Sciences de la vie et de la terre · 2017-05-25 · Les tremblements de Terre sont à l’origine...

Sciences de la vie et de la terre

Terminale S

Corrigés des exercices

Rédaction :

Sylvie Bouton

Michel Aguelon

Marie-Laure Gueuné

Yannick Gaudin

Coordination :

Yannick Gaudin

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Séquence 1

3Corrigés des exercices – Séquence 1 – SN02

Sommaire

Correction des exercices du chapitre 1

Correction des activités du chapitre 2






Correction du devoir autocorrectif n° 1


Correction des exercicesdu chapitre 1

Des outils pour connaître la structure interne de la Terre

Savoir raisonner et s’informer

� Les tremblements de Terre sont à l’origine de la création d’ondes sis-miques, enregistrées à l’aide de sismographes. Ces ondes sismiques sont des ondes élastiques. Elles se propagent dans toutes les direc-tions.

Le sismographe doit donc faire des enregistrements dans les trois

plans définissant l’espace : horizontalement N-S, E-O et verticalement.

� Sismogramme A enregistré à Hawaï, 6630 Km et B en Australie, 7870 Km.

�

Exercice 1

54 56 58 00 02 04 06 08 10 12 14 16 18 20 22 24 26 285250484644 30 32 34 36 38

21 h

Sismogramme B

Sismogramme A

P S

L

P S

L



6 Corrigés des exercices – Séquence 1 – SN02

�

Distance de la station Vitesse des ondes P

2000Km 6,89 Km.s-1

Australie (7870Km) 10,93 Km.s-1

Hawaï (6630Km) 11,05 Km.s-1

Plus les stations d’enregistrement sont éloignées de l’épicentre, plus la vitesse de l’onde est importante. Il y a une augmentation de la vitesse avec la profondeur. La Terre n’est pas homogène.

�

La célérité des ondes sismiques à une profondeur donnée dépend de la nature de la roche et des conditions physiques (pression et tempé-rature) qui règnent à ces niveaux.

� L’augmentation progressive de la vitesse des ondes P dans le man-teau indique une augmentation de densité du matériel à mesure qu’on s’enfonce dans ce manteau.

Principes de propagation des ondes

Raisonner

� Les ondes qui ont permis le calcul de ces vitesses sont les plus rapides donc ce sont les ondes P

� La brusque interruption de propagation des ondes S à la limite entre le manteau et le noyau indique que l’on passe d’un solide (manteau inférieur) à un liquide (noyau externe). L’augmentation progressive de la vitesse des ondes P et S dans le manteau indique une aug-mentation de densité du matériel à mesure que l’on s’enfonce dans ce manteau. La chute subite de la vitesse des ondes P au contact manteau-noyau est reliée au changement d’état de la matière (de solide à liquide), mais les vitesses relatives continuent d’augmenter, indiquant une augmentation des densités. Plus en détail, au contact lithosphère-asthénosphère, on note une légère chute des vitesses de propagation des ondes P et S correspondant au passage d’un maté-riel solide (lithosphère) à un matériel plastique (asthénosphère).

Exercice 2



� Principe de propagation des rais sismiques

Un modèle sismologique de la Terre interne

S’informer, réaliser un graphique et construire un modèle

� et �

� Sur les 15 premiers kilomètres de la croûte, la vitesse de propagation des ondes P est de 6 km.s-1 ce qui correspond à la vitesse de propa-gation des ondes dans les basaltes et gabbros. Le profil de la faille de Véma nous montre bien la présence de basaltes et gabbros « posés » sur de la péridotite. Or les vitesses de propagations plus profondes sont de 8 km.s-1, ce qui correspond à la vitesse de propagation desondes dans de la péridotite hydratée.

Exercice 3

1550 100 km

- 6371 km6000

5000

4000

3000

2000

1000

0

Vitesse des ondes sismiques (km.s-1)

Profondeur (km)



Comparaison de la croûte océanique et continentale

Recenser, extraire et organiser des informations

� Sur les 15 premiers kilomètres de la croûte, la vitesse de propagation des ondes P est de 6 Km.s-1 ce qui correspond à la vitesse de propa-gation des ondes dans les basaltes et gabbros. Puis les vitesses de propagation plus profondes sont de 8 Km.s-1.ce qui correspond à la vitesse de propagation des ondes dans de la péridotite hydratée.

� De 0 à 30 km la vitesse de 5,5 km.s-1 montre la présence de granites et

gneiss. De 30 à 120 Km la vitesse de 8,5 Km.s-1 révèle la présence de péri-dotite hydratée et en dessous le ralentissement de la vitesse indique la présence de péridotite déshydratée.

� Voir le schéma bilan.

L’origine de la lithosphère

Recenser, extraire et organiser des informations

�

5000 1500 20001000

240

160

80

0

7,5

5

2,5

0

Température (°C)

Pro

fon

de

ur

(km

)

Pre

ssio

n (

Gp

a)

Solidus

Géothermede plaineabyssale

Domaine defusion partielledes péridotites

Géotherme de dorsale

Les profondeurs et pressions correspondantes à cette fusion sont0,5 à 3 GPa et 20 à 90 km.

� Le taux de fusion partielle de la péridotite qui permet d’obtenir le magma basaltique est de 15 %.

� Au niveau des dorsales ; sous l’effet de la baisse de la pression à température constante, la fusion partielle des péridotites de l’asthé-nosphère entraîne la création d’un magma acide. Les cristaux qui se

Exercice 4

Exercice 5



forment dans la chambre magmatique formeront les gabbros et le magma basaltique remontant vers la surface et se refroidissant ainsi rapidement formera le complexe filonien et la couche de basalte pré-sente à la surface de la croûte océanique. Ainsi se crée la lithosphère océanique. Il reste sous les gabbros, la péridotite résiduelle appau-

vrie de ses éléments acides partis dans le magma : elle est extrême-ment basique, elle formera le manteau de la lithosphère océanique.

�

Schéma bilan : l’origine de la lithosphère

5 km

MOHOPéridotitesrésiduelles

Gabbros

Basaltes

Manteauen fusionpartielle

Chambremagmatique

Filons


10 Corrigés des activités – Séquence 1 – SN02

Correction des activitésdu chapitre 2

� et � :

Altitude à la surface de la Terre

-71 m181 m

5591 m

-5479 m

� La croûte au niveau de la Manche est de nature continentale. Les alti-tudes sont négatives au-dessous du niveau de la mer.

� Les roches les plus représentatives de la croûte continentale sont : des gneiss, des granites et des roches sédimentaires.

Des outils pour calculer la profondeur du Moho

La profondeur du Moho sous les Alpes

Les ondes sismiques émises au cours des séismes se propagent dans le globe. La propagation de ces ondes doit nous apporter des informations quant à la structure du globe.

On étudie un séisme qui a eu lieu en Italie (région d’Asti) le 21.01.2007.

Document 2

Activité 1

Document 3


11Corrigés des activités – Séquence 1 – SN02

� Extraction des sismogrammes.

�

�

� Les ondes P retardées n’ont pas fait le même trajet. Celui-ci a été plus long.



� Calcul de la profondeur du Moho

Calculs : vdt

=

Temps d’arrivée des ondes :� pointer P et la différence Tp-To s’affiche automatiquement (= 13.8 s)� pointer autre (PmP) et le retard par rapport à P directe apparaît (= 8.6 s)

Distance parcourue par P directe = 5.5 *13.8 = 75,9 km .Distance parcourue par PmP = 5.5*(13.8 + 8.6) = 123 kmOn a (FH)² = (FG)² + (GH)²Profondeur du Moho GH = (61.5²-37.9²)^ 1/2 = 48,3 km.

L’équilibre de la croûte continentale sur l’asthénosphère : l’isostasie

Un modèle analogique

Niveau de l’eau

d = distance (km)

t = temps (seconde)

Activité 2



� La partie émergée est très petite par rapport à la partie immergée.

� Il faut une racine crustale de 4 cm pour avoir une partie émergée d’un centimètre.

Un modèle numérique

� et � :Pour avoir une altitude de 8848m, il faut une racine crustale de 60138m de profondeur.

� Après érosion de 100m, il y a un rééquilibrement isostatique. C’est-à-dire que la croûte continentaleremonte un peu, il n’y a donc pas réellement une perte de 100m d’al-titude.

� Dès 68m il y a présence d’une racine crustale.

Composition de la croûte continentale et isostasie

�

Activité 3

Mesure de la masse de chaque échantillon

Peser chaque échantillon à l’aide de la balance.r

Noter le résultat obtenu.r

Mesure du volume de chaque échantillon

Verser de l’eau dans l’éprouvette jusqu’à une r

graduation repère ;

Immerger l’échantillon dans l’eau de l’éprou-r

vette ;

Lire le niveau atteint par l’eau, une fois l’échan-tillon totalement immergé au cm3 près ;

Calculer le volume de l’échantillon correspon-r

dant au volume d’eau déplacé



� La densité étant le rapport g/V en mL on peut calculer la densité de la péridotite : 3/10=0,3

� La croûte continentale, essentiellement composée de granite et de gneiss, a une densité proche de 2,6. Celle-ci est plus faible que la den-sité de la croûte océanique (3) essentiellement constituée de basalte. Le manteau constitué de péridotite est donc le plus dense (3,3).

� Le verre gradué et la balance ne permettent pas des mesures précises.

�

Les éléments majeurs de la croûte océanique sont : l’oxygène, la silice, l’aluminium, le fer et le calcium.

Les éléments majeurs de la croûte continentale sont : l’oxygène, la silice et l’aluminium.

Le fer, très présent dans la croûte océanique est un élément très lourd. L’oxygène et la silice sont des éléments plus légers. Ils constituent à 80 % la croûte continentale et à 60 % la croûte océanique.

Datation de l’âge de la croûte continentale :

� Évolution de la quantité d’élément père P en fonction du temps

� Si l’on connait une valeur du rapport P/P0, on peut déterminer graphi-quement le temps, donc l’âge géologique de la roche.

� On peut conclure que la proportion d’atomes radioactifs qui se désin-tègrent par unité de temps est une constante pour un élément donné.

Datation de l’âge de la croûte continentale

Application

� Au bout de 5820 années la moitié de la quantité initiale est restante. Au bout de 11275 années, il en reste le quart.

Activité 4

Activité 5



� Le temps de demi-vie correspond au moment où la moitié des noyaux radioactifs d’une source se sont désintégrés.

ÉlémentÉlémentTemps de Temps de

demi-viedemi-vieDomaines d’applicationDomaines d’application

14C 5820 ansDatations d’objets peu anciens (peintures) ou

ossements préhistoriques40K 1,244GA

Événements géologiques très anciens87Rb -

238U 4,473GA235U 0,698GA

� L’axe des abscisses représente le rapport 87Rb/ 86Sr où 87Rb est l’élément père et 86Sr est l’isotope de référence sur les grandeurs du système de coordonnées choisi. L’axe des ordonnées représente le rapport 87Sr/ 86Sr où 87Sr est l’élément fils.

� Les échantillons dont la teneur en 87Sr augmente le plus sont ceux qui ont le plus de 87Rb au début. 87Sr sont issus de la désintégration de 87Rb.

� La disposition des points représentant les divers échantillons à un instant t quelconque est toujours alignée sur une droite.

Le rapport isotopique 87Srinitial / 86Srinitial est constant dans tous les minéraux d’une même roche (il n’y a pas de ségrégation des isotopes lourds), et la quantité d’isotope 86Sr (isotope stable) ne varie pas au cours du temps.

� S’il n’y a pas de 87Rb au départ, il n’y aura pas formation de 87Sr. Lesystème reste toujours le même.

La formule donnant le temps t (en années) en fonction de la pente A de

la droite isochrone est : tA

=+−

ln( )

, .

1

1 42 10 11

� L’âge d’une roche dont la droite isochrone a une pente de 0,0143 est de 1,004GA.

En supprimant la dernière valeur, les conditions sont réunies. Lespoints sont alignés sur une droite isochrone de pente : 0,0048

L’âge des roches donné par la méthode est de 339,67Ma. Cet âge correspond à la date de mise en place de la roche.

� Les roches de la croûte continentale sont âgées de 250Ma à 46a alors que les roches de la croûte océanique vont de l’actuel à 200Ma. Dans les chaînes de montagnes, les roches sont les moins anciennes de la croûte continentale. La croûte océanique est plus âgée au niveau des côtes et est récente au centre des océans.



