefs sont moins éle-vés, l’érosion est donc moins importante et le rebond isostatique diminue.


Doc. 1 à 4 : L’isostasie permet la remontée de roches profondes et la disparition de la racine crustale au cours des temps géologiques.

Synthèse : réponse au problème à résoudreL’érosion enlève du matériel continental en surface ce qui allège la masse rocheuse continentale. Afin de conserver l’équilibre isostatique, une remontée de croûte conti-nentale profonde se produit, on parle de rebond isostatique. Ainsi, avec l’aplanissement progressif de la chaîne de montagnes, des roches plutoniques sont amenées en surface.

3. Ressources complémentaires ◾ Compléments scientifiques : http://www2.ggl.ulaval.ca/personnel/bourque/s3/erosion.isostasie.html


L’étirement des chaînes de montagnes (pages 218-219)


Des phénomènes tectoniques participent aussi à la dis-parition des reliefs.

– Recenser, extraire et organiser des informations à partir de modèles.– Organiser des informations afin d’établir une relation entre des phénomènes tectoniques et l’aplanissement des chaînes de montagnes.


L’observation d’indices d’extension au cœur des chaînes de montagnes a fait l’obj et, il y a quelques années, de débats au sein de la communauté scientifique. Actuelle-ment, les géologues pensent que cette distension indique un « effondrement » de la chaîne dans sa partie centrale sous l’effet du poids des reliefs. Ce phénomène parti-cipe à l’aplanissement de la chaîne de montagnes.

Le document 1 présente les données de terrain et les données sismiques qui signent une extension. Les élèves ont déjà vu que la présence de failles normales actives signe une tectonique en extension. Les données sismiques sont présentées sous la forme d’une carte géologique sur laquelle ont été placés les mécanismes au foyer de nom-breuses failles. Il ne s’agit pas d’expliquer aux élèves le principe de la construction de ces mécanismes, mais simplement de leur montrer qu’il est possible, grâce aux enre-gistrements sismiques, de déterminer les directions de déplacement des roches le long d’une faille. Les élèves peuvent établir une relation entre les différents symboles et la localisation des failles : normales, inverses ou décrochantes (à noter, comme cela est indiqué dans le manuel, que des symboles légèrement différents de ceux représentés en légende, indiquent que les failles normales ou inverses peuvent, en même temps, être légèrement décrochantes). L’objectif ici est de leur montrer que les données sismiques indiquent la présence de nombreuses failles normales dans la partie interne des Alpes.


L’objectif du document 2 est de montrer aux élèves la conformité entre les données géodésiques qui montrent une extension est-ouest des Alpes occidentales et les don-nées sismotectoniques qui indiquent un étirement de la zone interne avec l’activité de nombreuses failles normales.

Le document 3 présente un modèle, au niveau des Alpes, illustrant le jeu des diffé-rentes forces qui interviennent au cours des temps géologiques dans l’aplanissement total de la chaîne.


Informations déduites de l’analyse des documentsDoc. 1 : Quasiment toutes les failles actives dans la zone interne des Alpes sont des failles normales avec, pour certaines une composante décrochante.

Doc. 2 : Les mesures géodésiques indiquent une extension est-ouest de la partie centrale des Alpes occidentales, avec l’éloignement de Lyon et de Turin d’environ 0,5 mm/an. Les données sismotectoniques montrent aussi une extension est-ouest de la zone interne des Alpes.

Doc. 1, 2 et 3 : Une tectonique en extension au cœur des Alpes entraîne un étirement est-ouest de la chaîne. Cet « effondrement » de la chaîne sous l’effet du poids des reliefs participe donc à l’aplanissement de la chaîne.

Synthèse : réponse au problème à résoudreL’extension constatée dans les chaînes de montagnes vers la fin de la phase de com-pression a pour conséquence un « effondrement » de la chaîne. Ainsi, cette extension contribue avec l’altération, l’érosion et les réajustements isostatiques, à l’aplanisse-ment final d’une chaîne de montagnes.

3. Ressources complémentaires ◾ Compléments scientifiques : « Les Alpes en mouvement » ; Pierre-Yves Frei, Fonds national Suisse Horizons.




7 L’aplanissement des chaînes de montagnes

Les bonnes réponses sont : 1c ; 2b.

8 Une roche latéritique : la bauxite

Le document 1 présente les caractéristiques de la bauxite. Il s’agit d’une roche très riche en alumine d’où son exploitation comme minerai d’aluminium. Elle se forme en milieu tropical à partir de l’altération du granite. Le document 3 permet de situer l’ion Al dans le diagramme de Goldschmidt. Cet ion est un cation précipitant, c’est-à-dire qu’il n’est pas évacué par l’eau lorsqu’il est mis en solution au cours de l’altération.

Le document 2 permet de comprendre la formation de la bauxite. Le granite en sur-face subit une altération importante en milieu tropical. L’altération physique entraîne la formation d’arène granitique facilitant ainsi l’altération chimique. Des argiles se forment suite aux réactions d’hydrolyse. Les ions mis en solution sont évacués ou non selon leur potentiel ionique (Z/R). L’aluminium précipite sous forme d’hydroxydes et entraîne la formation de bauxite au sein d’une cuirasse latéritique.

9 Le Massif armoricain

Le Massif armoricain, comme le Massif central et les Vosges, s’est formé au cours d’une orogenèse à la fin de l’ère Primaire ou Paléozoïque. Une chaîne de montagnes semblables à l’Himalaya actuelle, se dressait à l’ouest de l’Europe. Des granites se sont formés en profondeur dans la croûte continentale au cours de l’orogenèse. L’éro-sion et les réajustements isostatiques ont entraîné l’aplanissement de la chaîne de montagnes et la remontée de roches profondes, dont les granites, qui aujourd’hui sont visibles en surface.

10 Les chaînes de montagnes en France

Le site InfoTerre permet d’accéder à une version détaillée ou simplifiée de la carte géologique au 1/1 000 000e de la France. La topographie et la nature géologique des terrains dans une région peuvent être déterminées par les élèves et comparées d’une région à l’autre. Un tel travail, à propos du Massif central et des Alpes par exemple, permet de justifier les termes de chaînes de montagnes « ancienne » et de chaîne de montagnes « récente ».

143

146

162

Partie 3. Enjeux planétaires contemporains144

3Enjeux planétaires contemporains

Partie

Les objectifs généraux de cette partie

• Les enjeux prépondérants de ce thème :

Il s’agit de montrer comment la discipline participe à l’appréhension rigoureuse de grands problèmes auxquels l’humanité se trouve aujourd’hui confrontée. Au-delà de la préoccu-pation citoyenne qui prépare chacun à l’exercice de ses responsabilités individuelles et collectives, la perspective visée ici conduit aux métiers de la gestion publique, aux profes-sions en lien avec la dynamique de développement durable et aux métiers de l’environ-nement (agronomie, architecture, gestion des ressources naturelles). Dans cette partie, le travail de terrain est un moyen privilégié pour l’approche de la complexité des situations réelles et doit être privilégié quand cela est possible.Pour aborder le thème des « Enjeux planétaires contemporains », deux questions sont traitées :– les propriétés thermiques de la Terre comme source possible d’énergie et comme élé-ment de compréhension du fonctionnement de la planète ;– la plante domestiquée par l’Homme.Les deux chapitres de ce thème sont de natures très différentes et sont totalement indé-pendants. Ils ne seront donc pas nécessairement traités successivement.Chacun des thèmes vise à l’acquisition de connaissances scientifiques qui font partie du bagage culturel attendu d’un élève de Terminale S aujourd’hui. Pour le premier chapitre, il s’agit notamment des notions de gradient et de flux géothermique, des mécanismes de convection et de conduction ou encore de géothermie basse ou haute énergie. Pour le chapitre 2, il s’agit des notions de sélection génétique, d’hybridation, de culture in vitro ou encore de transgenèse.Cette partie du programme permet aussi de développer des capacités expérimentales :– Recenser des informations, exploiter des données ;– Réaliser des modèles analogiques ;– Utiliser des dispositifs expérimentaux (ExAO) ;– Faire des cultures in vitro.

Enfin, c’est surtout dans cette partie du programme que l’on pourra développer nombre d’attitudes, scientifiques et citoyennes :– Faire preuve d’esprit critique ;– Replacer les enjeux de la géothermie dans la problématique énergétique mondiale ;– Mesurer l’impact des progrès scientifiques et techniques ;– Percevoir le lien entre la science d’aujourd’hui et les enjeux de société.

Le chapitre 1 s’inscrit dans le prolongement de notions abordées dans les classes précé-dentes. L’énergie solaire, d’origine externe au globe terrestre, a été largement abordée dans les programmes de sciences de la Vie et de la Terre des classes de seconde et de pre-mière. Un flux thermique dont l’origine est interne se dirige aussi vers la surface. L’étudier en classe terminale est à la fois prendre conscience d’une ressource énergétique possible et un moyen de comprendre le fonctionnement global de la planète.

Partie 3. Enjeux planétaires contemporains 145

Le chapitre 2 a pour but de montrer que, directement ou indirectement (par l’alimentation des animaux d’élevage), les plantes sont à la base de l’alimentation humaine (l’étude est limitée aux angiospermes). Ces plantes constituent aussi des ressources dans différents domaines : énergie, habillement, construction, médecine, arts, pratiques socioculturelles, etc.La culture des plantes constitue donc un enjeu majeur pour l’humanité. Sans chercher l’exhaustivité, il s’agit de montrer que l’Homme agit sur le génome des plantes cultivées et donc intervient sur la biodiversité végétale. L’utilisation des plantes par l’Homme est une très longue histoire, qui va des pratiques empiriques les plus anciennes à la mise en œuvre des technologies les plus modernes.

Une correspondance entre le programme officiel

et les chapitres du manuel

Connaissances Les chapitres du manuel

La température croît avec la profondeur (gradient géothermique) ; un flux thermique atteint la surface en provenance des profondeurs de la Terre (flux géothermique).

Gradients et flux varient selon le contexte géodynamique. Le flux thermique a pour origine principale la désintégration des substances radioactives contenues dans les roches.

Deux mécanismes de transfert thermique existent dans la Terre : la convection et la conduction. Le transfert par convection est beaucoup plus efficace.

À l’échelle globale, le flux fort dans les dorsales est associé à la production de lithosphère nouvelle ; au contraire, les zones de subduction présentent un flux faible associé au plongement de la lithosphère âgée devenue dense. La Terre est une machine thermique.

L’énergie géothermique utilisable par l’Homme est variable d’un endroit à l’autre. Le prélèvement éventuel d’énergie par l’Homme ne représente qu’une infime partie de ce qui est dissipé.

chapitre 1

Géothermie et propriétés thermiques de la Terre (pages 236-259)

Act. 1 Gradient géothermique et flux géothermiqueAct. 2 Contexte géologique et ressource géothermique localAct. 3 Flux géothermique et contexte géodynamiqueAct. 4 Origine du flux thermique et transferts d’énergieAct. 5 Les transferts d’énergie et la dynamique interneAct. 6 L’exploitation par l’homme de l’énergie géothermique

La sélection exercée par l’Homme sur les plantes cultivées a souvent retenu (volontairement ou empiriquement) des caractéristiques génétiques différentes de celles qui sont favorables pour les plantes sauvages.