Comparaison de la croûte océanique et continentale

Croûte continentaleCroûte continentale Croûte océaniqueCroûte océanique

Répartition à la sur-Répartition à la sur-

face de la planèteface de la planète

Le domaine de la croûte continen-

tale ne se limite pas aux terres

émergées. Il englobe également

les plateaux et les talus continen-

taux sous-marins. Les bordures

continentales qui se raccordent

à la croûte océanique portent le

nom de marges.

ÉpaisseurÉpaisseurElle est de 20 à 80 km, avec une

moyenne de 30 km.

Elle est d’environ 7 km en

moyenne.

OrganisationOrganisation

Elle présente une hétérogénéité

verticale et horizontale. Des

roches sédimentaires et volca-

niques ne forment qu’un placage

de quelques kilomètres d’épais-

seur au maximum, reposant sur

des roches essentiellement méta-

morphiques, telles que les gneiss,

et roches magmatiques, comme

des granitoïdes (terme désignant

l’ensemble des granites et des

roches apparentées), cristallisés

en profondeur. L’érosion permet

l’observation de ces dernières à

l’affleurement.

Elle a une organisation verticale

et horizontale homogène. Elle est

constituée de plusieurs couches

rocheuses de propriétés diffé-

rentes : en surface, des sédiments

plus ou moins consolidés, puis

des roches volcaniques, basaltes

en coussins (sur une épaisseur de

0,5 km) et basaltes en filons (sur

une épaisseur de 1,5 km) et à la

base des roches magmatiques de

profondeur, des gabbros (sur une

épaisseur de 5 km).

L’ensemble des fonds océaniques

jusqu’à la base des talus continen-

taux est donc tapissé de basaltes.

Roches et minéraux : Roches et minéraux :

les roches sont des les roches sont des

assemblages de miné-assemblages de miné-

raux.raux.

Les roches de type granite sont

représentatives de la croûte conti-

nentale. Elles sont grenues, totale-

ment cristallisées, ce qui indique

un refroidissement lent. Chaque

minéral cristallisé correspond à

une espèce chimique précise.

Les basaltes sont des roches vol-

caniques effusives généralement

de couleur foncée.

Activité 6



Les minéraux sont essentielle-

ment :

� des feldspaths (silicates) potas-

siques et des plagioclases

(feldspaths calco-sodiques)

riches en sodium,

� du quartz c’est-à-dire de la silice

(SiO2).

� d’autres minéraux, dits acces-

soires, sont souvent présents,

tels que les micas et les amphi-

boles.

Ils sont constitués :

� de gros cristaux (appelés macro-

cristaux ou phénocristaux),

surtout des pyroxènes et des

péridots (comme l’olivine), qui

sont des silicates généralement

riches en fer et magnésium,

� de cristaux de petite taille ou

microlites, essentiellement des

feldspaths plagioclases riches

en calcium,

� une pâte amorphe où aucune

organisation géométrique n’est

observable.

Les gabbros sont des roches gre-

nues, totalement cristallisées,

mais ils ont la même composition

minéralogique que les basaltes.

Éléments chimiquesÉléments chimiques

Elle est riche en silicium (Si), en

aluminium (Al), en potassium (K)

et en sodium (Na).

Elle est plus pauvre en silicium (Si)

et plus riche en fer (Fe), magné-

sium (Mg) et calcium (Ca).




Nature géologique de la Manche

�

Post Crétacé sup.

Socle anté-triasique

Terresémergées

Terresémergées

Plateaucontinental

Crétacé sup.

Crétacé inf.

Jurassique sup.

Jurassique inf.

Paris

Rennes

CaenReims

Lille

MANCHE

� Les roches sont de nature continentale.

Calcul de la profondeur du Moho

� Le théorème de Pythagore donne d

h x2

22 2⎛

⎝⎜⎞

⎠⎟+ =

d’où h xd

= −⎛

⎝⎜⎞

⎠⎟2

2

2

En domaine continental, la vitesse des ondes est v=d/t1

donc v=100/18,1=5,52km.s-1.

Exercice 1

Exercice 2

dFoyer Station

h x

MOHO

Schéma des ondes directes et réfléchies

obtenues par Mohorovicic



Par ailleurs, v=2x/t2 donc xv t

= . 22

x=5,52.21/2=58 km.

On a donc h = =( , ) – ( / ) ,58 02 100 2 29 42 2km.

En domaine océanique, la vitesse des ondes est v=d/t1

v=80/13,6=5,88 km.s-1. Par ailleurs, v=2x/t2 donc x = v . t2/2

x=5,88.14,4/2= 42,3 km.

On a donc h = =( , ) .( / ) ,42 3 80 2 13 72 2 km.

� La croûte océanique est beaucoup moins épaisse que la croûte continentale.

La profondeur du Moho sous l’Himalaya

x

� Pythagore donne d

h x2

22 2⎛

⎝⎜⎞

⎠⎟+ = d’où h x

d= −

⎛

⎝⎜⎞

⎠⎟2

2

2En domaine continental, la vitesse des ondes est v=d/t

⎝ ⎠

t1=150/27,1=5,53 km.s-1. Par ailleurs, v=2x/t2 donc x=vt2/2,

x=5,53 x 37,1/2=102,7 km.

On a donc h= (102, 7)2 − (150/2)2 = 70,1 km.

� Habituellement, au niveau des croûtes continentales, l’épaisseur moyenne est de 30 km. Ici, on constate que l’épaisseur est très supérieure.Peut-être est-ce dû à la collision de deux masses continentales, qui est responsable de la surrection de l’Himalaya.

Formation d’un bassin sédimentaire

�

� le bassin est comble si S est tel que d = 0.Smax =Dρ ρρ ρe ms m−⎛

⎝⎜⎞

⎠⎟.Smax = 14,4 km.

Exercice 3

Exercice 4



Glace et isostasie

� a = 5000-p

5000x0,91=px3,3 soit a = 5000-(5000x0,91/ 3,3)–3620 m

� Le déficit de masse entraîne une remontée isostatique jusqu’à l’équi-libre mais il y a un retard à l’isostasie car la fonte des glaces est plus rapide que le réajustement isostatique.

Collision et isostasie

� Soit Ei l’épaisseur initiale de la croûte continentale (donc Ei = 30 km), r l’épaisseur de la racine crustale et h l’altitude du relief formé (donc hauteur de la montagne), p la densité de la croûte continentale (2,7) et d celle du manteau (3,2), Ef l’épaisseur finale de la croûte (donc Ef = 60 km).

On sait qu’à l’équilibre isostasique, il y a équilibre des masses sur différentes verticales tel que :

px( Ei + h + r ) = px( Ei ) + d (r ).

Comme Ef - Ei = r + h ce qui fait : h= Ef – Ei - r

Alors px( Ef ) = px( Ei ) + d (r ).

r= px( Ef –Ei)/d

r=2,7(60 -30)/3,2=25,31 km

� h= Ef – Ei – r donc h=60 -30 - 25,31

h= 4,68 km

Détermination de l’âge d’une roche magmatique à l’aide du couple Rubidium-Strontium (Rb/Sr)

� L’âge d’une roche dont la droite isochrone a une pente de 0,0143 est de 1,004GA

� La pente étant de 0,005 on obtient un âge de 354,41Ma

La pente est obtenue en prenant les rapports 87Rb/86SR et 87SR/86SR dans 2 échantillons.

Exemple : / /87 86 87 86SR SR SR SR⎡⎣ ⎤⎦ ⎡⎣ ⎤⎦échantillon A– échanttillon B

échantillon A–87 86 87 86Rb SR SR SR/ /⎡⎣ ⎤⎦ ⎡⎣⎣ ⎤⎦

=−−

échantillon B

0 8622 0 772631 50 13 54, ,, ,

Exercice 5

Exercice 6

Exercice 7



Correction des activitésdu chapitre 3C

�

� Les altitudes culminantes des Alpes sont aux alentours de 4810m.

Les indices sur le terrain : les indices tectoniques

� et � :

Plaine

Plaine

Montagne

Axes des

synclinaux :

vallées

Axes des

anticlinaux :

sommets

Activité 1



� Réaliser une coupe simplifiée de la région selon le trait (A-B) défini sur la carte.

Berriasien

Hauterivien-Valanginien

Urgonien

Éocène-Sénonien

Oligocène inférieur

5 km

A B

A

B

� La structure géologique témoignant de l’épaississement est un pli. Les strates les plus anciennes (Berriasien) se situant à l’intérieur de la courbure, il s’agit d’un anticlinal.

Les indices pétrographiques

� L’association glaucophane –jadéite est stable dans des conditions de pression et température définies (de 100 à 300°C et de 0,6 à 1,2 GPa). Si cette roche est portée à une profondeur différente donc soumise à des conditions de pression et température différentes, alors des réactions chimiques entre les minéraux formant la roche se produiront donnant naissance à de nouveaux minéraux. C’est le métamorphisme.

� Une roche peut être portée à une profondeur différente lors d’une subduction mais également en cas d’épaississement de la croûte par empilement par exemple.

� Voir correction sur le campus électronique.

Étude des déformations profondes de la lithosphère dans les Alpes

� Profil sismique ECORS

Asthénosphère

manteaulithosphérique

Racine centrale

Croûtecontinentale

Activité 2

Activité 3



� Le granite du massif de Belladone recoupe tous les terrains environ-nants comme un emporte pièce. C’est un granite intrusif. Il a été formé par fusion partielle de la croûte continentale lors d’une décompres-sion de la chaîne de montagne. A la base de la racine, le flux géother-mique est plus élevé: si la décompression des roches due à la remon-tée de la racine est suffisamment rapide cela entraîne une fusion partielle à l’origine de la formation des granites intrusifs.

� Le granite est intru-sif et présente une auréole de méta-morphisme dans les terrains en contact. Il est donc postérieur à ces terrains.

Les terrains sont plissés et présentent un méta-morphisme en plus de l’auréole mais le gra-nite ne présente pasde métamorphisme. Il est donc postérieur à la phase de plissement.

Les terrains au contact du granite sont plus anciens que les terrains un peu plus loin. Le gra-nite est remonté au niveau d’un anticlinal.

Ensuite, il y a eu érosion.

C’est le scénario B

Manteau

Mise en place des granites

Fusion crustale et mantellique

Rééquilibrationisostatique

Érosion desreliefs

Croûtecontinentale Granite

Isotherme800°C

Croûteocéanique

Croûtecontinentale Manteau

Isotherme800°C

Chevauchements et charriages de nappes

Co

llis

ion

Co

llision

Croûteocéanique



Schéma bilan

PéridotiteGranite et rochesmétamorphiques (gneiss...)

Nappe de charriage

Pli

Granite issude fusionpartielle

Faille

MOHO

5 k

m

Cro

ûte

con

tine

nta

le

Roches sédimentaires



Correction des exercicesdu chapitre 3C

De la coupe à la carte et vice versa

A B

B

A

C D

D

C

Exercice 1

L’histoire géologique de la formation 1 :

� Sédimentation

� Granite

� Sédimentation

� Distension/ faille

� Sédimentation

L’histoire géologique de la formation 2 :

� Sédimentation

� Compression/ plis

� Granite

� Érosion

� Sédimentation

Exercice 2



E F

F

E

G H

G

H

50

100

150

Pro

fon

de

ur

(km

)

Distance (km)100 200 300

W-NW E-SEAravis Bormes Belledonne Grand Paradis Sesia Plaine du Pô Apennins

Chevauchement

Epaississement

Pli

Faille inverse

Dans les Alpes actuelles, on observe en surface :

� des failles inverses (= déformations cassantes se mettant en place lors d’une compression et entraînant un raccourcissement horizontal et un épaississement des terrains affectés par la faille).

� des plis (= déformations ductiles des couches géologiques).

� des chevauchements (= recouvrement d’un terrain par un autre terrain).

Exercice 3



� des charriages (= chevauchements de grande ampleur. La nappe de charriage est l’ensemble des terrains déplacés venu recouvrir un ter-rain initialement éloigné du précédent).

Les géothermomètres et géobaromètres de la chaîne de l’Himalaya

�

1000700600 800 900

0

5

10

15

20

Température (°C)

Pression (kB)

Disthène

Sillimanite

Grenat

CordiériteSillimaniteAndalousite Zone à cordiérite + sillimanite

Zone à sillimanite + disthène

Zone à disthène + grenat

� Globalement les conditions P et T révélées par ce secteur de la chaîne Himalayenne sont de haute pression et basse température.

Évolution tectonique de la Sainte-Baume (Provence)

L’évolution tectonique comporte 4 étapes principales :

� une première phase de plissement à la limite Crétacé inférieur/Crétacé supérieur ;

� une deuxième phase de plissement post-Crétacé supérieur ;

� la mise en place d’unités charriées ;

� une déformation cassante postérieure au charriage.

Analyse comparée de 3 échantillons de roches

� Il convient de faire une analyse comparée. Dans les deux échantillons on observe :

Exercice 4

Exercice 5

Exercice 6



� uniquement des cristaux visibles à l’œil nu (pas de matrice ou de pâte). Ces deux roches sont entièrement cristallisées et sont donc des roches plutoniques (cristallisées en profondeur).

� des minéraux clairs abondants et de grande taille, de petits minéraux sombres.

Il est possible de les identifier : les minéraux blancs de grande taille sont des feldspaths ; les minéraux gris correspondent à du quartz. Quant aux minéraux sombres, plusieurs hypothèses peuvent être proposées : pyroxène, amphibole ou biotite. Leur forme n’est pas parfaitement géo-métrique (à cette échelle d’observation) mais elle apparaît néanmoins en tablettes (vues de face en X et de profil en Y) et, comme quartz et feldspath (alcalin) sont abondants, on peut conclure à de la biotite, minéral sombre des roches riches en silice (présence du quartz).

Mais l’agencement des minéraux diffère entre les deux échantillons. Aucune structure particulière n’est observable dans l’échantillon X ce qui permet de qualifier de grenue sa pétrofabrique. Cette roche peut être un granite. Au contraire, dans l’échantillon Y, on note la présence de lits, bien soulignés par l’alignement des minéraux sombres ou gris. Ce qui fait penser à une schistosité.

La structure foliée et la composition minéralogique de Y permettent de pla-cer cet échantillon dans les roches métamorphiques. Il s’agit d’un gneiss.

� L’échantillon Z présente une structuration sous la forme de plans.

Il semble être un gneiss un peu plus métamorphisé que l’échantillon Y.

� Nous pouvons relier ces roches selon l’hypothèse : une roche mag-matique plutonique (X) donnera une roche métamorphique (Y) et (Z). Ceci peut être dû à une augmentation de pression par enfouissement lors d’une collision.

Détermination d’un processus tectonique à partir de l’analyse d’une lame mince

Le gabbro est une roche essentiellement constituée de pyroxènes et de feldspaths.

L’échantillon montre la présence de pyroxène et quartz en majorité avec quelques grenats et une auréole réactive d’amphibole autour des grenats.

On peut donc écrire la réaction suivante :

Pyroxène + feldspath = Pyroxène + quartz + grenat

Si on replace cette réaction sur un diagramme température/ pression, on peut voir que ce type de métamorphisme est caractéristique d’une zone de haute pression et basse température.

Le phénomène tectonique peut donc être une collision entraînant l’em-pilement de croûte donc l’enfouissement de la roche mère lors de la for-mation des montagnes.

Exercice 7




Pour débuter

� Le massif armoricain est le plus ancien massif en France. Il culmine à 400m d’altitude alors que les Alpes culminent à 4810m et font partie de la chaîne la plus récente.

Plus les chaînes de montagnes sont anciennes moins leur reliefs sont élevés.

Cours

Des données de terrain

Sur les documents 3 et 4, on peut observer de nombreuses failles ainsi que des plis. Ce sont des marqueurs tectoniques de la formation d’une montagne. Ces plis se retrouvent aussi à l’échelle de l’affleurement.

Le long de la Rance, on observe des faciès contenant des roches métamor-phiques à l’affleurement. Du Sud vers le Nord, on peut voir la présence de roche de plus en plus déformées. Les minéraux rencontrés sont : la chlorite/ muscovite/ biotite puis la chlorite et la biotite sont remplacées par la cordiérite. La cordiérite et la muscovite laissent ensuite place à la sillimanite. A l’embouchure de la Rance, le métamorphisme est tellement important que les roches entrent en fusion partielle (anatexie).

Les roches rencontrées sont des roches présentant à l’œil nu un aspect plissé et en alternance de bandes sombres et claires. Ces roches présen-tent une fusion partielle.

Ces faciès montrent un gradient croissant de métamorphisme du Sud vers le Nord, témoin de zone soumises à de fortes températures, haute pression témoignage pétrologique de l’enfouissement des matériaux lors de la formation des montagnes.

L’effacement des reliefs

� Les montagnes en arrière plan sont hautes et acérées. Celles en avant plan sont moins hautes et arrondies, elles ont été érodées. Dans ces montagnes on trouve des traces de ruissellement, des vallées gla-ciaires ou fluviales pouvant expliquer les phénomènes d’érosion des montagnes.

Activité 1

Documents 3 et 4

Document 5

Document 6

Activité 2



� On peut observer les bords s’effondrer et le tas de terre prendre la forme caractéristique des montagnes réelles. Le matériel ruisselle le long des pentes.

La couche d’argile imperméable protège la couche de terre inférieure. L’érosion ne touche que la couche de terre du dessus.

� Le granite sain a une surface presque lisse, sans cristaux proémi-nents. Les cristaux sont fortement engrenés les uns dans les autres. On peut reconnaître des micas noirs, des feldspaths (clair et brillant) et du quartz (translucide, de forme irrégulière).

Le granite altéré a une surface rugueuse et de couleur brune. Les grains perdent leur cohérence après désagrégation des biotites par l’eau. Les minéraux plus résistants apparaissent en relief et le granite devient friable. La teinte brune est due à la libération d’oxyde de fer au cours de l’altération de la biotite.

L’arène granitique est constituée de peu de micas qui ont été altérés, des feldspaths plus ou moins altérés et des quartzs non altérés. Il y a aussi une poudre argileuse résultat de l’altération chimique des feldspaths et des micas.

� En circulant dans les fissures du massif granitique, l’eau de pluie

chargée de CO2 provoque une hydrolyse minérale et découpe ainsi le massif en blocs anguleux entourés par un matériau grossier fait de quartz, de feldspaths, micas altérés, et d’argiles : l’arène granitique. Les argiles résultent principalement de la transformation des felds-paths plagioclases et des biotites.

� Schéma fonctionnel expliquant la formation d’un chaos granitique.

Massif granitique fissuré Massif granitique présentantdes blocs anguleux

Massif granitique présentantdes blocs arrondis

Arène granitiqueGranite

� Les pressions tectoniques les ont fait éclater selon des plans de cli-vage d’orientations multiples, qui se recoupent. Ainsi la roche est-elle «prédécoupée» en prismes, relativement faciles à désassembler.

Quantifier l’érosion d’un massif actuel

� À la Roubine, la pente des terrains est élevée et les sols n’ont pas de couvert végétal. La quantité de produit érodé est de 5mm.

Activité 3



A Laval, la pente est plus douce mais les sols sont nus. L’érosion est tout aussi importante. Par contre, au Brusquet, où la pente est identique à celle de Laval, mais où les terrains ont un couvert végétal important ; l’érosion est peu importante.

Lorsqu’il y a eu érosion, selon le principe de l’isostasie, il y a eu un réé-quilibrage des masses entrainant une remontée de la croûte continen-tale donc nouvelle augmentation de l’altitude des reliefs et une diminu-tion de la racine crustale. Les phénomènes d’isostasie participent doncaussi à la disparition des reliefs.

Le devenir des produits de démantèlement

� Affleurement de grès rose de Fréhel

� Le grès est formé d’une accumulation de grains de quartz : c’est une roche sédimentaire. Ce quartz peut être issu de l’altération de granite. Les résidus issus de l’arénisation ont été transportés puis déposés au niveau du lieu de formation de ces grès.

� Le temps géologique nécessaire pour former une strate d’un mètre d’épaisseur est :

Il faut 1,25mètres pour fabriquer 1m de grès.

Sachant qu’on estime qu’actuellement il se dépose environ 20 μm (ou 20.10-6 m) de sédiment sableux par mois au fond de la mer, il faut donc : 1,25/20.10-6=6250 mois donc 520 ans.

� Au Cap Fréhel, la falaise de grès rose dépasse les 70 m, il a fallu

36458 ans.

Activité 4

Strate



� Détail de l’affleurement, stratification entrecroisée

1 cm

d’une plage. On peut donc penser que :

Les grains de quartz se sont accumulés en milieu marin, par strates hori-zontales.

L’environnement marin à l’époque du dépôt des grès de Fréhel correspon-dait vraisemblablement à ce que l’on connaît aujourd’hui au niveau du Mt St Michel où de vastes étendues sableuses irrégulières sont modelées par des dunes ou des rides de sable. Des chenaux de marées, comblés à la faveur des flux et des reflux recoupent l’ensemble des formations.

Le transport des matériaux de démantèlement

� % de refus cumulés et de tamisats cumulés.

Tamis Tamis

(mm)(mm)

Refus cumulésRefus cumulés

(g)(g)

Refus cumulésRefus cumulés

en %en %

Tamisats cumulés Tamisats cumulés

(%)(%)

5 39 1,95 98,05

2,5 21,5 10,75 89,25

1,25 650 32,5 67,5

0,63 1380 69 31

0,315 1800 90 10

0,160 1910 95,5 4,5

0,08 1980 99,25 0,75

Granulat filtré 1999 100 0

Activité 5



� L’évolution du pourcentage de tamisats cumulés en fonction de la taille de la maille du tamis

3.3151.3150,315 2.315

0

60

20

80

40

100

Ouverture desmailles (mm)

Tamisats (%)

� Le mode de transport de ces graviers peut être un courant de débit élevé.

Une roche sédimentaire particulière, le bassin molassique péri-Alpin

� Les molasses sont souvent des grès à ciment de calcaire argileux. Les molasses plus proximales présentent des galets, formant ainsi des conglomérats. Ce sont donc des roches sédimentaires.

� Les éléments présents dans les molasses sont de toutes les tailles : galets, graviers et argiles. Ils ne sont pas classés (pas de granulo-clas-sement). On peut penser que ce sont des torrents de très forts débits qui ont charrié ces blocs ou bien que ce sont des éboulements de pente.

� Les molasses sont des formations de roches sédimentaires détritiques syn-orogéniques, qui s’accumulent dans des bassins périphériques d’une chaîne de montagnes.

Les molasses sont fréquemment accumulées dans des bassins flexuraux (créés par la flexure de la lithosphère sous le poids de la chaîne de mon-tagne en cours de formation.) Les molasses sont des sédiments marins peu profonds (littoraux) ou continentaux

Activité 6




Observation d’un paysage breton

� On observe des strates de grès (roches sédimentaires). Le principe de

continuité latérale : Une même couche sédimentaire est de même âge en tous ses points permet de dire que chaque strate est de même âge sur toute sa longueur.

Le principe de superposition : De deux couches superposées, la plus basse est la plus ancienne permet d’indiquer que les strates les plus superficielles se sont déposées après les plus profondes.

Le principe de recoupement : un corps rocheux qui en recoupe un autre est nécessairement plus jeune que celui qu’il recoupe. Les filons de dolérites sont donc postérieurs au banc de grès.

Puis ces filons ont été altérés.

On a donc eu : dépôt/ (basculement) / remontée de filons/ érosion

�

Filon de dolérite

matériau issu de l’altérationdolérite

1 2 3 et 4

(1) Situation avant l’altération. Le filon de dolérite, avec son réseau de diaclases, à quelques mètres ou dizaines de mètres sous la surface.

(2) L’eau de pluie, en circulant dans les fissures du filon de dolérite, pro-voque une hydrolyse et attaque les minéraux qui constituent la roche. Les blocs se dégradent progressivement en partant de la périphérie, seul reste le cœur solide. On parle d’une érosion en pelure d’oignon.

(3) et (4) Après érosion, avec le départ du couvert végétal et des produits issus de l’altération, il reste sur place des boules de doléite dont la sur-face se desquame en pelure d’oignon après altération périphérique du granite.

Exercice 1



Analyse granulométrique d’un sédiment

�

Maille (mm)Maille (mm) poids retenus (g)poids retenus (g) Refus (%)Refus (%) Tamisats (%)Tamisats (%)

0 0 100

3,15 0 0 100

2,5 0 0 100

2 0 0 100

1,6 4,98 5,05 94,95

1,25 30,71 31,14 63,81

1 45,57 46,21 17,6

0,8 16,77 17 0,6

0,63 0,59 0 100

0,5 0 0 100

0,4 0 0 100

0,315 0 0 100

Total 98,62 grammes

Courbe du pourcentage de tamisats en fonction de la taille de la maille en mm

3.3151.3150,315 2.315

0

60

20

80

40

100

Ouverture desmailles (mm)

Tamisats (%)

� C’est un sable fin qui aurait pu être transporté par le vent ou une eau à faible débit.