Une même espèce cultivée comporte souvent plusieurs variétés sélectionnées selon des critères différents ; c’est une forme de biodiversité.

Les techniques de croisement permettent d’obtenir de nouvelles plantes qui n’existaient pas dans la nature (nouvelles variétés, hybrides, etc.).

Les techniques du génie génétique permettent d’agir directement sur le génome des plantes cultivées.

chapitre 2

La plante domestiquée (pages 260-281)

Act. 1 Des plantes sauvages aux plantes cultivéesAct. 2 La sélection scientifique des végétauxAct. 3 Sélection et biotechnologies végétalesAct. 4 L’obtention de plantes transgéniquesAct. 5 Les semences, un enjeu contemporain

Partie 3


Géothermie et propriétés thermiques de la Terre


Gradient géothermique et flux géothermique (p. 238-239)


La température croît avec la profondeur (gradient géother-mique) ; un flux thermique atteint la surface en provenance des profondeurs de la Terre (flux géothermique).

Exploiter des données extraites des atlas régionaux des ressources géothermales en France, concernant la tem-pérature des fluides extraits dans ces zones.


Cette double page vise à remobiliser les acquis des élèves concernant le gradient géo-thermique vu en Première S en faisant appel à des observations de terrain que chacun peut facilement appréhender. On peut y associer la photographie de la page 237 qui montre une centrale géothermique islandaise. Elle permet ensuite de faire la distinc-tion importante, et souvent source de confusion, entre gradient géothermique et flux géothermique, notions complémentaires nécessaires à la compréhension des applica-tions énergétiques mais aussi aux transferts de l’énergie interne.

Les documents 1 et 2 répertorient quelques indices de l’existence d’une énergie interne à travers des manifestations de surface mais aussi à travers les conditions de travail des mineurs. Le panorama de la répartition de quelques stations thermales françaises peut être réinvesti dans l’activité pratique suivante.

Le document 3 permet aux élèves de remobiliser la notion de gradient géothermique et de calculer deux gradients géothermiques dans des zones différentes (Alsace et pénin-sule de Kola), résultats à comparer avec le gradient géothermique moyen.

Le document 4 permet de comprendre comment, à partir du gradient géothermique, on peut évaluer le flux géothermique. Celui-ci dépend de la conductivité thermique des roches traversées. C’est donc une première approche de la conduction : mécanisme de transfert d’énergie par agitation des atomes de proche en proche. Le flux géother-mique correspond à une libération d’énergie interne. Son calcul se réalise pour une unité de surface (le m2) et correspond au produit de deux grandeurs :– la conductivité thermique moyenne des roches, exprimée en W ? m– 1? K– 1 (on impose un flux de chaleur connu à la base d’une pastille de roche d’épaisseur donnée pendant un certain temps et on détermine la différence de température correspondante) ;– le gradient géothermique, exprimé en K ? m– 1.

Le flux géothermique s’exprime en W ? m– 2. On rappelle que le watt est une unité de puissance, 1 watt correspondant au transfert d’une énergie de 1 joule durant 1 seconde.

chapitre 1

147Chapitre 1. Géothermie et propriétés thermiques de la Terre

Remarque : La correspondance entre la température Kelvin T et la température Cel-

sius t est : T (K) = t (°C) + 273,15.

2. Les pistes de travail

Informations déduites de l’analyse des documentsDoc. 1 et 2 : Les geysers projettent par intermittence un fluide à plus de 200 °C jusqu’à une hauteur de plusieurs dizaines de mètres ; ce sont les manifestations les plus spectaculaires de l’existence d’une énergie interne. Les sources thermales ainsi que les températures importantes régnant au fond des mines (charbon, potasse) sont autant d’autres indices.

Doc. 3 : Le gradient géothermique moyen (mondial) est d’environ 30 °C pour 1 km.La courbe (presque linéaire) figurant les mesures réalisées en Alsace permet de cal-culer un gradient moyen sur les 1 300 premiers mètres : 110 °C pour une profondeur de 1 300 m soit 110/1,3 = 84,6 °C ? km– 1.Le forage le plus profond, réalisé en péninsule de Kola, a enregistré la température de 180 °C à 12 262 m soit un gradient de 180/12,262 = 14,68 °C ? km– 1. Comparés à la valeur moyenne, ces chiffres montrent qu’il existe de grosses disparités géogra-phiques entre des zones à fort gradient géothermique et des zones à très faible gradient.

Doc. 4 :– La valeur moyenne de la conductivité thermique du granite est de 3,15 W ? m– 1 ? K– 1, la valeur moyenne du gradient géothermique est de 30 °C ? km– 1 (soit 30/1 000 °C ? m– 1), donc la valeur du flux géothermique dans une zone granitique est de 0,0945 W ? m– 2

soit 94,5 mW ? m– 2.– La valeur moyenne de la conductivité thermique de sédiments de type calcaire est de 2,5 W ? m– 1 ? K– 1, la valeur moyenne du gradient géothermique est de 30 °C ? km– 1

(soit 30/1 000 °C ? m– 1), donc la valeur du flux géothermique dans une zone sédimen-taire est de 0,075 W ? m– 2, soit 75 mW ? m– 2.

Synthèse : réponse au problème à résoudreLe flux géothermique correspond à une certaine quantité d’énergie libérée à la sur-face du globe ; il s’exprime en W ? m– 2 et dépend du gradient géothermique et de la conductivité thermique des roches du sous-sol. Il présente donc des valeurs différentes selon la région étudiée.

3. Ressources complémentaires ◾ Site ressources Bordas :– Sur le site du CEA (commissariat à l’énergie atomique), une rubrique sur les différentes formes d’énergie et leurs caractéristiques pour faire le lien avec les notions de physique sur les formes d’énergie :http://www.cea.fr/jeunes/themes/les_nouvelles_energies/l_energie/les_diverses_formes_d_energie– Université de Nice-Sophia Antipolis, site de l’Université Virtuelle Environnement Développement durable, pour mieux comprendre le calcul du gradient géothermique et du flux de chaleur et faire le lien avec la loi de Fourier et les mathématiques :http://unt.unice.fr/uved/bouillante/cours/i.-la-geothermie-manifestations-quantification-origine-et-utilisations-de-la-chaleur-interne-du-globe/1.-le-gradient-geothermique/1.2.-comment-mesure-t2019on-le-gradient-geothermique-et-le-flux-de-chaleur.html



Contexte géologique et ressource géothermique locale (p. 240-241)


L’énergie géothermique utilisable par l’Homme est variable d’un endroit à l’autre.

Exploiter des données extraites des atlas régionaux des ressources géothermales en France, concernant la tem-pérature des fluides extraits dans ces zones. Exploiter les données recueillies lors d’une sortie locale dans une exploitation géothermique.


Les documents proposés permettent de mettre l’élève en situation d’investigation. Si la possibilité en est donnée, une sortie sur le terrain ou une visite auprès d’un exploi-tant permet de lancer le questionnement nécessitant un réinvestissement des notions vues auparavant en relation avec les caractéristiques géologiques du sous-sol.

Avec le document 1, les élèves sont amenés à réinvestir les notions sur le gradient géo-thermique. La carte du flux géothermique permet de voir qu’il n’y a pas systémati-quement concordance entre un gradient géothermique élevé et un flux géothermique élevé. En relation avec l’activité précédente, une explication est à rechercher dans la nature géologique du sous-sol : c’est l’objectif du document 2. Connaissant les pro-priétés géologiques et géothermiques, il est alors possible d’envisager le potentiel régional ; c’est l’objectif des deux documents 3 et 4.

Le document 1 a pour but de repérer différentes régions de métropole ayant des carac-téristiques géothermiques bien marquées. Deux cartes sont proposées :– celle de gauche présente les isothermes à 5 km de profondeur, ce qui permet de cal-culer le gradient géothermique ;– celle de droite présente le flux géothermique, c’est-à-dire l’énergie libérée en sur-face. Il est possible de repérer les concordances ou discordances entre ces deux cartes.

Le document 2 montre la localisation de quelques provinces géologiques (mas-sifs récents, anciens, volcaniques, bassins sédimentaires) ainsi que la répartition des sources thermales. Une coupe géologique présente la géologie du sous-sol sur un tran-sect allant d’Angers à Metz passant par le Bassin parisien ; les isothermes ainsi que les aquifères y sont représentés. Ce document permet de réinvestir les notions de conduc-tivité thermique des roches.

Le document 3 présente les trois possibilités d’exploitation de l’énergie du sous-sol conditionnée par la permanence, la proximité, et l’importance de la ressource. Ainsi, l’élève est amené à réfléchir à la rentabilité d’une exploitation en utilisant les connaissances géologiques précédentes. Une exploitation géothermique peut être réa-lisée en puisant l’énergie thermique des aquifères (réservoirs de grande taille, per-manents et parfois peu profonds) : il s’agit de géothermie très basse ou basse éner-gie. Elle peut aussi faire appel directement à l’énergie contenue dans les formations superficielles ou encore utiliser directement l’énergie contenue dans des fluides ou de la vapeur naturellement surchauffés. La carte indique les potentialités géothermiques basse énergie fondées sur l’exploitation des aquifères. La relation peut être faite avec l’existence des bassins sédimentaires profonds figurés dans le document 2 (Bassins parisien, aquitain et rhodanien).


Le document 4 illustre un cas concret qui pourrait être remplacé par une visite de ter-rain ou une rencontre avec un exploitant local. Il s’agit de l’exemple d’une commune proche d’Orléans. Il est alors possible de retrouver dans les trois autres documents les caractéristiques des gradients et flux géothermiques, de la nature géologique et des potentialités régionales en géothermie basse énergie.


Informations déduites de l’analyse des documentsDoc. 1 et 2 : Il est possible d’identifier des zones où la température à 5 000 mètres de profondeur est particulièrement importante (Vosges/Alsace, Massif central, Bas-sin rhodanien). Le gradient géothermique est alors très différent suivant les régions : dans le Massif central le gradient est de 44 °C ? km-1 alors qu’en Flandres, il est de 22 °C ? km– 1 seulement.

Parallèlement, la carte du flux géothermique montre des concordances et des « inco-hérences » avec la carte précédente. En effet, si le Nord de l’Alsace, le Massif central et un petit secteur du Bassin rhodanien présentent à la fois un gradient et un flux éle-vés, il n’en est pas de même pour le Bassin parisien au flux géothermique très élevé alors que le gradient n’est que moyen (c’est le cas aussi pour l’arc Alpes/Jura et les Pyrénées centrales et orientales) ; à l’inverse, la côte provençale présente un flux par-ticulièrement faible eu égard à la valeur du gradient.

Le document 2, centré sur le Bassin parisien, permet de comprendre l’origine du flux géothermique élevé : il est à mettre en relation avec l’existence de grandes nappes aquifères (l’eau ayant une conductivité thermique deux fois supérieure à celle des sédiments calcaires). Le flux géothermique élevé dans les massifs récents peut quant à lui s’expliquer par la présence de failles augmentant la conductivité thermique par la circulation de fluides.

Doc. 3 : La carte se limite aux potentialités relatives à l’exploitation des aquifères ; elle peut être mise en relation avec la carte de la répartition du flux géothermique du document 1 et avec l’existence de bassins sédimentaires visibles dans le document 2. Les Bassins parisien, aquitain, le fossé rhénan, le sud du couloir rhodanien et dans une moindre mesure, la Limagne de Clermont-Ferrand et le fossé bressan possèdent des aquifères à plus de 70 °C pouvant être exploités.

Doc. 4 : La ville d’Orléans se trouve dans une zone à fort flux géothermique (plus de 100 mW ? m– 2 (doc. 1)) au sein du Bassin parisien, bassin sédimentaire profond pré-sentant deux nappes aquifères importantes (sables du Crétacé et calcaires du Juras-sique supérieur (doc. 2)) où la température peut atteindre 70 °C (doc. 3). La nappe atteinte contient deux aquifères superposés à une profondeur de 12 et de 93 mètres, les deux aquifères sont à la même température de 10 à 15 °C, mais l’aquifère 1 pré-sente un fort débit donc un bon renouvellement et il est peu profond. Pour des raisons de rentabilité des forages et de renouvellement de la ressource, l’aquifère 1 sera pri-vilégié, il présente donc un fort potentiel géothermique.

Synthèse : réponse au problème à résoudreEn métropole (mis à part le site de Soultz), seules les ressources géothermiques très basse et basse énergie sont exploitées. Elles correspondent à des zones au fort flux géo-thermique expliqué par un gradient géothermique élevé et (ou) par la présence d’aqui-fères en profondeur comme c’est le cas dans les bassins sédimentaires profonds. La ressource géothermique potentielle doit être complétée par une étude de rentabilité incluant les coûts d’exploitation.


3. Ressources complémentaires ◾ Site ressources Bordas : – Pour retrouver la méthodologie de l’étude des sites contenus dans l’atlas régional géothermique du BRGM : http://www.cd2e.com/sites/default/files/Cd2eStatic_contenu/mercrediinfo/presentation_BRGM_oct10_geothermie.pdf– Accès direct à l’atlas régional par région avec recherche possible par commune : http://www.geothermie-perspectives.fr/18-regions/index.html– Cartes géologiques régionales en ligne éditées par le BRGM : http://www.brgm.fr/cartegeol.jsp– Dossier Géothermie (Site SVT de l’Académie de Montpellier). Fichier «kmz» pour Google Earth, élaboré par Ludovic Delorme : http://svt.ac-montpellier.fr/spip/spip.php?article81


Flux géothermique et contexte géodynamique (p. 242-243)


Gradients et flux varient selon le contexte géodynamique.À l’échelle globale, le flux fort dans les dorsales est associé à la production de lithosphère nouvelle ; au contraire, les zones de subduction présentent un flux faible associé au plongement de la lithosphère âgée devenue dense.

Exploiter l’imagerie satellitale et les cartes de répartition mondiale du flux thermique pour replacer les exploitations actuelles dans le cadre structural : magmatisme de rifting, de subduction ou de points chauds.


À travers les sites mondiaux actuellement exploités, il est possible de faire le lien avec la tectonique des plaques et de montrer qu’un contexte tectoniquement actif est néces-saire à une exploitation géothermique de haute énergie. C’est l’occasion de réinves-tir des notions concernant la subduction, les points chauds, les dorsales mais aussi d’entamer une réflexion sur l’utilisation de la géothermie comme énergie alternative à d’autres énergies, réflexion qui sera reprise dans les Activités pratiques 6.

Le document 1 montre une carte de répartition mondiale du flux géothermique ainsi que la méthode d’obtention (mesures + extrapolations), il réinvestit la notion de flux géothermique à l’échelle mondiale et permet d’en observer les irrégularités.

Le document 2 montre à la fois les exploitations actuelles haute énergie géother-mique et le potentiel des différentes régions mondiales. Il est à remarquer que prati-quement toutes les surfaces continentales peuvent être exploitées mais que, les bas-sins n’étant exploitables qu’en moyenne et basse énergie (par le biais des aquifères), seules les zones tectoniquement actives sont exploitables en haute énergie (fluides et vapeurs surchauffées permettant la production d’électricité). Ce document permet de faire le lien avec le document 1 puisque les principales productions d’électricité géo-


thermique haute énergie se trouvent dans des provinces mondiales à fort flux géother-mique. Les zones favorables sont des zones tectoniquement actives de la ceinture de feu du Pacifique (côte ouest de l’Amérique du Nord et du Sud, Philippines, Indoné-sie, Japon) et de la dorsale Atlantique. Ces zones correspondent soit à des zones en extension (dorsales, fossé d’effondrement), soit à des zones de subduction. Le lien avec la tectonique des plaques peut ainsi être réalisé.

Le document 3 propose l’étude d’un exemple français : le champ géothermique de Bouillante en Guadeloupe, associé à une zone de subduction. Le contexte tectonique global, la situation des usines géothermiques et les caractéristiques d’exploitation sont données dans le document. C’est l’occasion de souligner que ces deux usines four-nissent à elles seules presque 10 % de la consommation électrique de l’île entière, ce qui peut entamer une réflexion sur les énergies alternatives aux énergies traditionnelles.

Le document 4 présente l’exemple américain avec le champ géothermique du parc du Yellowstone correspondant à un point chaud. À signaler, en complément, l’exemple très connu de l’Islande, tout à la fois point chaud et dorsale. Là encore, une réflexion peut être menée sur la production géothermique aux États-Unis équivalent à 0,4 % des besoins du pays en électricité.

Remarque : quelques rares cas comme Larderello en Italie (exercice 9 p. 258) ont comme origine une remontée locale du manteau et la présence de failles normales.


Informations déduites de l’analyse des documents Doc. 1 : Les zones de dorsales (Pacifique, Atlantique, Indienne) sont des lieux au flux géothermique élevé (. 100 mW?m– 2) alors que les grandes surfaces continentales Asie, Afrique, Amérique du Nord et du Sud, Australie, Antarctique ont un flux beau-coup plus faible (, 60 mW?m– 2).

Doc. 2 : Le lien avec le document 1 peut être réalisé et précisé puisque, mis à part le site de Larderello en Italie, les principales productions d’électricité géothermique haute énergie se trouvent dans des provinces mondiales à fort flux géothermique. Les zones favorables à l’exploitation géothermique de haute énergie sont des zones tectonique-ment actives de la ceinture de feu du Pacifique (côte ouest de l’Amérique du Nord et du Sud, Philippines, Indonésie, Japon) et de la dorsale Atlantique. Ces zones corres-pondent soit, à des zones en extension (dorsales, fossés d’effondrement), soit à des zones de subduction. Les plus grandes usines géothermiques actuelles sont situées en Nouvelle-Zélande, Philippines, Japon, Mexique (zones de subduction), en Islande (zone de dorsale) et au nord des États-Unis (point chaud intraplaque).

Doc. 3 : Les indices d’un flux géothermique particulièrement élevé sont repérables sur la carte « Google Earth » avec l’existence de nombreux volcans, ainsi que sur la carte des exploitations qui montre des sources thermales le long de la faille de Marsolle ou en bord de mer, l’existence de nombreux volcans récents (0,5 à 1 Ma) et de manifesta-tions de vapeur en surface au niveau du champ géothermique de Bouillante. L’origine d’un flux élevé est à rechercher dans la circulation de fluides dans les failles circulant à proximité de la source magmatique et remontant sous forme de sources thermales et de vapeurs. L’existence d’une zone magmatique est à mettre en relation avec l’exis-tence d’une zone de subduction de la plaque nord-américaine sous la plaque Caraïbe.

Doc. 4 : Les geysers et le champ géothermique du Yellowstone se trouvent à l’aplomb d’un point chaud (remontée locale de matériel très profond). Les arguments visibles sur la carte sont la présence d’un alignement NE-SO de volcans de plus en plus âgés


à mesure que l’on s’éloigne du plateau du Yellowstone (NE) où se trouve le volcan le plus récent âgé de 600 000 ans. Des suivis de balise GPS (balise MAWY) montrent en effet que la plaque nord-américaine se déplace dans cette zone en direction du sud-ouest à la vitesse actuelle de – 7,83 mm/an en latitude et – 15,65 mm/an en longitude.

Synthèse : réponse au problème à résoudreLes remontées asthénosphériques au niveau des dorsales ainsi que les remontées locales d’origine plus profonde au niveau des points chauds véhiculent vers la surface de l’énergie interne ce qui explique le flux géothermique particulièrement élevé de ces zones et leur fort potentiel de production d’électricité par la géothermie de haute énergie. Les autres zones à fort potentiel sont les zones de subduction où les fluides circulent dans des roches fracturées au contact de réservoirs magmatiques créant un flux géothermique là aussi très élevé.

3. Ressources complémentaires ◾ Site ressources Bordas : – Sur le site de l’université de Nice Sophia-Antipolis, une étude de cas sur la centrale de Bouillante en Guadeloupe : http://unt.unice.fr/uved/bouillante/cours/ii.-etude-de-cas-la-centrale-geothermique-de-bouillante-en-guadeloupe.htmlhttp://unt.unice.fr/uved/bouillante/cours/ii.-etude-de-cas-la-centrale-geothermique-de-bouillante-en-guadeloupe.htm– Sur le site du BRGM, une brève sur des projets à La Réunion et en Martinique : http://www.geothermie-perspectives.fr/07-geothermie-france/03-haute-energie-03.html– Rapport d’analyse du BRGM « compilation et analyse des données thermiques Bouillante BRGM 2003 » : www.brgm.fr/Rapport?code=RP-52452-FR



Origine du flux thermique et transferts d’énergie (p. 244-245)


Le flux thermique a pour origine principale la désintégration des substances radioactives contenues dans les roches. Deux mécanismes de transfert thermique existent dans la Terre : la convection et la conduction. Le transfert par convection est beaucoup plus efficace.

– Réaliser des mesures de conduction et de convection à l’aide d’un dispositif ExAO et les traiter avec un tableur informatique.– Réaliser et exploiter une modélisation analogique de convection en employant éventuellement des matériaux de viscosité différente.


L’objectif de cette double page est de comprendre l’origine de l’énergie interne mais aussi de modéliser les mécanismes de transfert d’énergie aboutissant à l’existence d’un flux géothermique en surface. Cette double page s’articule avec la suivante. En effet, les modélisations proposées (p. 245) ne sont pas véritablement représentatives de la réalité, mais visent simplement à mettre en évidence deux mécanismes de transfert d’énergie en utilisant des notions simples de physique telles que la densité et le gra-dient de température. Il est donc important d’y apporter une critique.

Le document 1 donne des informations sur la propriété de désintégration spontanée de certains isotopes radioactifs trouvés dans les minéraux des roches.

Le document 2 apporte des informations sur la masse des enveloppes internes et leur concentration en uranium, thorium et potassium. La chaleur émise par ces différents éléments chimiques, en W ? kg– 1, est aussi fournie. Ce document permet de calcu-ler la part de chacune des enveloppes dans la production d’énergie interne et permet de comprendre que la chaleur ne provient pas, contrairement à l’image que les élèves peuvent se faire, du centre de la Terre donc du noyau mais du manteau. Il y a donc un « chauffage dans la masse ».