Exercice 2



La formation des sols

� et � :

Diaclases

L’eau de pluie et les diaclases favorisent et permettent l’érosion. L’arène granitique accélère le phénomène.

� L’érosion d’un granite aboutit à une arène granitique constituée de peu de micas qui ont été altérés, des feldspaths plus ou moins altérés et des quartzs non altérés. Il y a aussi une poudre argileuse résultat de l’altération chimique des feldspaths et des micas. Après transport de ces éléments, ils seront sédimentés puis soudés par un ciment d’ar-gile ou de calcaire.

Les éléments susceptibles d’être modifiés par l’eau sont le ciment et les restes de micas et feldpaths.

Les dunes de Normandie

� Les sédiments présents à l’Est de l’embouchure de l’Orne sont des produits de l’érosion d’un massif de l’arrière pays. Ces sédiments sont emportés par les eaux de ruissellement dans les cours d’eau qui se jettent dans l’Orne. Arrivé à son embouchure, le débit du fleuve dimi-nue et les sédiments sont déposés. Cet amas de sable est ensuite déplacé par les courants marins.

Exercice 3

Exercice 4



� Les roches affleurant de cette région qui pourraient être à l’origine des sables sont des roches riches en quartz : les granites et les grès.

Les sables de Fontainebleau

Le sable de Fontainebleau est un sable fin, blanc de très grande pureté (97 à 99 % de quartz). Ces sables s’étendent de Nemours à Etampes et Dourdan sur près de 50 km.

On cherche à connaître l’origine de ces sables.

Le sable de Fontainebleau, très riche en quartz, est une roche sédimen-taire issue de l’érosion d’une roche elle aussi riche en quartz.

On peut émettre l’hypothèse que ce sable provient de l’érosion d’unechaîne de montagne lors de sa formation.

La localisation de ces sables peut faire penser que ces sables sont issus de l’érosion du massif armoricain ou du massif central. Ces deux massifs sont constitués en partie de granite, roche riche en quartz qui peut être à l’origine de la formation des sables.

Mais comment ces sables issus de l’érosion du massif armoricain ou du massif central sont-ils arrivés dans le bassin parisien ?

L’hypothèse la plus simple est de penser que ces sables ont été trans-portés par l’eau.

À l’époque de l’orogénèse hercynienne, au moment de la formation du massif central, coulait un fleuve en direction du bassin parisien et qui se jetait dans la mer qui s’y trouvait.

Le sable transporté par ce fleuve s’accumulait au niveau des rivages lorsque le débit du fleuve diminuait en arrivant à son embouchure.

Le sable de Fontainebleau est donc un produit d’érosion des granites du massif central à l’époque de la formation de celui-ci. Ces sables ont été transportés par un fleuve présent à cet époque.

Exercice 5

Document 1

Document 2


39Corrigé du devoir autocorrectif – SN02

Correction du devoirautocorrectif n° 1

Hist oire de la chaîne alpine

Les chaînes de collisions résultent de la convergence des plaques lithos-phériques qui amènent en contact deux croûtes continentales.

Problème : comment évolue la lithosphère lorsque la convergence abou-

tit à la rencontre de deux lithosphères continentales ?

Par l’examen successif des marqueurs morphologiques et structuraux puis tectoniques, nous montrerons ici l’épaississement et le raccourcis-sement qui président à la formation d’une chaîne de montagnes.

1. Les indices d’un épaississement : une topographie particulière

Topographie = figuration des formes du terrain sur une carte.

Dans les Alpes, l’épaississement de la croûte est mis en évidence par :

� Des reliefs élevés (Mont Blanc à 4807 m) : marqueurs morphologiques omniprésents dans les Alpes.

� Une racine c’est-à-dire un épaississement de la croûte continentale, le Moho pouvant descendre jusqu’à 70 à 80 km de profondeur. La connaissance de ces marqueurs structuraux découle de l’observation et de l’analyse de profils sismiques.

2. Les marqueurs tectoniques d’un raccourcissement

� Des plis : Il s’agit de marqueurs tectoniques prouvant un raccourcisse-ment qui s’effectue de façon continue.

� Des failles inverses : Ces autres marqueurs tectoniques prouvent un raccourcissement discontinu. Les failles inverses provoquent un rac-courcissement, contrairement aux failles normales témoins d’une extension.

� Des charriages : Nappe de charriage = ensemble de terrains qui a été déplacé (allochtone) et est venu recouvrir un autre ensemble (autoch-tone) dont il était éloigné à l’origine.

� Chevauchement : Superposition verticale de deux ensembles de ter-rains dont la succession n’est pas normale. La superposition de ces écailles entraîne l’épaississement de la croûte.

L’analyse de l’ensemble des marqueurs permet de démontrer que des

Partie 1


40 Corrigé du devoir autocorrectif – SN02

chaînes de collision résultent d’un raccourcissement de la lithosphère continentale à l’origine de structures tectoniques caractéristiques : plis, failles inverses, charriages et chevauchement. Ce raccourcissement contribue à l’épaississement de la lithosphère continentale et à la for-mation d’une racine crustale.

QCM

1-b : L’élément père se désintègre en élément fils.

2-a : C’est le principe de l a décroissance radioactive. Cette quantité ini-tiale d’élément père décroît en fonction de sa constante de radioactivité.

3-a

4-b : Un système ouvert signifie un système où des échanges se dérou-lent avec l’extérieur. Dès que ce système se ferme, les échanges avec l’extérieur cessent. C’est le moment de la fermeture du système que l’on peut dater.

5-a : Un minéral totalement cristallisé lorsque le magma s’est refroidi n’effectue plus aucun échange avec l’extérieur.

6-c : Pour cela il faut mesurer les quantités actuelles de ces éléments en rapport avec le Sr86 qui est isotope stable, dans plusieurs minéraux.

7-b : Plus la roche est ancienne, plus la pente de l’isochrone est forte.

8-b : Plus la pente est faible, plus la roche est récente.

La mesure du temps dans l’histoire de la Terre et de la vie

Les calcaires contiennent des ammonites du Juras sique.

Les roches A contiennent des trilobites du Cambrien.

Application du principe d’identité paléontologique :

Les calcaires se sont formés entre -200 et -145 millions d’années.

Les roches A se sont mises en place entre -570 et -510 millions d’années.

On constate que les dolomies et les calcaires recouvrent le granite et les roches A .Les calcaires sont au-dessus des dolomies érodées.

Application du principe de superposition :

Les calcaires se sont déposés après les dolomies.

L’application du principe de superposition place après les roches A, les dolomies et les calcaires.

(La définition des principes de superposition et de recoupement n’est pas attendue)

Détermination de l’âge du granite grâce à la méthode des isochrones :

a = Δx/Δy

Partie 2

Partie 3

Documents 2a et 2b

Document 1

Document 3


41Corrigé du devoir autocorrectif – SN02

Avec le couple ( 0,8; 25 ) du mica blanc et le couple (0,9 ; 50) du mica noir :

a =−

=0 9 0 850 25

1250

, – ,

Les autres couples donnent la même valeur de a

a= 4.10–3 soit 0,004

t = 281 millions d’années, le granite s’est donc mis en place après la roche A

Mise en relation et synthèse :

� 1er événement : mise en place des roches A(-570 à -510 millions d’an-r

nées)

� 2e événement : mise en place du granite dans les roches A (-281 mil-lions d’années)

� 3e événement : dépôt des dolomies et des calcaires (dépôt des cal-caires entre -200 et -145 millions d’années)

� 4e événement : mise en place de la faille�


Séquence 2


Sommaire




Correction des exercices



Lithosphère continentale et lithosphère océanique

� Principales caractéristiques de la lithosphère continentale et de la lithosphère océanique.

Lithosphère continentale : a, c, e, f, i.

Lithosphère océanique : a, b, d, f, g, h.

� 1. L’expansion des fonds océaniques

a) La proposition est correcte.

La lithosphère océanique nouvellement mise en place au niveau de la dorsale « repousse » le plancher océanique plus ancien de part et d’autre. Par conséquent, plus on s’éloigne de la dorsale plus les basaltes qui constituent la partie superficielle du plancher océanique sont anciens.

b) La proposition est incorrecte.

Au niveau d’une dorsale la croûte océanique est en formation ; la lithosphère océanique constituée de la croûte et de la partie supé-rieure du manteau supérieur (l’asthénosphère) est peu épaisse, elle s’épaissira en s’éloignant de la dorsale en refroidissant.

c) La proposition est correcte.

Au niveau des dorsales, les roches, basaltes et gabbros, de la croûte océanique se mettent en place en raison d’une activité magmatique provoquée par la fusion partielle de l’asthénosphère du fait de la montée de cette dernière par convection. Associées aux péridotites du manteau supérieur, elles constituent la lithosphère océanique.

d) La proposition est incorrecte.

Les sédiments les plus récents se déposent sur la nouvelle lithos-phère océanique créée au niveau des dorsales. Lorsqu’on s’éloigne de la dorsale, l’épaisseur des sédiments augmente et les sédiments au contact des basaltes sont de plus en plus anciens.

2. Les fonds océaniques

a) On peut considérer que cette proposition est correcte, car une grande partie des fonds océaniques présentent des basaltes en pillow lavas qui constituent les roches les plus superficielles de la croûte océanique.

b) La proposition est incorrecte. Les fonds océaniques commencent à la suite du plateau et du talus continental qui font partie de la lithos-phère continentale

Exercice 1




c) La proposition est incorrecte. Les fonds océaniques ne contiennent pas de quartz et sont donc pauvres en silice, car ils sont constitués de basalte (et gabbros).

d) La proposition est correcte. Ces basaltes comme d’ailleurs les gab-bros, situés plus en profondeur dans la croûte présentent la même chimie : ils sont riches en Pyroxène, minéral ferromagnésien conte-nant les éléments Si, O, Mg, Fe et Ca.

e) La proposition est correcte.

Les mouvements des plaques lithosphériques : utilisation de données GPS

Il s’agit de montrer en utilisant le logiciel Tectoglob que

� les plaques Pacifique et Nazca divergent

� les plaques Nazca et Sud-américaine convergent.

Les plaques Pacifique et Nazca divergent alors que les plaques Nazca et

Sud-américaine convergent.

Les tirets représentent des zones de dorsales.

Le déplacement relatif des plaques est mesuré en temps réel à l’aide de satellites. Les vecteurs GPS (Global Positionning System = Système de Positionnement par Satellite) indique à la fois la direction du déplace-ment et l’intensité du mouvement.

On constate que, de part et d’autre de la dorsale Est Pacifique, la plaque Pacifique se déplace vers le Nord Ouest à une vitesse d’environ 9 cm.an-1 alors que la plaque Nazca se déplace vers l’Est à une vitesse de 7 cm.an-1. Ces deux plaques divergent.

La plaque Nazca se déplace vers l’Est à une vitesse de 7 cm.an-1 alors la plaque Sud-américaine se déplace plutôt vers le Nord Est à une vitesse moyenne de 3 cm.an-1. Le mouvement relatif entre les deux plaques est par conséquent un mouvement de convergence au niveau de leurs fron-tières matérialisées par la fosse océanique, puisque la plaque Nazca va plus vite que la plaque Sud-américaine.

Exercice 2



Le modèle de la tectonique des plaques

Le modèle de la tectonique des plaques : les différents types de fron-tières de plaques.

ABC

ED

Lithosphère

Asthénosphère

A, B, C, D, E =

plaques lithosphériques

- peu déformables sauf

au niveau de leurs frontières

- d'épaisseur variable

FRONTIÈRE DE COULISSAGE

FAILLES TRANSFORMANTES

FRONTIÈRE DE CONVERGENCE

ZONE DE SUBDUCTION

Séismes

superficiels

à profonds

Volcans Chaîne de

montagne

ou arc

insulaire

Fosse

océanique

Séismes

FRONTIÈRE DE DIVERGENCE :

DORSALES

- Reliefs symétriques

- Séismes superficiels

L’expansion océanique : l’étude des anomalies magnétiques

Les plaques lithosphériques auxquelles appartiennent des continents tels que l’Afrique et l’Amérique du Nord sont animées de mouvements relatifs de divergence, convergence et coulissage. Il s’agit de justifier la reconstitution proposée dans le document 6 de la position des conti-nents il y a 148 Ma.

Conditions de l’obser-Conditions de l’obser-

vation, de l’expérience vation, de l’expérience

= ce que les chercheurs = ce que les chercheurs

ont fait.ont fait.