Attention, une erreur, qui s’est glissée dans le premier tirage du manuel (spécimens),

sera corrigée dans le tirage destiné aux élèves : dans le tableau du document 2, la

masse de la croûte océanique est de 6,9 ? 1021 kg et non 1,9?1021, la teneur en potas-

sium de la croûte continentale est de 20 000 ppm et non 200 000.

Le document 3 est une modélisation de la convection au sein de deux matériaux de viscosité et de couleur différentes ce qui permet de la rendre visible. Ce modèle est à critiquer en relation avec le document précédent ; en effet, le chauffage s’effectue ici par le bas alors qu’il s’agit dans la réalité d’une libération d’énergie dans la masse.

Le document 4 permet de réaliser une expérimentation visant à éprouver l’idée que les transferts d’énergie thermique d’un endroit à l’autre sont plus efficaces s’il y a mouvement de matière, c’est-à-dire conduction. Là encore, le modèle est à critiquer car il est homogène alors qu’en réalité les différentes enveloppes internes (asthénos-phère et lithosphère) ayant des viscosités et des épaisseurs différentes se comportent différemment.

La conception du protocole peut être proposée par les élèves, justifiée puis critiquée dans un esprit d’investigation.



Information déduites de l’analyse des documents Doc. 1 et 2 : Les isotopes radioactifs d’uranium, thorium et potassium en se désinté-grant spontanément libèrent de l’énergie thermique et un rayonnement mesurable par un compteur Geiger. Selon la concentration relative de ces éléments chimiques, les roches génèrent plus ou moins d’énergie thermique. Les enveloppes internes, par leur constitution pétrographique majoritaire, participent plus ou moins à la production de chaleur interne. Le document 2 permet d’évaluer la quantité de chaleur produite par désintégration et de montrer que le manteau est l’enveloppe qui libère le plus d’éner-gie thermique.– Chaleur émise par la croûte continentale :1,38 ? 1022 ´ [(1,6 ? 10– 6 ´ 95,2 ? 10– 6) + (5,8 ? 10– 6 ´ 25,6 ? 10– 6) + (20 000 ? 10– 6

´ 0,00348 ? 10– 6)] = 5,1 ? 1012 W.– Chaleur émise par la croûte océanique :6,9 ? 1021 ´ [(0,9 ? 10– 6 ´ 95,2 ? 10– 6) + (2,7 ? 10– 6 ´ 25,6 ? 10– 6) + (4 000 ? 10– 6 ´

0,00348 ? 10– 6)] = 1,16 ? 1012 W.– Chaleur émise par le manteau :3,7 ? 1024 ´ [(0,02 ? 10– 6 ´ 95,2 ? 10– 6) + (0,1 ? 10– 6 ´ 25,6 ? 10– 6) + (200 ? 10– 6 ´

0,00348 ? 10– 6)] = 19,07 ? 1012 W.– Chaleur émise par le noyau :2,32 ? 1024 ´ [(0,00001 ? 10– 6 ´ 95,2 ? 10– 6) + (0,0001 ? 10– 6 ´ 25,6 ? 10– 6) + (1 ? 10– 6

´ 0,00348. ? 10– 6)] = 0,0162 ? 1012 W.

Au total la chaleur émise est de 25,97 ? 1012 W par désintégration radioactive, le man-teau, bien que moins concentré en isotopes radioactifs, est la principale source d’éner-gie interne du fait sa masse énorme.

Doc. 3 et 4 : L’ordre d’utilisation des documents peut être inversé en fonction de la démarche choisie.

Les valeurs obtenues lors des deux montages ExAO permettent de tracer avec un tableur les graphiques suivants.

80

70

60

50

40

30

20

10

00 100 200 300 400 500

Sonde 1 (fond)

Sonde 2 (surface)

Montage en conduction

(thermoplongeur en haut)

température (en °C)

temps (en s)

Dans cette modélisation, le gradient de température (flèche noire sur le graphique) en fin d’expérience est de 58,7 °C pour 11 cm soit 5,33 °C ? cm– 1.

Il y a une très mauvaise diffusion de la chaleur entre la source et le fond car les zones denses sont en bas et les zones peu denses en haut. Il ne peut y avoir de mouvement contraire à la poussée d’Archimède. Il s’agit de conduction.


Sonde 1 (fond)

Sonde 2 (surface)

60

50

40

30

20

10

00 100 200 300 400 500

Montage en convection

(thermoplongeur en bas)

température (en °C)

temps (en s)

Dans cette modélisation, les deux courbes restent sensiblement parallèles à partir de 150 secondes. Le gradient de température (flèche noire sur le graphique) est très faible en fin d’expérience, de l’ordre 6,3 °C pour 11 cm donc de 0,57 °C?cm– 1.

La chaleur diffuse bien entre le bas et le haut, il y existe donc un bon transfert de cha-leur. Ce transfert de chaleur est permis par la mise en mouvement du fluide : il s’agit de convection.

Le document 3 permet de visualiser les transferts de matière accompagnant les trans-ferts d’énergie. La matière chaude moins dense s’élève sous l’effet de la poussée d’Archi mède sans perdre de chaleur ; à la surface, il y a refroidissement au niveau d’une couche thermique limite séparant l’huile de l’air. La perte d’énergie thermique augmente la densité, l’huile replonge alors. Le transfert de chaleur d’une couche ther-mique limite à l’autre (de la plaque chauffante/fond du bécher à l’interface huile/air) s’effectue sans perte de chaleur : l’énergie thermique est transmise très efficacement.

Synthèse : réponse au problème à résoudreLa désintégration des isotopes radioactifs du manteau est pour moitié dans la pro-duction d’énergie interne (la radioactivité des autres enveloppes et la chaleur initiale d’accrétion complètent cette émission). La chaleur produite peut être transférée par conduction (de proche en proche, par agitation atomique mais sans mouvement de matière) et par convection (transfert grâce à des mouvements de matière). La convec-tion est un moyen de transfert bien plus efficace.

3. Ressources complémentaires (AP 4 et AP 5) ◾ Site ressources Bordas : – Conférence de Pierre Thomas sur la convection, mythes, réalités et questions avec son synchronisé aux diapositives : http://planet-terre.ens-lyon.fr/planetterre/XML/db/planetterre/metadata/LOM-convection-PTho_conf.xml– Simulations numériques téléchargeables, l’une modélisant un chauffage par le bas et refroidissement par le haut et l’autre un chauffage dans la masse et refroidissement par le haut : http://planet-terre.ens-lyon.fr/planetterre/XML/db/planetterre/metadata/LOM-convection-PTho_conf.xml



Les transferts d’énergie et la dynamique interne (p. 246-247)


À l’échelle globale, le flux fort dans les dorsales est associé à la production de lithosphère nouvelle ; au contraire, les zones de subduction présentent un flux faible associé au plongement de la lithosphère âgée devenue dense. La Terre est une machine thermique.

– Réaliser et exploiter une modélisation analogique de convection en employant éventuellement des matériaux de viscosité différente.– Exploiter les imageries de tomographies sismiques.


Dans cette activité, l’élève est amené à replacer dans le contexte réel les mécanismes de transfert mis en évidence dans l’activité précédente et à faire le lien avec les mani-festations en surface de la tectonique des plaques. Cette double page réalise la syn-thèse de l’ensemble des connaissances de Première S et de Terminale S concernant la géodynamique interne en attribuant un moteur aux mouvements des plaques. C’est pourquoi elle se termine par le document 4 : schéma synthétique associant mouve-ments des plaques lithosphériques et mouvements mantelliques. Il est important de faire comprendre aux élèves l’intérêt des images tomographiques pour éprouver le modèle et le compléter.

Le document 1 est un document synthétique obtenu en croisant diverses informa-tions et mesures afin de réaliser une représentation de l’évolution de la température du noyau vers la surface. Il permet de déduire l’importance du gradient géothermique et ses variations en fonction de la profondeur. La zone orange indique les incertitudes liées à l’absence de mesures directes.

Le document 2 permet de réinvestir la technique de tomographie sismique afin d’éprou-ver l’existence d’une convection en identifiant les variations latérales et verticales de température. Il permet de valider et de préciser les mouvements de matière au niveau des zones de dorsales et de subduction en particulier.

Le document 3 présente une synthèse de données tomographiques (anomalies ver-ticales et latérales de vitesse des ondes) sur une coupe allant de l’Europe à l’Asie.

La multiplication des données tomographiques ainsi que les modélisations de mou-vements permettent de construire des simulations numériques de dynamique interne du manteau telles que celle figurée dans le document 4.


Informations déduites de l’analyse des documents Doc. 1 : La température décroit progressivement de la graine vers la croûte. On peut identifier des zones où la température évolue peu : graine, noyau et manteau inférieur (par exemple, on peut calculer un gradient géothermique dans le manteau inférieur de 0,74 °C par km) et des zones où la température subit de brusques changements : limite noyau/manteau inférieur, limite manteau inférieur/manteau supérieur et limite asthé-nosphère/lithosphère (gradient géothermique moyen de 13 °C environ par km dans la lithosphère). On peut ainsi faire le lien avec les mécanismes de transfert d’énergie : convection dans le manteau inférieur, conduction dans les couches limites : à l’inter-face noyau / manteau inférieur et à l’interface asthénosphère / lithosphère.


Doc. 2 : À 100 km de profondeur, on observe des zones présentant des anomalies posi-tives de 10 à 20 °C : elles correspondent aux zones de dorsale et de subduction (Japon, ceinture de feu, Philippines, côte ouest de l’Amérique du Nord et du Sud). À l’in-verse, les zones de collision continentale et les zones intraplaques sont marquées par des anomalies négatives (Inde, bloc européen, africain, et plaines océaniques). De 300 à 450 km de profondeur, seules les zones de dorsales conservent des anomalies posi-tives alors qu’à l’aplomb des zones de subduction les anomalies deviennent négatives (Chili, Japon, Philippines). Ailleurs, on observe une dilution des anomalies thermiques.

Doc. 2 à 4 : Les images tomographiques ainsi que les simulations numériques véri-fient l’existence de courants de convection au sein du manteau inférieur. Des zones chaudes ascendantes à l’aplomb des dorsales faiblement enracinées, des panaches mantelliques prenant naissance à l’interface manteau/noyau au niveau d’instabilité thermique et des zones froides descendantes souvent profondément dans le manteau à l’aplomb des zones de subduction. Les plaques lithosphériques perdent de l’éner-gie par conduction ; cela provoque leur instabilité et génère l’enfoncement au niveau des zones de subduction. Ces phénomènes entretiennent les mouvements de convec-tion réalisés dans le manteau inférieur, de la matière chaude remontant localement au niveau des dorsales et des points chauds. Les transferts d’énergie vers la surface sont donc à l’origine de l’évacuation de l’énergie produite par les enveloppes internes et génèrent la dynamique interne du globe dont les mouvements lithosphériques ne sont que la manifestation de surface.

Synthèse : réponse au problème à résoudreLes ondes sismiques permettent d’obtenir des images tomographiques, véritables « scanner » de l’intérieur du globe. Ces images en deux ou trois dimensions mon-trent des hétérogénéités thermiques au sein du manteau correspondant aux courants de convection ascendants et descendants ainsi qu’aux panaches mantelliques alimen-tant en surface les points chauds (dont l’origine est à chercher dans les instabilités thermiques à la limite noyau/manteau). Les simulations numériques couplant les don-nées tomographiques et les modélisations visent à reproduire ces mouvements et à éprouver les modèles.

3. Ressources complémentaires ◾ Site ressources Bordas : Sur le site de l’ENS de Lyon– un article de Vincent Deparis sur la découverte de la convection mantellique, pour une vision historique de cette découverte majeure dans la géodynamique globale :http://planet-terre.ens-lyon.fr/planetterre/XML/db/planetterre/metadata/LOM-histoire-convection.xml– un article de Olivier Dequincey « la convection mantellique, moteur de la tectonique des plaques, si souvent évoquée, si souvent mal comprise » : http://planet-terre.ens-lyon.fr/planetterre/XML/db/planetterre/metadata/LOM-convection-mantellique-tectonique-plaques.xml



L’exploitation par l’homme de l’énergie géothermique (p. 248-249)


L’énergie géothermique utilisable par l’Homme est variable d’un endroit à l’autre. Le prélèvement éventuel d’énergie par l’Homme ne représente qu’une infime partie de ce qui est dissipé.

Exploiter les données recueillies lors d’une sortie locale dans une exploitation géothermique.


L’objectif de cette double page est de revenir à des applications géothermiques et de montrer que l’énergie géothermique peut être une alternative intéressante pour diver-sifier les sources d’énergie et réduire l’utilisation des énergies non renouvelables. C’est l’occasion de faire le point sur les sources d’énergie permettant la production d’électricité en France et dans le monde et de comprendre quelques techniques géo-thermiques mises en œuvre actuellement sur notre territoire. On se place donc réso-lument dans une perspective d’étude de cas pouvant être menée, si cela s’y prête, à partir d’une étude sur le terrain.

Le document 1 réinvestit les notions de géothermie très basse, basse, moyenne et haute énergie et les met en perspective avec les usages possibles, individuels, collec-tifs (chauffage/climatisation) ou encore industriels (production d’électricité) en fonc-tion de la température des fluides recueillis. Il permet donc d’aborder la diversité des applications géothermiques en fonction de la ressource disponible.

Le document 2 traite de deux exemples d’utilisation de la géothermie :– l’utilisation de l’énergie thermique de la nappe aquifère située à 600 m de profon-deur à Paris, récupérée par un système de double puits d’alimentation/rejet ;– l’utilisation de la chaleur des roches du sous-sol grâce à un système de tuyauterie enterré fonctionnant comme échangeur thermique et à une pompe à chaleur réalisant la conversion de la chaleur permettant de chauffer l’habitation.

Le document 3 illustre une technique ambitieuse mise en œuvre dans le fossé rhé-nan à Soultz. Cette zone, exceptionnelle du point de vue géothermique (flux géother-mique le plus élevé en France métropolitaine) permet, après fracturation des roches profondes (5 000 m), de créer une circulation d’eau chauffée en profondeur et de récupérer l’énergie thermique pour fabriquer de l’électricité. C’est la technique des « roches chaudes fracturées ».

Le document 4 illustre les origines de la production d’électricité dans le monde et en France. Il est utile de faire réfléchir les élèves à la notion d’énergie renouvelable. Dans le monde, l’énergie géothermique utilisée correspond à une puissance de 61 GW (gigawatt, valeur pour l’année 2000 qui a permis de couvrir 1 % de la consommation d’énergie). Cette énergie prélevée est infime par rapport à l’énergie produite 42 TW (térawatt). L’énergie géothermique est donc une énergie durable à l’échelle humaine. En 2008, 2,8 % de l’électricité produite dans le monde était d’origine géothermique, contre seulement 0,0024 % en France.


Synthèse : réponse au problème à résoudreLa faible part de la géothermie dans la production d’énergie en France peut être augmen-tée grâce à la diversité des ressources possibles. Les trois exemples abordés illustrent la possibilité de géothermie très basse énergie, basse énergie et haute énergie grâce à la technique des roches fracturées.



5 l’énergie interne du globe terrestre

B. Questions à choix multiplesLes bonnes réponses sont : 1d ; 2b ; 3d

7 Gradient géothermique et gisement de pétrole

Calcul de degré géothermique des 5 sites :

– ER-1 : 1 / (60/2000) = 33,33 (augmentation de 1 °C tous les 33,33 mètres)– CBM-1 : 1/ (160/5000) = 31,25– HBZ-1 : 1 / (215/2200) = 10,31– AM-1 : 1 / (62/1125) = 18,18– T01 : 1 : (125/2950) = 23,8

Pour rappel, le degré géothermique moyen est de 33 mètres (gradient géothermique de 0,03 °C ? m– 1).

Hypothèse sur l’absence de pétrole dans la province orientale :

Le gisement oriental T01 possède un degré géothermique de 23,8. Il appartient à une zone riche en hydrocarbures légers. Le forage HBZ-1, situé à l’ouest, ne contient pas d’hydrocarbures exploitables. Il possède un degré géothermique bas donc un gradient élevé (0,09 °C?m– 1), trois fois supérieur au forage T01. On peut supposer que le fort gradient a entraîné une mauvaise transformation de la matière carbonée lors de l’en-fouissement.


8 Potentiel géothermique en Lorraine

Attention, une erreur, qui s’est glissée dans le premier tirage du manuel (spécimens),

sera corrigée dans le tirage destiné aux élèves : il faut reformuler la question de la

manière suivante « Indiquez si les propositions sont justes ou fausses en argumentant

chacune de vos réponses ».

a : VRAI car les roches sont perméables et les roches sous-jacentes sont imperméables (marnes du Lias).b : VRAI car la zone de Nancy est construite sur les marnes du Lias, imperméables, qui ne constituent pas un bon aquifère car elles ne contiennent pas d’eau mobilisable.c : FAUX car même si les roches du Muschelkalk sont perméables et peuvent conte-nir de l’eau, la base de la couche est constituée d’une strate peu épaisse et disconti-nue de marnes du Mulschelkalk inférieur ce qui rend le réservoir peu intéressant. Il possède un potentiel géothermique moyen.d : VRAI car les couches de grès du Trias inférieur possèdent toutes les caractéris-tiques requises pour une exploitation géothermique : une grande surface d’affleure-ment (recharge de la nappe), très bonne perméabilité des roches (circulation d’eau et possibilité d’extraction), épaisseur et donc volume important, une profondeur suffi-sante à l’ouest pour espérer une eau relativement chaude.

9 La géothermie haute énergie de Larderello

Le document 1 situe la région étudiée (Toscane) et permet de visualiser une coupe géologique AB à travers la chaîne des Apennins. On observe, au nord-est, de grandes failles inverses chevauchantes délimitant des unités de type nappe de charriage consti-tuées de roches sédimentaires ou d’ophiolites. Cette structuration compressive corres-pond à ce que l’on peut observer dans les chaînes de collision. Au sud-ouest, au niveau du complexe de Larderello, on observe des failles normales délimitant des blocs de roches magmatiques et affectant les roches sédimentaires et les ophiolites. Cet agen-cement signe un contexte extensif.

Le document 3 permet de visualiser les isobathes c’est-à-dire les lignes de même pro-fondeur du Moho permettant ainsi d’en déduire l’épaisseur de la croûte. En moyenne, de 35 à 40 km dans cette région, la croûte continentale est amincie de 5 à 10 km dans la zone du champ géothermique et au sud de celui-ci. Cette observation est à mettre en relation avec la distension affectant cette zone (doc. 1).

Le document 2 permet de constater que le flux géothermique y est extrêmement élevé. En effet, le flux géothermique moyen est de 87 mW ? m– 2 alors qu’à Larderello il est plus de 10 fois supérieur. On peut expliquer cela, en partie par l’amincissement crus-tal et la présence de failles permettant la proximité de la source de chaleur et sa libé-ration. En réalité, la présence d’un ancien magmatisme de subduction accentue encore la quantité d’énergie présente et libérée.

Les sources chaudes, les souffles de vapeur sont des manifestations géothermiques liées à la circulation d’eau dans une croûte amincie, fracturée et présentant d’anciens réser-voirs magmatiques. L’important flux géothermique ainsi que les fluides hydrothermaux sont d’ailleurs exploités depuis le début du xxe siècle pour produire de l’électricité.


10 Les transferts d’énergie thermique à Bouillante

L’objectif est de modéliser les transferts d’énergie thermique profonde vers la surface en prenant appui sur l’exemple de la centrale géothermique de Bouillante en Guadeloupe.

Le document complémentaire permet d’exploiter les mesures réalisées dans 4 puits de sondage pour identifier les mécanismes de transfert de chaleur. De 1000 mètres de pro-fondeur à 600 mètres, la température ne diminue pas ou très peu (– 5 à – 10 °C). Le gra-dient géothermique est donc très faible (proche de 0 et au maximum de 0,01 °C ? m– 1). Dans cette portion de la croûte le transfert d’énergie est donc très efficace sans perte de chaleur, il correspond à un mode convectif. Parmi les explications envisagées, celle d’une circulation de fluides ascendants réchauffés en profondeur peut être citée.

Entre 400 mètres de profondeur et la surface, la température diminue rapidement de 230 °C à 70 °C soit un gradient de 0,4 °C ? m– 1. La perte de chaleur signe un trans-fert peu efficace vers la surface se réalisant par conduction. Il existe vraisemblable-ment un ensemble rocheux (tufs ?) bloquant la convection.

Afin de modéliser ces transferts, il est possible d’utiliser un bécher rempli d’eau chauf-fée par la base. Dans un premier temps, deux sondes peuvent être positionnées, pour l’une à 3 cm du fond (A) et pour l’autre à 3 cm de la surface (B). Les résultats montrent un gain de 0,4 °C pour la sonde A et de 0,5 °C pour la sonde B soit un très bon trans-fert d’énergie pouvant modéliser un système convectif (avec un très faible degré géo-thermique). Dans un second temps, l’élève peut relever la sonde B pour la placer à 0,5 cm de la surface. Sachant que le régime convectif fonctionne jusqu’à 3 cm sous la surface, on étudie donc les transferts proches de la surface. Dans ce cas, les résultats montrent un gain de 9,3 °C pour la sonde A et un gain de 6 °C pour la sonde B. Le transfert a été moins efficace que précédemment, il y a eu des pertes d’énergie dans la partie superficielle comprise entre 3 cm et 0,5 cm. Par comparaison avec le docu-ment de référence, on peut proposer que cette zone fonctionne (au moins partielle-ment) selon un régime thermique conductif.

Ressource complémentaire ◾ Site ressources Bordas :Rapport d’analyse du BRGM « compilation et analyse des données thermiques Bouillante BRGM 2003 » : www.brgm.fr/Rapport?code=RP-52452-FR

Partie 3


chapitre 2

La plante domestiquée


Des plantes sauvages aux plantes cultivées (p. 262-263)


– La sélection exercée par l’Homme a souvent retenu des caractéristiques génétiques différentes de celles qui sont favorables pour les plantes sauvages.– Une même espèce comporte souvent plusieurs variétés sélectionnées selon des critères différents ; c’est une forme de biodiversité.

Recenser, extraire et exploiter des informations afin de com-parer une plante cultivée et son ancêtre naturel supposé.