Les résultats observésLes résultats observés Les déductionsLes déductions

Document 6

Il s’agit d’une recons-

titution de la position

des continents Afrique

et Amérique du Nord, il

y a –148 Ma

L’Amérique du Nord

et l’Afrique sont très

proches. Le plancher

océanique de l’océan

Atlantique correspond à

la zone située entre les

limites des deux plateaux

continentaux.

On peut supposer qu’il

s’est formé à partir du

fonctionnement de la dor-

sale figurée en noir sur le

document.

Exercice 3

Exercice 4

Introduction :



Document 5

On a enregistré et daté

au niveau des basaltes

du plancher océanique,

les anomalies magné-

tiques de l’océan Atlan-

tique central actuel-

lement. Ces dernières

sont dues au champ

magnétique « fossi-

lisé » par les basaltes

au moment de leur for-

mation au niveau de la

dorsale.

On constate que :

� les anomalies magné-

tiques les plus

anciennes (148 Ma) se

situent près de la limite

du plateau continental ;

� elles sont de plus

presque symétriques

par rapport à la dorsale,

zone de création de

plancher océanique ;

� elles sont segmentées

comme la dorsale par

des failles transfor-

mantes dont la pré-

sence est repérable

grâce aux décalages

observables.

Le fonctionnement de

la dorsale médio atlan-

tique est donc sensible-

ment symétrique : il y a

formation de plancher

océanique à l’axe de la

dorsale « fossilisant »

le champ magnétique,

puis les basaltes anciens

sont repoussés de part

et d’autre de la dor-

sale . La dorsale est par

conséquent une zone de

divergence et il y a eu

expansion du plancher de

l’océan Atlantique depuis

au moins 148 Ma, âge de

l’anomalie magnétique

la plus ancienne enregis-

trée.

La reconstitution proposée dans le document 6 supprime tout le plancher océa-

nique qui s’est formé de façon symétrique de part et d’autre de la dorsale depuis

–148 Ma (document 5). Elle figure le commencement du fonctionnement de la

dorsale médio atlantique.

33 13M22 24M0 13 24 33 M0 M22

33M22 M0 33 M0 M22

M22 M22

Temps (Ma)

- 148

- 76

Actuel

Dorsale

Croûte océanique en formation

Document 5

Document 6

Amérique du Nord Afrique

future Amérique du Nord future Afrique

Conclusion :



La création de lithosphère océanique au niveau des zones de dorsales

� Titre du document 7 : Modèle de la création de la lithosphère océanique

au niveau d’une dorsale océanique

Basalte en coussins 5

Gabbro 7

Divergence 14

Fusion partielle 2

Croûte océanique 10

Moho (discontinuité de Mohorovicic) 13

Lithosphère océanique 11

Asthénosphère 12

Péridotites asthénosphériques 9

Chambre magmatique 3

Montée par convection de l’asthénosphère 1

Magma à composition basaltique avec des cristaux en formation 4

Basaltes en filons 6

Manteau lithosphérique : péridotites résiduelles 8

� Les images

Roche ARoche A Roche BRoche B Roche CRoche C

Image d’après

une observa-

tion en Lumière

Polarisée et non

Analysée

Petits cristaux en

baguettes, globuleux

ou de forme géomé-

trique : microlites

Feldspaths : trans-

lucides avec un

aspect « sale »

Pyroxènes : formes

géométriques légè-

rement teintées en

marron pâle

Olivines : cristaux

incolores translu-

cides, globuleux,

craquelés

Pyroxènes : formes

plus géométriques,

légèrement teintés

jaunâtres.

Structure de la

roche

Présence de micro-

lites, petits cristaux

en baguettes, glo-

buleux ou de forme

géométrique, dans

une pâte : structure

microlitique

Présence de cris-

taux juxtaposés :

structure grenue

Présence de cris-

taux juxtaposés :

structure grenue

Identification de

la roche

Basalte Gabbro Péridotite

Exercice 5



Conditions de

mise en place

pour les roches

A et B

Le basalte à structure

microlitique : il s’agit

d’une roche volca-

nique qui s’est formée

en surface au niveau

de la dorsale océa-

nique suite à un refroi-

dissement brutal au

contact de l’eau de mer

Le gabbro à struc-

ture grenue : il s’agit

d’une roche mag-

matique plutonique

dont le refroidisse-

ment a été lent (en

profondeur)

Les péridotites

représentent la par-

tie non fondue des

péridotites de l’as-

thénosphère : péri-

dotites résiduelles

� L’état des péridotites asthénosphériques pour :

� Une profondeur de 200 km et une température de 1400°C : solide

� Une profondeur de 200 km et une température de 2000°C : liquide

+ solide



+liquide

� Les conditions de température et de pression permettant la fusion partielle des péridotites asthénosphériques à l’aplomb des dorsales.

La réponse d est correcte.

� Les étapes de la formation de la lithosphère océanique au niveau des dorsales.

Mouvement de convection

mantellique (branche ascendante)

Remontée de la péridotite solide

du manteau vers la surface

Baisse de la pression (température constante)

Le géotherme recoupe le solidus de la péridotite

Fusion partielle de la péridotite du manteau asthénosphérique, naissance d'un magma

Magma (partie fondue)

GabbroFilons de micro-gabbro Basalte Pillow-lavas

Croûte océanique

Lithosphère océanique formée :

manteau lithosphérique

Péridotite du manteau lithosphérique

Péridotite du manteau lithosphérique

Péridotite résiduelle

(partie non fondue)

Pt°

Quelques marqueurs des zones de subductionExercice 6



� Mise en évidence des marqueurs sismiques.

Coupe A : Coupe A :

Amérique du SudAmérique du Sud

Coupe B : Coupe B :

Japon NordJapon Nord

Coupe C : Coupe C :

MariannesMariannes

D/ fosse (km) P (km) D/ fosse (km) P (km)D/ fosse

(km)P (km)

Point de départ ser-

vant de référence0 0 0 0 0 0

Foyers des

séismes superfi-

ciels

73 -30 51 -33 75 -26

90 -33 119 -32 94 -57

135 -33 161 -43

Foyers des

séismes situés à

une profondeur

moyenne

280 -97 171 -86 206 -151

373 -104 216 -182 223 -192

480 -210 329 -272

Foyers des

séismes profonds800 -537 585 -568252 252 -501

Mise en évidence des marqueurs volcaniques

Plaque chevau-Plaque chevau-

chantechanteAmérique du SudAmérique du Sud JaponJapon MariannesMariannes

Distance à la fosse

des volcans

Caichinque

(nord du Chili,

4450 m) 373 km

Chirpoï (742 m)

182 km

Agrigan (965 m)

214 km

Plans de subduction (plans de Wadati-Benioff) et position des volcans au

niveau des plaques chevauchantes des zones de subductions considérées.

VA = volcans au niveau de la plaque

Sud-américaine.

VB = volcans au niveau de la plaque

Philippines

VC = volcans au niveau de la plaque

Eurasie.

VAVCVB

Fosseocéanique

Distance de la fosse (km)

Pro

fon

feu

r d

es

foy

ers

(k

m)

200

–100

–200

–300

–400

–500

–600

400 600 800 1000

Coupe AAmérique du Sud

Coupe CMariannes

Coupe BJapon



� Les marqueurs morphologiques, sismiques et magmatiques caractéri-sant les zones de subduction.

fosse océanique, relief positif tel qu’une chaîne de montagnes ou un arc insulaire.

une activité sismique importante est une signature des zones de sub-duction (des déformations instantanées cassantes sont à l’origine des séismes).

Les foyers sismiques liés au phénomène de subduction se répartissent en profondeur sur « une surface inclinée », dite plan de Wadati-Benioff

qui part à l’aplomb de la fosse et s’enfonce sous un continent ou un arc insulaire. Ce plan correspond au sommet de la lithosphère océanique en subduction : c’est le plan de subduction.

L’existence de foyers sismiques jusqu’à environ 700 km de profon-deur met en évidence l’existence d’une plaque lithosphérique plon-geante froide et cassante qui s’enfonce dans l’asthénosphère ductile (ou les déformations sont non cassantes).

Au-delà de 700 km, on n’enregistre plus de foyers sismiques : les roches de la lithosphère océanique se comportent de manière plastique.

des volcans localisés sur la plaque chevauchante sont présents dans les zones de subduction.

1300°C

PLAQUEPLONGEANTE

PLAQUECHEVAUCHANTE

Zone de convergence

croute continentalecroûte océanique

manteau

manteau lithosphérique

fusionpartielle

Mouvement de plaques

Magma à composition basaltique

Foyers sismiques

asthénosphére

Marqueurs morphologiques

Relief -Fosse

océanique

Relief +Chaîne de

montagnes ou arc insulaire

Marqueurs magmatiques

Volcans associés à la chaîne de montagnes ou à

un arc volcanique

Marqueurs sismiques

Répartition des foyerssismiques suivant le

plan de Benioff-Wadati

Zone de convergence

Dorsale

0

50

100

Pro

fon

de

ur (k

m)

Zone de subduction

Lithosphère et asthénosphère dans une zone de subduction

� Un séisme est provoqué par la rupture brutale des roches de la lithos-

phère en profondeur, en une zone ponctuelle, le foyer situé à la verti-

cale de l’épicentre, projection à la surface de la Terre de la position du

séisme en profondeur.

morphologiques

sismiques

magmatiques

Exercice 7



La présence de séismes indique par conséquent que le matériau qui

se rompt est rigide et non déformable.

� La tomographie sismique montre la présence d’une bande qui s’en-

fonce obliquement et qui présente des vitesses sismiques plus élevées,

signatures de l’existence d’un matériel plus froid. Cette bande s’en-

fonce au sein d’un matériel plus chaud (anomalies négatives).

À cette bande plus froide sont associés des séismes qui permettent de

dire que cette zone est constituée de matériaux cassants.

La tomographie sismique et la répartition des séismes, confirment la

plongée au niveau de la fosse du Japon, de la lithosphère océanique

froide et rigide de la plaque Pacifique dans un matériel plus chaud

correspondant à l’asthénosphère.

� Modélisation des variations de température en fonction de la profon-deur au niveau d’une zone de subduction.

Les isogéothermes s’infléchissent au niveau de la fosse, ce qui maté-

rialise un plongement de ses isogéothermes.

On note une « dépression » des isogéothermes au niveau du plan de sub-

duction : la température y est plus basse que dans le manteau environnant.

Ces anomalies thermiques et foyers sismiques profonds (document 10)

matérialisent la plongée de la lithosphère océanique froide au niveau

de l’affrontement des deux plaques.

Le plongement de la lithosphère océanique froide à des vitesses rela-

tivement élevées maintient un contraste des températures.

L’isotherme 1300°C sépare un domaine rigide (lithosphère) d’un

domaine déformable mais non fondu (asthénosphère), le tout à com-

position chimique constante (péridotite).

100

200

300

400

500

600

Profondeur(km)

Zone

volcaniqueFosse

océanique

Mouvements de convergence

1400°C

1300°C1200°C

1000°C

800°C

Plaque chevauchante

Plaque plongeante

Lithosphère Lithosphère océanique

Asthénosphère plus chaude

Lithosphère océanique plus

froide et cassante (séismes)

Plan de Wadati-

Benioff



Indices du raccourcissement et de l’empilement dans une chaîne de montagne

Épaississement lié à un

raccourcissement

Charriage PliChevauchements

profonds et superficiels

Épaississement lié à un empilement

d'écailles crustales

Écailles

crustales

Relief positif :

montagnes

Importante

racine crustale

Croûte

continentale

Manteau

lithosphérique

100

1020304050

60

Pro

fon

de

ur

(km

)

Exercice 8




A. Pour débuter� Le modèle de la tectonique globale : un modèle prédictif

Croûtecontinentale

Manteaulithosphérique

Manteausupérieur

Croûteocéanique

Divergence

Convergence

Dorsale Subduction

CollisionChambre magmatique

Subduction

Chambre magmatique

La chambre magmatique est localisée au niveau de la croûte océanique à l’axe de la dorsale.



� Les structures géologiques observées actuellement dans les chaînes de montagnes et les questions qu’elles suscitent.

Documents 2a et 2b : Dans les Alpes comme dans

l’Himalaya, se trouvent des sédiments d’origine

marine et des ophiolites.

Le document 3 précise que les ophiolites sont des

fragments de lithosphère océanique constitués de

basaltes, gabbros et péridotites.