Informations déduites de l’analyse des documents Ces premières activités ont pour but de retracer quelques moments clés de l’histoire ancienne des végétaux cultivés. Il ne s’agit pas de dresser un panorama général de l’histoire des principales cultures. On a choisi au contraire de se limiter à un exemple, celui du blé : outre qu’il s’agit d’une plante alimentaire de toute première importance, son histoire précoce est bien documentée.

On s’intéresse d’abord à la domestication des ancêtres des blés actuels (document 1) pour décrire comment des phénomènes naturels (variations génétiques par mutation, hybridations interspécifiques, polyploïdisation…) se combinent avec des pratiques culturales (techniques agricoles du semis, de la récolte…) au cours de l’évolution de populations de céréales.

On insiste sur le fait que ce sont d’abord, pendant environ mille ans, des céréales aux caractéristiques tout à fait sauvages qui sont cultivées au Proche-Orient. Des varia-tions génétiques fortuites se sont naturellement produites au fil des siècles, dans les populations de céréales sauvages, comme dans celles de céréales cultivées. Soumises à des contraintes sélectives différentes de leurs congénères sauvages, certaines varia-tions phénotypiques apparues dans les champs ont constitué des avantages sélectifs pour les individus qui les portaient, alors même qu’elles auraient constitué des désavan-tages sélectifs pour les plantes sauvages. Favorisées dans leur reproduction au champ, les caractères de ces plantes mutantes se sont fixés dans les populations de céréales cultivées. Peu à peu, sous la contrainte des pratiques culturales, les céréales cultivées sont donc devenues des plantes domestiques, c’est-à-dire dépendantes de l’agriculture humaine pour leur reproduction. Il convient de distinguer ce phénomène, dans lequel l’humain n’intervient que de façon involontaire (comme un nouveau facteur de l’en-vironnement dans lequel évoluent les plantes) du travail de sélection des plantes « les plus intéressantes » par les agriculteurs, puis par les scientifiques. En effet, ce travail de sélection est au contraire une action consciente, volontaire.

163

L’objet des documents 2 et 3 est précisément d’expliquer comment, à partir de popu-lations d’origine sans doute très hétérogènes mais peu diversifiées, sont apparues des populations plus homogènes, mais aussi beaucoup plus diversifiées. Le document 2 présente le principe de la sélection massale. On pourra insister à ce sujet sur deux caractéristiques importantes : ce type de sélection n’élimine pas la diversité génétique à l’intérieur de la population végétale, elle ne fait que la réduire très lentement. Par ailleurs, les critères de sélection étant variables au cours du temps, et d’un endroit à l’autre, ce type de sélection très empirique a beaucoup contribué à faire diverger les populations végétales les unes des autres au cours des millénaires. On n’oubliera pas aussi que des facteurs environnementaux (nature du sol, disponibilité en eau, tempé-ratures…) ont aussi, simultanément, joué de grands rôles sélectifs dans la différen-ciation des variétés cultivées.

2. Pistes d’exploitation

Doc. 1 : Chez les blés sauvages, la dispersion des graines est assurée par une frag-mentation spontanée des épis. Les variants dont les épis ne se fragmentent pas sont défavorisés, restent à des fréquences basses voire disparaissent des populations sau-vages. Chez les blés cultivés, les variants dont les épis ne se fragmentent pas sont au contraire davantage récoltés : il est plus facile de cueillir un épi que de ramasser ses graines dispersées au sol. Involontairement, par ses pratiques agricoles, l’Homme a donc sélectionné des caractéristiques génétiques différentes de celles qui sont favo-rables aux plantes sauvages.

Doc. 2 et 3 : La sélection massale consiste à ne retenir, pour engendrer la génération suivante, qu’un petit groupe d’individus choisis au sein de la population disponible localement. Comme les critères de choix peuvent largement varier d’une région à une autre, d’un moment à un autre, en fonction des besoins, des contraintes locales, etc. la sélection massale contribue à différencier génétiquement des populations « filles » entre elles, et par rapport à leur population « mère ».

Synthèse : réponse au problème à résoudreAu cours de l’histoire, les agriculteurs ont progressivement sélectionné empiriquement, d’abord involontairement puis en fonction de différents critères, les plantes jugées intéressantes. Sous cette pression de sélection, ces plantes cultivées se sont différen-ciées des plantes sauvages en quelques siècles et sont devenues particulièrement bien adaptées à la vie domestique.

3. Ressources complémentaires ◾ La domestication des céréales : http://www.cnrs.fr/cw/dossiers/dosbiodiv/index.php?pid=decouv_chapC_p4_c1&zoom_id=zoom_c1_4

◾ Les origines du blé : http://www.snv.jussieu.fr/bmedia/blepain/1ble/12orig/origine.htm

◾ Les céréales en Egypte ancienne : http://www.museum.agropolis.fr/pages/expos/egypte/fr/index.htm

◾ Évolution du génome des graminées cultivées : http://www4.clermont.inra.fr/umr1095/Equipes/Recherches/Paleogenomique-des-plantes-pour-l-amelioration-varietale

◾ « Les meilleurs blés », un ouvrage historique d’Henry de Vilmorin (1880) : http://museum.agropolis.fr/pages/documents/bles_vilmorin/index.htm

Chapitre 2. La plante domestiquée


◾ Histoire de la culture des céréales et en particulier de celle du blé tendre : http://www.inra.fr/dpenv/pdf/bonjed21.pdf

◾ Histoire des agricultures du monde, M. Mazoyer et L. Roudart, Éditions du Seuil, 2002.

◾ Le blé sauvage des premiers agriculteurs, La recherche n° 406, pp. 58-61, mars 2007.

◾ Méthodes de création de variétés en amélioration des plantes, A. Gallais, Éditions Quæ, 2011.


La sélection scientifique des végétaux (p. 264-265)


Les techniques de croisement et de sélection permettent d’obtenir de nouvelles plantes qui n’existaient pas dans la nature (nouvelles variétés, hybrides, etc.).

Recenser, extraire et exploiter des informations afin de comprendre les caractéristiques de la modification géné-tique des plantes.


Ces pages, comme les suivantes, sont consacrées à l’histoire récente des plantes culti-vées. Le tournant se fait vraiment avec la redécouverte des travaux de Mendel, au début du xxe siècle. Jusque-là, la sélection est surtout massale, phénotypique, et pratiquée essentiellement par les agriculteurs.

On décrit ici une sélection dont les principes sont ceux de la génétique classique, dont les méthodes sont celles des sciences expérimentales. Ce type de sélection compli-qué et coûteux ne peut être pratiqué que par des scientifiques. C’est donc une rupture importante qui s’opère à cette époque, dont nous vivons actuellement les prolonge-ments (voir les pages 266 à 271).

Les techniques scientifiques de sélection sont nombreuses et souvent très complexes. Elles diffèrent aussi d’une espèce à l’autre, selon que leur reproduction est sexuée ou non (production de variétés-clones), selon que l’espèce est autogame ou allogame… On a choisi de s’appuyer sur l’exemple du maïs pour identifier les grands principes de la sélection scientifique.

Le document 1 montre qu’une des premières attentes du sélectionneur est de disposer de plantes génétiquement homogènes et stables : ce sont des lignées pures. Il décrit succinctement la méthode permettant de passer d’une population hétérogène d’indivi-dus hétérozygotes pour de nombreux gènes à une population homogène, d’individus à très fort taux d’homozygotie. La pratique systématique des autofécondations est illus-trée, conjointement à celle de la sélection des « meilleurs » individus pour engendrer

165Chapitre 2. La plante domestiquée

chaque nouvelle génération. On signale aussi l’effet dépressif que les autoféconda-tions successives peuvent avoir chez des plantes allogames comme le maïs (ce phéno-mène n’existe pas chez des autogames comme le blé, dont les variétés commerciali-sées sont des lignées).

On montre dans le document 2 comment les sélectionneurs utilisent les lignées dans le cas d’une plante allogame comme le maïs : les croisements entre lignées permettent d’une part de retrouver la vigueur perdue du fait de l’homozygotie (vigueur hybride ou effet d’hétérosis) et d’autre part de combiner des allèles favorables identifiés dans des lignées distinctes.


Informations déduites de l’analyse des documents Doc. 1 : Le but des sélectionneurs est d’obtenir des individus génétiquement iden-tiques, homozygotes et possédant autant d’allèles intéressants que possible.

Doc. 1 : On considère la transmission d’un gène présent initialement chez les indivi-dus à l’état hétérozygote (a // A) ; à la génération 0, le taux d’homozygotie est donc de 0 %. Par autofécondation, on obtient 50 % d’individus hétérozygotes (a//A) et 50 % d’individus homozygotes (a//a) et (A//A). Dans les autofécondations suivantes, les individus homozygotes ne peuvent engendrer que des homozygotes. Les hétéro-zygotes engendrent à chaque fois 50 % d’individus hétérozygotes (a//A) et 50 % d’in-dividus homozygotes (a//a) et (A//A). La proportion d’hétérozygotes est donc divisée par deux à chaque génération. On obtient ainsi les résultats suivants :

GénérationTaux d’homozygotie

(en %)Taux d’hétérozygotie

(en %)

3 87,50 12,50

4 93,75 6,25

5 96,88 3,12

6 98,44 1,56

7 99,22 0,78

Après sept générations successives obtenues par autofécondation, on aboutit à un taux d’homozygotie de 99,22 %.

Doc. 2 : L’observation des individus hybrides AB montre que les caractères « plantes productives » et « maturité précoce » sont dominants respectivement sur les caractères « plantes peu productives » et « maturité tardive ». On suppose que ces deux carac-tères sont contrôlés par deux gènes indépendants.Allèle provoquant une faible productivité : pAllèle provoquant une forte productivité : PAllèle provoquant une maturité tardive : mAllèle provoquant une maturité précoce : M

Les plantes des lignées parentales sont homozygotes :Parents A (P//P ; m//m) Parents B (p//p ; M//M)

Les gamètes issus de la méiose dans les fleurs des parents ont pour génotypes :Gamètes mâles (P/ ; m/) Gamètes femelles : (p/ ; M/)

La fécondation croisée de A et de B donne donc une seule catégorie d’individus hybrides AB : (P//p ; M//m).


Tous les hybrides ont le même génotype hétérozygote et combinent les caractères dominants de forte productivité et de maturité précoce.

Doc. 2 : Les gamètes mâles comme les gamètes femelles contenus dans les fleurs des individus F1 contiendraient quatre sortes de combinaisons génétiques équiprobables. On peut dresser un tableau de croisement de ces gamètes et montrer que seules 4 graines sur 16 présenteraient la même combinaison génétique que les F1, que 7 graines sur 16 conduiraient à la réapparition de caractères récessifs défavorables pour l’agri-culteur (faible productivité et/ou maturité tardive). Cela poserait plusieurs problèmes à l’agriculteur : d’une part tous les plants ne seraient pas mûrs en même temps, ce qui compromettrait la récolte, d’autre part la productivité d’ensemble serait amoindrie.

Synthèse : réponse au problème à résoudreLa sélection de base qui préside à la sélection scientifique de nouvelles variétés géné-tiques repose sur la réalisation de croisements : obtention de lignées pures, croisements permettant d’obtenir des hétérozygotes plus vigoureux et combinant des caractéris-tiques jugées intéressantes présentes chez les parents.