Document 2 : on constate de plus que ces struc-

tures constituent une suture, c’est-à-dire une zone

de contact, dans les Alpes, entre les marges conti-

nentales de la plaque européenne et de la plaque

africaine, et dans l’Himalaya, entre les marges

continentales de la plaque indienne et de la plaque

eurasiatique. Cette suture ophiolitique correspond

aux restes d’un ancien océan aujourd’hui disparu.

Quels sont les témoins

dans une chaîne de colli-

sion, de la présence d’un

ancien domaine océa-

nique ?

Le document 2b montre qu’au niveau de l’Himalaya

il existe associés aux ophiolites (lithosphère océa-

nique) des sédiments de prisme d’accrétion, sédi-

ments qui peuvent se trouver au niveau de certaines

fosses de subduction, et des granites de subduc-

tion.


dans une chaîne de col-

lision d’une subduction

océanique puis continen-

tale ?

Documents 2a et 2b : Les sédiments marins, les

sédiments de prisme d’accrétion et les ophiolites

sont actuellement en altitude et appartiennent au

domaine continental.

Document 3 : les ophiolites sont des fragments de

lithosphère océanique portés en altitude dans un

contexte de convergence.


d’une remontée vers la

surface au cours de la

collision de matériaux

préalablement enfouis au

cours de la subduction ?

Les premiers constats effectués doivent être suivis d’études plus pous-sées afin de comprendre les mécanismes qui permettent la formation des chaînes de montagnes.

B. Cours

Montrer que les ophiolites du Chenaillet sont des roches vestiges d’une

ancienne lithosphère océanique.

� L’observation microscopique de l’association minérale présente dans

une roche permet de connaître les conditions de pression et tempé-

rature subies au cours du temps. Il s’agit de tracer le trajet Pression-

Température d’un gabbro du Chenaillet.

L’exploitation va être présentée sous la forme d’un tableau.

Activité 1



Le type de données Le type de données

fournies fournies

par le documentpar le document

Les observations effectuées Les observations effectuées

au niveau du documentau niveau du documentLa ou les déductionsLa ou les déductions

Documents 4 et 5 :

géologie des ophio-

lites du Chenaillet

Les ophiolites du Chenaillet sont consti-

tuées de basaltes en coussins, de gabbros

et de péridotites métamorphisées, qui

actuellement sont situés entre 2100m et

2650 m d’altitude

Ces ophiolites constituent un

fragment de lithosphère océa-

nique qui se retrouve en altitude

du fait de la collision alpine.

Document 6 :

Les gabbros du Che-

naillet et leur compo-

sition minéralogique

Tous les gabbros présents au niveau du

Chenaillet n’ont pas exactement la même

composition minéralogique :

C1 : feldspaths plagioclases et pyroxènes

à l’équilibre (composition d’un gabbro se

formant au niveau d’une dorsale)

C2 : feldspaths plagioclases et pyroxènes

entourés d’amphibole (hornblende)

C3 : feldspaths plagioclases, pyroxènes,

hornblendes, mais aussi actinotes (autre

amphibole) et chlorites

Les minéraux de C1 étant à l’équi-

libre, on peut supposer que ces

minéraux, à un moment donné,

n’ont plus été à l’état d’équi-

libre, puisque dans C2 apparaît

un autre minéral, la hornblende,

qui les sépare. Ils ont été désta-

bilisés. Une nouvelle déstabilisa-

tion est sans doute à l’origine de

C3 puisque de nouveaux miné-

raux sont présents.

Quelle est l’origine de cette dés-

tabilisation ?

Document 7 : Les

conditions de tem-

pérature et de circu-

lation d’eau de mer

au niveau du plan-

cher océanique

Les gabbros cristallisent au niveau des

dorsales dans certaines conditions de

température et de pression. Dans la croûte

océanique fracturée circule de l’eau de mer

à l’origine d’une hydratation des roches et

d’un refroidissement.

La lithosphère océanique qui vient de se

former est constituée de minéraux non

hydratés alors que la lithosphère océa-

nique transformée suite aux circulations

hydrothermales présente des minéraux

hydratés tels que les amphiboles et la

chlorite.

La présence d’eau et la diminu-

tion de température due à l’éloi-

gnement de la dorsale sont à

l’origine d’un changement des

conditions initiales de forma-

tion des gabbros : les minéraux

sont déstabilisés et de nouveaux

minéraux hydratés apparaissent.

On peut supposer que C2 et C3

proviennent d’une déstabilisa-

tion et donc d’une transforma-

tion d’un gabbro de dorsale de

type GA auquel correspond C1,

suite à l’hydrothermalisme qui

affecte la croûte océanique.

Document 8 : les

domaines de stabi-

lité des assemblages

minéralogiques des

gabbros suivant leur

localisation par rap-

port à la dorsale :

Chaque minéral possède un domaine de

stabilité : éventail de pressions et tempé-

ratures à l’intérieur duquel un minéral ou

une association minérale est stable corres-

pondant aux conditions de sa formation.

En dehors de ce domaine, il y a déstabilisa-

tion : il y a alors des transformations et /ou

On peut replacer C1, C2 et C3

dans ce diagramme P-T :

C1 correspond à GA, C1à C2

(réaction 1) et C2àC3 (réac-

tion 2).



ce diagramme a été

construit à partir

de résultats d’ex-

périences réalisées

sur des associations

minérales dont on a

fait varier les condi-

tions de P et T

des interactions des minéraux entre eux,

ce qui aboutit à la formation de nouveaux

minéraux plus stables dans les nouvelles

conditions. Cette transformation structu-

rale et minéralogique des roches appelées

métamorphisme implique des réactions

chimiques (réactions 1 ou 2) à l’état solide

entre les minéraux.

GA correspond à un gabbro de dorsale qui

cristallise dans la croûte (profondeur 5 à 7

km), à une pression faible et une tempéra-

ture inférieure à 1100°C.

Le trajet Pression–Température d’un gabbro du Chenaillet

C1C2C3

2000 400 600 800 1000 1200

30

25

20

15

10

5

0

35

Température(°C)

Profondeur (km)

Plagioclase

Hornblende

Actinote

Chlorite

Plagioclase

Amphibole

(hornblende)

Eau

Plagioclase

Pyroxène

Eau

So

lid

us

du

ga

bb

ro

Co

nd

itio

ns

no

n

réa

lisé

es

da

ns

la n

atu

re

1 GA2

0

1

0,5

Pression(GPa)

Bilan :



�

Les indices de la présence Les indices de la présence

d’un ancien océand’un ancien océanLes indices de collisionLes indices de collision

Documents 4 et 5

Présence d’ophiolites c’est-à-dire

d’une ancienne lithosphère océanique

constituée de basaltes en coussins,

gabbros et péridotites.

Documents 6, 7 et 8

Présence dans les gabbros du Che-

naillet, d’associations minérales mon-

trant un métamorphisme dû à l’hydro-

thermalisme qui affecte la lithosphère

océanique au niveau d’un océan. Les

gabbros de dorsales se transforment

à terme en métagabbros du faciès

Schistes Verts (document 16b) carac-

térisés ici par l’association minérale :

Feldspaths plagioclases, Actinote,

Chlorite.

Document 10

Présence de radiolarites, roches sédi-

mentaires d’origine marine résultant

de l’accumulation de squelette sili-

ceux d’organismes planctoniques

marins unicellulaires, les radiolaires,

déposés au niveau des plaines abys-

sales.

Documents 4 et 5

Actuellement les ophiolites du Che-

naillet sont situés entre 2100m et

2650 m d’altitude.

La disposition des différentes roches

est oblique par rapport à la disposi-

tion horizontale qu’elles présentent au

niveau du plancher océanique.

Rechercher les preuves de l’existence d’une marge continentale passive

� Il s’agit de dégager les caractéristiques morphologiques, tectoniques

et sédimentaires d’une marge continentale passive actuelle comme la

marge de Galice. Les marges continentales constituent le domaine de

transition entre continent et océan. Aux marges actives, on oppose les

marges passives ou stables qui sont des régions calmes à faible activité

sismique ou volcanique.

Activité 2



Caractéristiques Caractéristiques

morphologiquesmorphologiques

Caractéristiques tecto-Caractéristiques tecto-

niques (déformations)niques (déformations)


sédimentairessédimentaires

Trois unités plus ou

moins profondes se

succèdent en partant

du littoral : le plateau

continental (0 à 200m),

prolongement du conti-

nent, le talus continen-

tal (200 à 3000-4000

m) et le glacis (3000

à 5000 m), surface

quasiment plane, où

la bordure continen-

tale (lithosphère conti-

nentale) se raccorde

aux fonds océaniques

(lithosphère océa-

nique).

Les caractéristiques tec-

toniques des marges

passives ont été déter-

minées à partir de tech-

niques sismiques et

de forages (documents

12b et 12c). les marges

passives présentent

un amincissement de

la croûte continentale

(document 13) depuis

la zone émergée jusqu’à

sa limite où la bordure

continentale (lithos-

phère continentale)

se raccorde aux fonds

océaniques (lithosphère

océanique). La partie

supérieure de la croûte

est découpée en blocs

basculés, séparés par

des failles normales, pas

ou peu actives actuel-

lement qui témoignent

d’une extension contem-

poraine de la formation

d’un rift (document 13).

La croûte fracturée est

recouverte de sédiments

de nature différente. Les

marges passives stables

sont des pièges sédimen-

taires.

Leurs sédiments peuvent

donc fournir des rensei-

gnements sur l’histoire du

continent.

� Les séries sédimentaires

présentant actuellement

une disposition en éventail

(séries sédimentaires 2

des documents 12b, c

et 13a) : elles se sont

déposées initialement à

l’horizontale sur un socle

instable, en phase de

fracturation sous l’effet

de l’extension ; elles sont

contemporaines de la for-

mation du rift.

� Les séries sédimentaires

(séries sédimentaires 3

des documents 12b, c et

13b), qui sont en position

de dépôt, à l’horizontale :

elles se sont formées

lorsque la dorsale océa-

nique a commencé à fonc-

tionner.

� La collision entre deux blocs continentaux met en contact deux marges

continentales qui en se déformant sont à l’origine de la chaîne de mon-

tagnes. Certaines parties de ces marges conservent leur structure ini-

tiale, malgré les déformations dues à la collision. Il s’agit de montrer

que les structures présentes au niveau du Massif du Taillefer dans les

Alpes, sont les témoins d’une ancienne marge continentale permettant

de dater la période de la fracturation continentale.



Le massif du Taillefer présente des affleurements de socle continental

constitué de roches métamorphiques et magmatiques (comme le granite),

fracturé par des failles normales (3 sont visibles dans le document 11)

plus ou moins parallèles. Ces failles délimitent des blocs basculés, ména-

geant entre eux des zones où les sédiments se sont accumulés. Les failles

normales et les blocs basculés constituent des structures semblables à

celles des marges continentales passives actuelles telles que la marge

de Galice (document 12).

Le Jurassique inférieur et moyen présente des couches plus ou moins

disposées en éventail et date donc la période de fracturation en distension

qui forme le rift. La présence de fossiles d’Ammonites et de Belemnites,

mollusques marins et de Crinoïdes, organismes vivant fixés sur les fonds

marins, témoigne de l’existence de la mer à cette époque.

Le Jurassique supérieur et le Crétacé sont constitués de couches prati-

quement horizontales. Les fossiles d’Ammonites et de Calpionelles témoi-

gnent d’une mer plus profonde qui accompagne l’existence d’un domaine

océanique ancien qui apparaît donc au Jurassique supérieur.

Cette région des Alpes correspond à une ancienne marge continentale

et témoigne de l’étirement et de l’amincissement d’un continent ce qui

a abouti à sa rupture.

L’interprétation des observations effectuées sur cet affleurement permet

d’établir une succession de différents phénomènes :

Une extension fracture la croûte continentale et forme des blocs basculés

(document 11).

La divergence des domaines continentaux ainsi fracturés se poursuit : il y

a formation d’un domaine océanique comme en témoignent les fossiles

contenus dans les roches sédimentaires du Jurassique et du Crétacé

� Des indices de raccourcissement montrent que les marges continentales sont déformées au cours de la collision.

La coupe figurée dans l’encadré, montre des plis et une faille inverse pos-

térieure au jurassique moyen, terrain recoupé par la faille le plus récent

figuré sur cette coupe. Ces plis et cette faille inverse témoignent donc

d’un raccourcissement.

Ces observations permettent de continuer la chronologie des phénomènes

qui ont affecté cette région : la divergence cesse et est remplacée par

une dynamique de convergence aboutissant à la fermeture du domaine

océanique et à une collision dont témoignent la faille inverse et les plis.