3. Ressources complémentaires ◾ L’amélioration du blé : http://www.dijon.inra.fr/la_science_et_vous/l_amelioration_du_ble

◾ Site pédagogique du GNIS (Groupement National Interprofessionnel des semences et plants) : http://www.gnis-pedagogie.org/pages/n1.htm

◾ Amélioration des espèces végétales cultivées : Objectifs et critères de sélection, A. Gallais, H. Bannerot, Éditions Quæ, 1992.

◾ Hétérosis et variétés hybrides en amélioration des plantes, A. Gallais, Editions Quæ, 2009.

◾ Méthodes de création de variétés en amélioration des plantes,

A. Gallais, Éditions Quæ, 2011.



Sélection et biotechnologies végétales (p. 266-267)


Les techniques de croisement et de sélection permettent d’obtenir de nouvelles plantes qui n’existaient pas dans la nature (nouvelles variétés, hybrides, etc.).



Nous avons décrit dans les pages précédentes les principes de la sélection scientifique des végétaux, tels qu’ils se sont appliqués depuis un siècle et tels qu’ils continuent de s’appliquer. Les activités de ces pages ont pour objectif de montrer comment des progrès de la biologie cellulaire et moléculaire, associés au progrès des techniques de laboratoire ont rendu la sélection de végétaux performants plus rapide et plus effi-cace. Les innovations dans ce domaine ont été très nombreuses et il était impossible de les présenter toutes. Le choix s’est porté sur deux techniques très différentes, sou-vent utilisées conjointement :

Le document 1 présente le principe des cultures in vitro d’explants végétaux et donne un exemple d’application : la sélection de pommes de terre résistantes à la sécheresse. C’est aussi l’occasion de proposer une activité pratique réalisable en classe. Celle-ci pourra donner lieu à une démarche expérimentale (voir par exemple la question 1 des pistes d’exploitation p. 267).

Le document 2 présente le principe de la sélection assistée par marqueurs molécu-laires. Dans un premier temps, on explique ce que sont les marqueurs moléculaires et comment on peut, grâce à eux, visualiser les différences génotypiques. L’étude d’un exemple (la sélection assistée par marqueurs de plants de tournesol résistants au mil-diou) permet de rendre plus concrète cette technique complexe.


Informations déduites de l’analyse des documents Doc. 1 : Faire germer les pommes de terre des variétés à tester. Préparer 6 flacons de culture pour chaque variété à tester, contenant des concentrations croissantes de polyé-thylène glycol (0 ; 0,1 ; 0,2 ; 0,4 ; 0,8 ; 1 %). Placer dans chaque flacon trois tronçons de germe d’une même variété et mettre tous les flacons dans les mêmes conditions de culture (lumière, température). Après 21 jours, extraire les plants des flacons. Réaliser les mesures suivantes : surface foliaire totale, longueur des racines et des tiges, poids sec des tiges feuillées et des racines… Effectuer les moyennes pour tous les plants de même variété ayant subi les mêmes conditions. Choisir parmi les variétés celles qui ont été les moins affectées par le manque de disponibilité de l’eau.

Doc. 1 : Les cultures in vitro permettent l’obtention très rapide de plantes homozygotes (haplo-diploïdisation), la sélection de plantes saines (cultures de méristèmes), la conser-vation de variétés et leur multiplication rapide dans très peu d’espace (micropropa-gation, embryogenèse somatique). Elles sont essentielles aussi lors des hybridations interspécifiques (sauvetage d’embryons ou fusion de protoplastes), pour l’obtention de plantes transgéniques ou lors de la création de variants (mutagenèse).


Doc. 2 : On constate que les deux parents possèdent le fragment 3. Ce fragment ne permet donc pas de distinguer les individus résistants de ceux qui sont sensibles au mildiou. Le fragment 2 peut être présent ou absent chez un individu résistant, tout comme chez un individu sensible. Il n’est pas non plus utilisable, car non lié au gène de sensibilité au mildiou. Le fragment 1 au contraire est lié au gène de sensibilité au mildiou ; on constate en effet que les individus sensibles au mildiou possèdent ce fragment dans leurs résultats, tandis que ceux qui sont résistants ne le possèdent pas. Pour sélectionner les plants résistants au mildiou on choisira donc ceux qui ne pré-sentent pas le fragment 1.

Doc. 2 : Au lieu d’attendre pour constater sur les plantes adultes leur éventuelle sen-sibilité au mildiou, on peut pratiquer ces tests génétiques chez de très jeunes plantules et ainsi gagner plusieurs mois dans le travail de sélection.

Synthèse : réponse au problème à résoudreLes biotechnologies ont révolutionné les méthodes classiques de la sélection végétale en permettant la culture très rapide au laboratoire, dans un espace réduit et dans des conditions maîtrisées. La sélection génétique peut s’effectuer très précocement, sans attendre l’apparition des caractères phénotypiques.

3. Ressources complémentaires ◾ Les Biotechnologies et l’agriculture : Techniques de base et applications http://genet.univ-tours.fr/gen002300/gen002300_III_techniques.htm

◾ Les techniques de culture in vitro : http://technivit.pagesperso-orange.fr/techniques.htm

◾ Unité mixte de recherche «Amélioration des plantes et biotechnologies végétales» : http://www.rennes.inra.fr/les_recherches/unites_de_recherche/umr_amelioration_des_plantes_et_biotechnologies_vegetales

◾ La culture in vitro des orchidées (film d’archive, 1935) : http://www.sfo-asso.com/pages/activites.php?parent=3&id=26&PHPSESSID=364c0bc03a3746aa1aff22e68222f902#film

◾ Histoire et amélioration de cinquante plantes cultivées, C. Doré, F. Varoquaux, éditions Quæ, 2006.

◾ Méthodes de création de variétés en amélioration des plantes, A. Gallais, Editions Quæ, 2011.



L’obtention de plantes transgéniques (p. 268-269)


Les techniques du génie génétique permettent d’agir direc-tement sur le génome des plantes cultivées.



Il s’agit dans ces activités d’apporter un éclairage scientifique sur un sujet d’actualité : les végétaux génétiquement modifiés. On ne cherche pas à initier le débat sur leurs avantages et inconvénients. Cela sera abordé dans les pages suivantes. L’objet est ici d’approfondir des connaissances déjà acquises en classe de Seconde (voir p. 235). Les aspects techniques sont présentés de façon assez détaillés, afin de montrer la com-plexité du processus de transgénèse.

Comme dans les pages précédentes, on s’appuie sur un exemple concret. Le choix s’est porté sur le soja tolérant à l’herbicide glyphosate. Il s’agit de la plus importante culture OGM à l’échelle mondiale en terme de surfaces cultivées (58,6 millions d’hec-tares en 2007). Près de 65 % des surfaces consacrées au soja dans le monde sont culti-vées avec des variétés OGM. On pourra utilement faire le lien avec les connaissances de Première (voir manuel de Première S, p. 215).


Informations déduites de l’analyse des documents Doc. 1 et 2 : Le gène R est un gène bactérien qui remplit les mêmes fonctions vitales que le gène S présent chez les végétaux. L’enzyme issue de l’expression du gène R n’est pas sensible à l’herbicide glyphosate, contrairement à celle issue de l’expres-sion du gène S. Le gène R est donc « intéressant » si l’on souhaite rendre des végé-taux résistants au glyphosate. Pour le transférer à une plante, on l’introduit dans un plasmide de la bactérie A. tumefaciens : il pourra ainsi entrer dans les cellules végé-tales et être intégré à l’ADN de la plante.

Doc. 3 : Parmi les cals issus des fragments de feuilles mis au contact des bactéries armées du gène R, certains sont constitués de cellules transformées génétiquement (elles ont intégré le gène R), d’autres ne sont pas transformées. On ajoute du glypho-sate dans le milieu de culture afin de trier ces cals et de ne garder que ceux qui sont transgéniques.

Doc. 4 : Au fond de chaque puits se trouvent des anticorps capables de fixer la pro-téine R. Plus ces anticorps fixent de protéines R, plus la coloration sera forte. On voit donc que les plantes qui ont le mieux exprimé la protéine R sont les suivantes : A1 à A4, B3 à B6, E1 et E2, F1 à F4.

Synthèse : réponse au problème à résoudreLes techniques du génie génétique permettent de repérer un gène, de le couper (grâce à des enzymes dites de « restriction »), de l’insérer dans un vecteur. Par culture in vitro, puis par des techniques immunologiques par exemple, on peut isoler les plantes géné-tiquement modifiées, ayant intégré et exprimant le gène d’intérêt.


3. Ressources complémentaires ◾ Plantes transgéniques : faits et enjeux, A. Gallais, A. Ricroch, Editions Quæ, 2006.

◾ La transgénèse par Agrobacterium tumefaciens : http://www.snv.jussieu.fr/vie/dossiers/transgenese/agrobacterium/agro.htmhttp://biologie.univ-mrs.fr/upload/p210/LA_TRANSGENESE_VEGETALE_cours_2h_OK_NOV_06.pdf

◾ Résultats de l’expertise scientifique collective sur les variétés tolérantes aux herbicides, organisé par le CNRS et l’INRA, 2011 : http://www.inra.fr/l_institut/expertise/expertises_realisees/expertise_varietes_vegetales_tolerantes_aux_herbicides



Les semences, un enjeu contemporain (p. 270-271)


Les éléments scientifiques (introduits précédemment) permettent un débat sur l’usage de telle ou telle méthode.

– Recenser, extraire et exploiter des informations.– Faire preuve d’esprit critique.– Être conscient de sa responsabilité face à l’environne-ment, la santé, le monde vivant.– Être conscient de l’existence d’implications éthiques de la science.


Ces dernières activités s’appuient sur les connaissances acquises au cours de ce cha-pitre, mais aussi en Première et en Seconde dans les chapitres consacrés aux enjeux planétaires contemporains. Il s’agit d’initier un débat autour des enjeux que repré-sentent les plantes cultivées, en rapport étroit avec les autres enjeux de l’agriculture, de l’environnement et de l’alimentation : doit-on s’orienter vers la culture de plantes de plus en plus « technologiques » (OGM notamment) ou bien remettre au goût du jour les variétés anciennes aujourd’hui délaissées ? Il ne s’agit pas bien entendu de trancher cette question, mais d’exposer quelques éléments objectifs à même d’alimen-ter la réflexion, l’esprit critique.

Ainsi, les documents 1 et 2 présentent, à partir de l’exemple du blé, quelques infor-mations concernant l’évolution depuis un siècle des rendements, de la biodiversité cultivée et de l’impact environnemental des cultures. Il apparaît à la lecture de ces documents que les variétés modernes comme les variétés anciennes de blé présentent qualités et défauts. Il y a donc lieu de débattre et de s’interroger sur ce que pourraient être les futures plantes cultivées.

C’est l’objet des documents 3 et 4 qui évoquent deux pistes divergentes : celle d’un renouveau de variétés paysannes, pour leurs qualités environnementales, leur grande biodiversité, leurs qualités nutritionnelles, et celle d’un développement des plantes génétiquement modifiées, pour leur capacité à rendre des services innovants dans de multiples domaines. Là encore, le débat peut s’installer, chacune des options présen-tant divers avantages et inconvénients.