Rechercher au niveau de massifs ophiolitiques alpins les indices d’un métamorphisme lié à une subduction océanique ayant pré-cédée la collision

Activité 3



�

Lieu de prélèvement des Lieu de prélèvement des

échantillons observéséchantillons observés

ChenailletChenaillet

Documents de l’activité 1Documents de l’activité 1

QueyrasQueyras

Document 14Document 14Mont VisoMont Viso

Roche(s) Roches constitutives

d’une ancienne lithos-

phère océanique : Méta-

basaltes, Métagabbros,

et Métapéridotites

Roches constitutives

d’une ancienne lithos-

phère océanique : Méta-

basaltes, Métagabbros,


Document 15a Roches

constitutives d’une

ancienne lithosphère

océanique : Métaba-

saltes, Métagabbros,


Minéraux C1 : Feldspaths plagio-

clases et pyroxène

C2 : Feldspaths plagio-

clases, Pyroxène, Horn-

blende,

C3 : Feldspaths plagio-

clases, Actinote, Chlorite.

Document 14

Q1 : Feldspaths plagio-

clases, Pyroxène, Acti-

note, Glaucophane.

Document 15b

V1 : Epidote, Quartz,

Glaucophane, Grenat,

Jadéite

Domaine de stabilité

des différents miné-

raux (document 16a) :

� Pression

� Température

C1

P < 0,25 GPa

T =1100 à 700°C

C2

P < 0,25 GPa

T=700 à 400°C

C3

P < 0,25 GPa

T=400 à 300 /200°C

Q1

P=0,8 à 1 GPa

T =400 à 300°C

V1

P= 1,8 à 2 GPa

T= 450 à 550°C

Faciès métamorphique

(document 16c)

C3 : faciès Schistes Verts Schistes Bleus Eclogites

Âge en Ma corres-

pondant à l’âge pour

lequel les roches ont

été soumises à une

pression maximale.

-150 à -146 - 90 à - 50 (l’âge varie

selon l’affleurement

considéré).

- 50 à - 48

Contexte géodyna-

mique (roches indica-

trices d’une expansion

océanique, d’une sub-

duction ; indiquer la

profondeur atteinte)

Les ophiolites du Che-

naillet correspondent,

du fait des composi-

tions minéralogiques

des métagabbros qui les

constituent, à une lithos-

phère océanique qui n’a

pas participé à une sub-

duction mais a subi un

métamorphisme Basse

Pression-Haute tempéra-

ture (hydrothermalisme).

Les ophiolites du Queyras et du Mont Viso ont

subi un métamorphisme Haute Pression –Basse

Température dans un contexte de subduction.

Dans le cas du Queyras, la profondeur atteinte au

cours de la subduction est inférieure.



� On peut supposer que les roches de la lithosphère océanique du

Queyras et du Mont Viso ont suivi le même trajet P-T-temps que celles

du Chenaillet : elles se sont formées à la dorsale, ont subi un méta-

morphisme par hydrothermalisme et se sont transformées en méta-

gabbros du faciès Schistes Verts, puis la lithosphère océanique est

rentrée en subduction. Le document 14 montre d’ailleurs que les

métagabbros question � renferment de l’actinote, minéral caracté-

ristique du faciès Schistes Verts, qui s’est formée postérieurement au

pyroxène puisqu’elle le recoupe, et antérieurement à la glaucophane

qui l’entoure.

Les trajets P-T effectués au cours du temps par un gabbro qui est à l’origine de Q1 et un gabbro qui est à l’origine de V1.

6002000 400 800 1000 12000

1

2

0,5

50

25

Température (°C)

Pro

fon

deu

r (k

m)

Pre

ssio

n (

GP

a)

Domaine

de fusion

paritelleABD

C

E

FG

cond

itions non

réalisées

dans la natu

re

Trajet P et T d'un métagabbro du Viso V1

Trajet P et T d'un métagabbro du Queyras Q1

Q1

V1

Les domaines A, B, C, D, E, F et G correspondent aux domaines de sta-

bilité des associations minérales.

A : Plagioclase + Pyroxène

B : Plagioclase + Amphibole (hornblende)

C : Plagioclase + Amphibole (actinote) + Chlorite

D : Plagioclase + Amphibole (glaucophane)

E : Glaucophane + Jadéite

F : Grenat + Jadéite +ou – Glaucophane

G : Grenat + Jadéite.

� Le métamorphisme des zones de subduction est qualifié de métamor-

phisme « Haute Pression-Basse Température ».

Les roches de la lithosphère océanique telles que celles du Queyras et

du Mont Viso présentent des associations minérales montrant que la

pression à laquelle ont été soumises ces roches est élevée, entre 0, 8

et 2 GPa, alors que la température n’a pas dépassé 550°C.



Lorsque la lithosphère froide s’enfonce dans l’asthénosphère au cours de

la subduction, ses roches subissent une faible augmentation de tempé-

rature et une forte augmentation de pression, qui entraînent la transfor-

mation de leurs minéraux en de nouveaux assemblages minéralogiques

stables pour les nouvelles conditions de pression et de température.

� Les ophiolites du Queyras et du Mont Viso comportent des indices de

l’expansion océanique, de la subduction puis de la surrection lors de

la collision des plaques Europe-Asie à l’origine des Alpes.

Des indices d’une Des indices d’une

expansion océaniqueexpansion océanique

Des indicesDes indices

d’une subduction d’une subduction

Des indices de colli-Des indices de colli-

sionsion

Documents 14 et 15

Les ophiolites du

Queyras et du Mont

Viso sont des frag-

ments de lithosphère

océanique consti-

tués de métaba-

saltes, métagabbros

et métapéridotites :

ces roches se sont

formées au niveau

d’une dorsale et sont

les témoins de l’ex-

pansion océanique.

Document 14

Autre indice de l’ex-

pansion, le métagab-

bro Q1 renferme de

l’actinote, minéral

caractéristique du

faciès Schistes Verts

qui montre que ce

gabbro en s’éloignant

de la dorsale a subi

un métamorphisme.

Document 14

Le métagabbro Q1 renferme

entre autre de la Glaucophane

qui indique qu’il a subi un méta-

morphisme Haute Pression-

Basse Température.

Document 15

Le métagabbro V1 du Mont Viso

renferme quant à lui du grenat

et de la jadéite, qui indiquent

qu’il a été soumis à une pression

supérieure à celle subie par Q1.

Les associations minérales

contenues dans ces roches

témoignent ainsi d’un métamor-

phisme caractéristique d’une

zone de subduction.

Documents 14 et 15

Les schistes lustrés du Queyras

sont interprétés comme étant

des sédiments de prisme d’ac-

crétion, structure pouvant exister

au niveau de certaines fosses de

subduction, où l’accumulation

sédimentaire est importante.

Document 15

Les ophiolites du

Mont Viso, fragments

de lithosphère océa-

nique, sont situées à

une altitude 3841m.

Les différentes

roches sont dispo-

sées en lambeaux

obliques séparés par

des failles actives qui

ont fonctionné durant

leur exhumation qui

fait suite à leur sub-

duction.



CC� Les marqueurs des zones de subduction

1300°C

PLAQUEPLONGEANTE

PLAQUECHEVAUCHANTE

Zone de convergence

croûte continentale

manteau


Relief –

Fosse

océanique

Relief + Chaîne demontagnes ouarc insulaire


Volcans associés à la

chaîne de montagnes

ou à un arc volcanique

Marqueurs sismiques

Répartition des foyerssismiques suivant le plande Benioff-Wadati

Zone de subduction

Marqueurs métamorphiques

SV SB E

SV

SB

E

0

50

100

Pro

fon

de

ur (k

m)

SV : métagabbros du faciès Schistes verts.

SB : métaggabbros du faciès Schistes Bleus.

E : métagabbros du faciès Eclogites

Rechercher les témoins d’une subduction continentale

� La répartition géographique des roches métamorphiques (document 19)

permet de mettre en évidence une zonation très nette du métamorphisme

dans les Alpes. D’Ouest en Est, on constate un passage progressif de roches

du faciès Schistes verts à des roches du faciès Schistes bleus puis à des

roches du faciès Eclogites : l’intensité du métamorphisme est donc crois-

sante d’Ouest en Est, ce qui signifie que les roches ont été portées à des

températures et des pressions de plus en plus importantes. La subduction

qui a provoqué la disparition de l’océan alpin s’est effectuée d’Ouest en

Est : la plaque européenne a plongé sous la plaque africaine.

� Quels sont les arguments minéralogiques et sismiques qui ont contri-

bué à élaborer le modèle de subduction continentale ?

Les arguments minéralogiques sont présentés dans les documents 19 et 20 :

des minéraux indicateurs d’un métamorphisme Ultra Haute Pression ont été

retrouvés dans des roches continentales ce qui indique que celles-ci ont été

enfouies jusqu’à des profondeurs allant de 90 à 140 km.

Les arguments sismiques sont fournis par la technique de tomogra-

phie sismique du document 21 : on peut constater que la lithosphère

continentale indienne plus froide plonge sous la plaque eurasiatique.

Activité 4



Coupe au niveau des frontières de la plaque indienne et de la plaque

eurasiatique réalisée à l’aide de Tectoglob.

Plaque indienne Plaque eurasienneHimalaya

Subduction continentalede la plaque indienne

Document 20 : La pré-

sence de diamant dans des

roches caractéristiques de

la lithosphère continentale

indique un enfouissement à

plus de 120 km de profon-

deur (pressions de plus de

4 GPa)

Profondeur

120

90

60

30

0Croûte continentale dela plaque subduite

Croûte continentale dela plaque chevauchante


Asthénosphère

Croûte océanique

Coesite(métamorphisme UHP)

Grenat(Fe,Mg)3Al2Si3O12

Coésite (SiO2)

QuartzSiO2

Document 19 : La présence de coésite contenue dans

des roches caractéristiques de la lithosphère continen-

tale indique qu’elles ont été enfouies à plus de 90 km

de profondeur (pressions : 2,5 à 3 GPa)

Métamorphisme

Ultra Haute

Pression

(par rapport àla normale)

SupérieureLithosphèrecontinentaleplus froidequi plonge

Inférieure

Gros séismes

Normale

A B

400km

800km

Sud

Plaque indienne Plaque eurasiatique

Nord

Asthénosphèreplus chaude

Document 21 : La tomographie sis-

mique montre le plongement de la

plaque indienne continentale sous la

plaque eurasiatique : il y a subduction

continentale.



Rechercher les témoins d’une remontée en surface d’écailles de l’ancienne lithosphère océanique et continentale

� Le document 23 va permettre de retrouver le trajet suivi par les méta-

gabbros du Queyras et du Mont Viso lors de l’exhumation qui les a

ramenés en surface après qu’ils aient subducté.

Des métagabbros du Queyras (Q2) présentent ainsi des cristaux de

glaucophane entourés de cristaux de chlorite et d’actinote, ces der-

niers minéraux se sont donc formés aux dépends de la glaucophane :

en remontant ces métagabbros se sont retrouvés dans les conditions

Pression et Température du faciès Schistes Verts.

Des métagabbros du Mont Viso, V2 présentent de la glaucophane sans

grenat et jadéite et sont eux mêmes recoupés par V3 constitué de chlo-

rite et d’actinote. Les métagabbros du Mont Viso sont donc passés du

faciès Eclogites au faciès Schistes Bleus, puis au faciès Schistes Verts,

au cours de l’exhumation.

Les trajets (P, T, temps) suivis par les roches métamorphiques du

Queyras et du Mont Viso de leur formation au niveau des dorsales

jusqu’à leur exhumation.

6002000 400 800 1000 12000

1

2

0,5

50

25

Température (°C)

Pro

fon

deu

r (k

m)

Pre

ssio

n (

GP

a)

Domaine

de fusion

paritelle

ABDC

E

FG

cond

itions non

réalisées

dans la natu

re

Trajet P et Tau cours de lasubduction

Trajet P et T de la dorsaleà la zone de subduction

Q1

V1

Exhumation rapide

V2

V3

Q2

S’appuyer sur les indices relevés pour reconstituer un scénario possible de l’histoire des Alpes en relation avec le modèle

� Quels sont les arguments qui ont permis d’aboutir à la formulation de

l’affirmation « Les roches du Chenaillet montrent un métamorphisme

Activité 5

Activité 6



hydrothermal net ; elles n’ont donc pas été affectées par la subduction

ni par la collision »

Il faut ici ne s’intéresser qu’aux roches c’est-à-dire aux associations

minérales qu’elles présentent.