Informations déduites de l’analyse des documents Doc. 1 : Entre 1950 et 2009, le rendement moyen du blé est passé de 16 à 74 q ? ha– 1, soit une augmentation de 100 ´ (74 – 16)/16 = 362,5 %. On nous dit que 60 % envi-ron de cette augmentation serait attribuable à la sélection moderne des variétés. La variation, entre ces deux dates, de rendement du blé due à la sélection moderne serait donc de 0,6 ´ 362,5 = 217,5 %.

Doc. 1 et 2 : Les variétés modernes ne donnent de bons résultats que dans des condi-tions de culture optimales : elles consomment donc beaucoup d’engrais, de pesticides, d’eau. Ces pratiques sont coûteuses pour l’agriculteur et néfastes pour l’environne-ment. De plus, ces variétés sont très nombreuses mais leur diversité génétique intra


et inter variétale est très faible : comme elles remplacent les variétés anciennes, elles contribuent à diminuer la biodiversité cultivée.

Doc. 3 : On constate tout d’abord que la variété moderne présente des pailles beau-coup plus courtes que celles des variétés paysannes (100 cm contre 150 à 180 cm). Les rendements en paille sont donc nettement meilleurs chez les variétés paysannes : plus du double de celui de la variété moderne. La sensibilité à la verse des variétés paysannes est diverse. Certaines sont très sensibles (surtout celles qui ont des pailles très longues) mais d’autres sont aussi peu sensibles que la variété moderne (Alauda). Les rendements en grains sont comparables, voire aussi bons (Alauda) que ceux de la variété moderne. Celle-ci présente une teneur en protéines légèrement inférieure à celle des variétés paysannes.

En bilan, on peut donc dire que, dans ce test, les variétés paysannes ont produit des quantités de grains en moyenne un peu inférieures à celles de la variété moderne, mais ces grains sont de meilleure qualité nutritionnelle (plus riches en protéines). Elles ont fourni beaucoup plus de paille (ce qui peut être utile pour l’élevage par exemple). Cer-taines cependant présentent l’inconvénient d’être très sensibles à la verse.

Doc. 4 : Débutée en 1996, la culture des OGM couvrait déjà 8 % des surfaces culti-vées dans le monde en 2007. Si l’on considère les quatre grandes cultures que sont le soja, le coton, le maïs et le colza, on est déjà à 38 % de surfaces cultivées en OGM en 2007, soit 114,3 millions d’hectares dans le monde. On peut comparer cette surface à celle consacrée en France métropolitaine aux diverses cultures : 29 millions d’hectares.

Synthèse : réponse au problème à résoudreLes variétés modernes sont en général plus performantes que les variétés plus anciennes. Cependant, les variétés paysannes possèdent des qualités que les variétés modernes peuvent avoir perdu. Il est donc essentiel de conserver la diversité génétique des plantes cultivées.

3. Ressources complémentaires ◾ « Semences et recherche : des voies du progrès », un rapport du Conseil Economique, Social et Environnemental, 2009 : http://www.ladocumentationfrancaise.fr/var/storage/rapports-publics/094000128/0000.pdf

◾ « Quels indicateurs pour suivre la diversité génétique des plantes cultivées ? Le cas du blé tendre cultivé en France depuis un siècle », Rapport de la Fondation pour la Recherche sur la Biodiversité, 2011 : http://www.fondationbiodiversite.fr/les-programmes-frb/synthese-sur-les-indicateurs-de-biodiversite-cultivee

◾ « Semences et agriculture durable », un rapport du Ministère de l’Agriculture, 2011 : http://agriculture.gouv.fr/IMG/pdf/Semences_et_agriculture_durable_P-Vialle_rapport_2011.pdf

◾ Le site du GEVES, (Groupe d’Etude et de contrôle des Variétés Et des Semences) : http://www.geves.fr/index.php?lang=fr

◾ « L’état des ressources phytogénétiques pour l’alimentation et l’agriculture dans le monde », un rapport de l’Organisation des Nations Unies pour l’Alimentation et l’Agriculture, 2010 : http://www.fao.org/docrep/014/i1500f/i1500f.pdf

◾ Le site de la société Monsanto (production d’OGM) : http://www.monsanto.fr/


◾ Semences et droits des paysans, un dossier réalisé par l’association BEDE (Biodiversité : Echange et Diffusion d’Expériences) et par le RSP (réseau Semences Paysannes), 2009 : http://www.bede-asso.org/

◾ Des blés bio… diversité ! 5 années d’expérimentation sur les semences paysannes en Pays de la Loire. Un guide technique réalisé par la CAB (Coordination Agrobiologique des Pays de la Loire), 2011 : http://www.biopaysdelaloire.fr/

◾ Voyage autour des blés paysans, recueil de témoignages produit par le RSP, 2008 : http://www.semencespaysannes.org/

◾ Résultats de l’expertise scientifique collective sur les variétés tolérantes aux herbicides, organisé par le CNRS et l’INRA, 2011 : http://www.inra.fr/l_institut/expertise/expertises_realisees/expertise_varietes_vegetales_tolerantes_aux_herbicides




8 Les biotechnologies végétales

B. QCM. Les bonnes réponses sont : 1-b ; 2-c.

9 Sélection et amélioration des rendements

Titre du graphique : Évolution entre 1930 et 1980 des rendements en grain de lignées parentales et d’hybrides chez le maïs.

On observe que le rendement en grain des lignées parentales augmente progressive-ment au cours du temps. Il valait en moyenne 20 q ? ha– 1 en 1930, contre 40 q ? ha– 1 en 1980.

Il en va de même pour le rendement en grain des hybrides issus de croisements des lignées parentales. Il valait en moyenne 60 q ? ha– 1 en 1930, contre 85 q ? ha– 1 en 1980.

On remarque que dans chaque décennie il existe une diversité des rendements, selon la lignée ou l’hybride que l’on considère. De plus, quelle que soit la décennie, les ren-dements des lignées parentales sont toujours inférieurs à ceux des hybrides.

L’augmentation des rendements des lignées s’explique par le travail de sélection géné-tique réalisé à partir de variétés-populations ou de lignées préexistantes. L’augmen-tation des rendements des hybrides s’explique par l’effet d’hétérosis qui se manifeste lors du croisement de parents appartenant aux lignées parentales. On constate que cet effet n’est pas proportionnel au rendement des lignées parentales : il vaut toujours à peu près + 40 q ? ha– 1, que ce soit en 1930 ou en 1980.

10 De l’électricité d’origine végétale

On cherche à montrer que les biotechnologies végétales peuvent contribuer au déve-loppement d’une électricité écologique.

Le document 1 nous apprend que certaines algues produisent lors de leur photosyn-thèse de faibles quantités d’hydrogène, pendant les premières secondes qui suivent le début de l’éclairement. Cette activité fugace est due à la présence d’une protéine par-ticulière, la déshydrogénase. Celle-ci ne fonctionne plus en présence de dioxygène : comme la photosynthèse produit du dioxygène, cela empêche la production de dihy-drogène après quelques secondes.

Par génie génétique, des chercheurs ont modifié la séquence d’acides aminés de la déshydrogénase. Cette modification apparaît sur le document 2 : en position 74, une valine (V) est remplacée par une méthionine (M). Ils sont ensuite comparé in vitro les activités de cette déshydrogénase mutée (DM) et de la déshydrogénase sauvage (DS). Le document 3 nous décrit leurs résultats : on retrouve le fait que l’activité de DS cesse après seulement quelques secondes dans un environnement contenant de l’O2 (22 µmol ? L– 1). L’activité de DM a été mesurée dans un environnement beaucoup plus riche en O2 (155 µmol ? L– 1). Pourtant, on constate que son activité reste impor-


tante pendant environ 5 minutes. On peut donc en déduire que la mutation provoquée par les chercheurs a rendu la déshydrogénase moins sensible au dioxygène. Ainsi, des quantités bien supérieures de dihydrogène peuvent être fabriquées.

Remarque : d’après les ressources complémentaires, il reste à tester l’efficacité de cette déshydrogénase mutée au sein de cellules vivantes. Si les résultats in vivo sont conformes aux résultats in vitro, le dihydrogène produit pourrait être stocké dans des réservoirs pour alimenter des « piles à combustibles » : les molécules de H2 entrent dans la pile. Au contact de l’anode, elles se dissocient en protons et électrons. Les protons diffusent dans un liquide, vers la cathode. Les électrons quant à eux sont contraints de passer par un circuit externe : un courant électrique est ainsi créé, qui peut alimen-ter des appareils (moteur, lampes…). Les électrons retournent ensuite dans la pile, cette fois du côté de la cathode, où ils se combinent avec les protons et le dioxygène de l’air pour donner des molécules d’eau.

Nous avons donc montré que la transformation, par génie génétique, d’une protéine végétale permet de faire produire du dihydrogène à des algues au cours de leur pho-tosynthèse. Ce dihydrogène et le dioxygène de l’air suffisent pour alimenter une pile à combustible, productrice d’électricité et d’un « déchet » non polluant (de l’eau).

11 Des courges sauvages aux courges domestiques.

Nous allons montrer comment l’étude de vestiges végétaux microscopiques conser-vés dans les sols permet de dater la domestication des courges.

Des phytolithes fossiles, restes microscopiques de diverses espèces de courges, ont été découverts dans le sud-ouest de l’Equateur (Amérique du Sud). Leurs âges ont été mesurés par la technique du 14C. Les plus anciens ont 10 820 ans environ, les plus récents 3 810 ans environ (documents 1 et 3). En plus de posséder des âges bien dif-férents, ces phytolithes se distinguent aussi par leurs formes (longueur, épaisseur). Le document 2 compare les tailles de phytolithes produits par des courges actuelles : les espèces de courges sauvages (triangles verts sur le graphe) produisent des phytolithes d’épaisseur nettement plus faible que les espèces de courges domestiques (triangles rouges). Ainsi, les phytolithes dont l’épaisseur moyenne dépasse 68 µm, dont l’épais-seur maximale est au moins de 90 µm, et dont la longueur excède 82 µm, sont consi-dérés comme provenant de courges domestiques.

Quels phytolithes fossiles répondent à ces critères ? Le document 3 nous donne les résultats de mesures faîtes sur les phytolithes fossiles. Les plus anciens sont d’une longueur et d’une épaisseur maximale insuffisantes pour correspondre à des courges domestiques. Par contre, les phytolithes âgés de 10 130 ± 40 ans, et ceux âgés de 7 170 ± 60 ans remplissent les critères de taille fixés par les chercheurs.

On peut donc conclure que la domestication des courges date d’au moins 10 130 ± 40 ans.

12 L’obtention d’hybrides interspécifiques

La réalisation de la manipulation, ou à défaut l’observation des photographies du manuel, confirme que cette technique permet d’obtenir des protoplastes hybrides.

SVT - Livre du Professeur - ekladata.comekladata.com/.../SVT-Livre-du-Professeur-PARTIE-2.pdf ·...

Documents

Transcript of SVT - Livre du Professeur - ekladata.comekladata.com/.../SVT-Livre-du-Professeur-PARTIE-2.pdf ·...