Les métagabbros du Chenaillet présentent plusieurs sortes d’associa-

tions minérales (document 6) :

C1 : Feldspaths plagioclases et Pyroxène

C2 : Feldspaths plagioclases, Pyroxène, Hornblende,

C3 : Feldspaths plagioclases, Actinote, Chlorite

Ces associations sont apparues successivement lors de l’éloignement

du gabbro de l’axe de la dorsale, lieu de sa formation (C1) suite au

refroidissement et à l’hydratation de la croûte océanique (document 7)

par hydrothermalisme (C2 puis C3). En effet, ces associations minérales

indiquent que les températures et les pressions auxquelles ont été

soumises les métagabbros qui les renferment, varient entre 1000°C

et 200°C pour la température, pour une pression faible quasiment

constante, de l’ordre de 0,25GPa (document 8).

Les roches du Chenaillet ne présentent pas de minéraux indicateurs

d’une pression plus importante tels que la glaucophane, le grenat

et la jadéite qui permettrait de dire qu’elles ont participé à une sub-

duction.

Elles ne présentent pas de traces d’exhumation, c’est-à-dire de traces

d’une remontée en surface d’écailles au cours de la collision. En effet,

le document 23 montre qu’au cours de l’exhumation, les associations

minérales des métagabbros du Queyras et du Mont Viso, stables aux

conditions de température et de pression correspondant à la profon-

deur atteinte au cours de la subduction océanique sont déstabilisées,

de nouveaux minéraux apparaissent indiquant un retour vers la surface.

De même, le document 24, permet de dire que le même phénomène

se produit pour des roches enfouies au cours d’une subduction conti-

nentale : des roches continentales renferment de la coésite, entourée

d’une auréole de quartz. Ces roches ont d’abord été enfouies au cours

d’une subduction continentale, d’où la formation de coésite (méta-

morphisme Ultra Haute Pression) par transformation du quartz, puis

une exhumation, synonyme d’une diminution de pression, a induit une

recristallisation du quartz à partir de la coésite.

Les roches du Chenaillet, dont les associations minérales montrent un

métamorphisme hydrothermal, ne présentant ni minéraux indicateurs

de subduction ni traces d’exhumation au cours de la collision, n’ont

donc pas été affectées par la subduction ni par la collision.



� les différents indices qui ont contribué à l’élaboration des étapes du modèle de la formation des Alpes.

Les étapes du modèle de la forma-Les étapes du modèle de la forma-

tion des Alpestion des AlpesLes indices qui ont contribué à élaborer ce modèleLes indices qui ont contribué à élaborer ce modèle

Étape 1 : Ouverture et expansion de

l’océan alpin (-250 à –80 MA).

Indices d’ouverture

� d’anciennes marges continentales passives (document 11)

qui caractérisent la phase d’ouverture continentale (blocs

basculés limités par des failles normales indicatrices d’ex-

tension)

Indices de l’expansion océanique

� des ophiolites (fragments d’anciennes lithosphères océa-

niques) et de sédiments marins à Radiolaires par exemple

(document 10)

� des ophiolites telles que celles du Chenaillet (activité 1) qui

renferment des métagabbros, dont les associations miné-

rales sont le reflet des conditions (hydratation, température,

pression) régnant au cours de l’expansion océanique.

Étape 4 : La subduction SO2 fonc-

tionne. La lithosphère océanique

en subduction subit un méta-

morphisme HP-BT. Du plancher

océanique (futures ophiolites du

Chenaillet) chevauche la marge

européenne. Le prisme d’accrétion

serait à l’origine des schistes lustrés

du Queyras.

Indices de subduction océanique

� Les métagabbros du Queyras à glaucophane (document 14) et

du Viso (document 15) à grenat et jadéite, présentent des asso-

ciations minérales indicatrices d’un métamorphisme HP-BT

caractéristiques des zones de subduction (document16).

� Les schistes lustrés du Queyras sont des indicateurs d’un

prisme d’accrétion ayant existé au niveau de la fosse de sub-

duction.

Indice montrant que toute la lithosphère océanique n’a pas

subducté

Les ophiolites du Chenaillet (activité 1) présentent des asso-

ciations minéralogiques caractéristiques uniquement d’un

métamorphisme hydrothermal (documents 7 et 8) du type de

celui qui affecte la lithosphère du plancher océanique.

Étape 5 : Des fragments de la lithos-

phère océanique subduite sont

rapidement exhumés (ophiolites du

Queyras et du Mont Viso). Une par-

tie de la marge continentale euro-

péenne entraînée par la lithosphère

océanique entre en subduction

continentale (SC) : la collision des

deux marges débute et entraîne un

raccourcissement et un épaississe-

ment de celles-ci. Un détachement

de la lithosphère océanique serait

à l’origine d’une remontée de la

croûte continentale subduite.

Indices d’exhumation de fragments de lithosphère océanique

Les ophiolites du Queyras et du Mont Viso présentent des

modifications de leurs associations minérales montrant

qu’elles ont subi une diminution de pression au cours d’une

remontée rapide (document 23).

Indices de subduction continentale

Les roches métamorphiques continentales du Massif de Dora

Maira (document 19) contiennent de la coésite, minéral indi-

cateur de Ultra Haute Pression, résultant de la transformation

du quartz.

Indice d’exhumation d’écailles de croûte continentale

La coésite de Dora Maira (document 24) montre une déstabi-

lisation, indicatrice d’une diminution de pression, à l’origine

d’une recristallisation de quartz.



Préciser les modifications subies par la lithosphère océanique depuis sa

création à la dorsale jusqu’à sa subduction

� Le document 29 présente l’épaississement de la lithosphère océanique

au cours de son éloignement de l’axe de la dorsale.

� Calcul de l’âge et de l’épaisseur d’une lithosphère océanique située

à 1000 km de l’axe de la dorsale.

À 1000 km de l’axe de la dorsale, l’âge de la lithosphère océanique

est de : 1000.105 : 8 = 125.105 ans soit 12,5 Ma.

HL0 9 2 12 5 32 5= =, , , km

� Calcul de la masse d’une colonne de 1m2 de surface de cette même

lithosphère océanique.

M = �C.hC + �ML.(HLO-hC)

M= 2,85.103. 5 + 3,3.103 (32,5-5) = 103650 kg soit 103,65. 103

tonnes

� Comparaison avec celle d’une colonne d’asthénosphère sous-

jacente de même épaisseur et de même surface.

M = �A.HA

M= 3,25.103. 32,5

M = 105625 kg soit 105,625. 103 tonnes.

À ce stade la masse d’une colonne d’asthénosphère est supérieure à la

masse d’une même colonne de lithosphère. La lithosphère «flotte» sur

l’asthénosphère.

� Il s’agit de mettre en relation les évolutions du flux thermique, de la pro-

fondeur de la surface de la lithosphère océanique et de son épaisseur.

Le document 28 montre qu’au niveau de l’axe de la dorsale, le flux

thermique est important, ce qui correspond, à une profondeur du plan-

cher océanique d’environ 2 km, et une lithosphère très peu épaisse

(document 29).

Puis, lorsque la lithosphère océanique s’éloigne de la dorsale :

� le flux thermique diminue,

� la profondeur de sa surface augmente, jusqu’à 6 km environ au niveau des plaines abyssales,

� elle s’épaissit (documents 29 et 30) par le bas ; l’épaisseur de la croûte ne varie pas alors que celle du manteau lithosphérique augmente.

La profondeur de l’isotherme 1300°C (document 29) marquant la limite lithosphère-asthénosphère augmente

Les dorsales sont des chaînes de montagnes sous marines où la lithos-

phère océanique est bombée, chaude et peu épaisse, en s’éloignant de

la dorsale elle se refroidit (hydrothermalisme) lentement. Son épaisseur

et sa densité augmentent, la lithosphère océanique s’enfonce alors

progressivement dans l’asthénosphère : il y a subsidence thermique.

Activité 7



� Variations en fonction de l’âge de la masse d’une colonne de lithos-phère océanique et de celle d’une colonne d‘asthénosphère de même épaisseur.

Variation en fonctionde l’âge d’une colonnede lithosphère océanique

Variation en fonction de l’âged’une colonne de asthénosphèrede même épaisseur

0 2000

300

250

200

150

100

50

04000 6000 8000

Age (en 106 ans)

Ma

sse

(e

n 1

03 t

on

ne

s)

Les variations sont minimes.

À partir de 30 millions d’années la lithosphère océanique devient plus

dense (document 30) que l’asthénosphère ; elle devrait couler.

� Variations en fonction de l’âge de la masse d’une colonne de lithos-phère océanique et de celle d’une colonne d‘asthénosphère de même épaisseur.


AsthénosphèreCroûteocéanique

0 2000

300

250

200

150

100

50

04000 6000 8000

Age (en 106 ans)

Ma

sse

(e

n 1

03 t

on

ne

s)

1

2

3

Âge en 103

Âge en 103



Les deux graphes sont quasiment superposés sur ce document, car la

variation est minime à cette échelle.

1 : La masse d’une colonne de lithosphère océanique est inférieure à celle

d’une même colonne d’asthénosphère.

2 : La masse d’une colonne de lithosphère océanique est égale à celle

d’une même colonne d’asthénosphère.

3 : La masse d’une colonne de lithosphère océanique est supérieure à

celle d’une même colonne d’asthénosphère.

� L’âge des fonds océaniques est fourni par le logiciel Tectoglob.

Les fonds océaniques ont un âge très supérieur à 30 Ma puisque, les plus anciens fonds océaniques ont un âge d’environ 180 Ma.

La lithosphère lorsque sa densité est devenue supé-rieure à celle de l’asthénosphère continue à « flot-

ter ». En effet, l’asthénosphère exerce une résistance mécanique à l’enfoncement (document 31). Cette instabilité va perdurer plusieurs dizaines de millions d’années.

Montrer qu’au niveau d’une subduction, les transformations minéralogiques s’accompagnent d’une modification de la densité des roches qui entretient la descente de la lithosphère océanique.

� Il s’agit de montrer que les transformations de la croûte océanique entretiennent la descente de la lithosphère océanique.

Une expérience simple permet de mettre en évidence qu’un gabbro, qui n’a pas participé à une subduction, a une densité inférieure à celle d’une éclogite, c’est-à-dire, d’un métagabbro transformé, suite au métamorphisme Haute Pression-Basse Température qu’il a subi au cours de la subduction.

Calcul de la masse volumique de chaque échantillon

GabbroGabbro

Echantillon 1 2 3 4 5 6

Masse (g) 22,6 34,8 25,8 17,1 17,7 25

Volume (mL) 7,5 11,5 8,5 5,5 6 8,5

Masse volu-

mique (g.cm-3)3,013333 3,026087 3,035294 3,109091 2,95 2,941176

EclogiteEclogite

Echantillon 1 2 3 4 5

Masse (g) 65,3 18,9 35,5 31,6 7,6

Masse volumique

(g.cm-3)3,957576 3,78 3,736842 3,717647 3,8

L’âge de la lithosphère océa-

nique n’excède pas 200 Ma.

Remarque

Activité 8

Document 32



Ces échantillons de gabbros et d’éclogites sont des roches de la croûte

océanique. La densité de cette dernière augmente, par conséquent, au

cours de la subduction.

La densité d’un objet est le rapport de sa masse volumique sur la masse

volumique de l’eau. Or, la masse volumique de l’eau est égale à 1 g.cm-3, la

densité se déduit donc directement de la masse volumique de l’échantillon.

Remarque

Le document 33 permet de calculer l’augmentation relative de masse volumique moyenne de la lithosphère océanique lors de la subduction.

Lithosphère océanique Lithosphère océanique

avant la subductionavant la subduction


en cours de subductionen cours de subduction

Profondeur 1Profondeur 1


en cours de subductionen cours de subduction

Profondeur 2Profondeur 2

Masse volumique

moyenne3,3 3,304 3,3075

La masse volumique moyenne de la lithosphère océanique augmente

au cours de la subduction. Cette augmentation est liée à l’augmentation

de densité de la croûte océanique dont les roches se transforment en

métagabbros du faciès Schistes Bleus et en métagabbros du faciès

Eclogites, ce qui est à l’origine d’une augmentation de leur densité du

fait des transformations minérales résultant du métamorphisme Haute

Pression-Basse Température.

Les transformations minéralogiques entretiennent donc la subduction.

� L’évolution de la lithosphère océanique à l’origine de sa subduction dans l’asthénosphère et de l’entretien de celle-ci.

croûteocéanique

manteaulithosphériqueasthénosphère

Zone de convergenceZone de divergence

croûtecontinentale

manteau

Zone de subductionDorsale

Volcans

Fosse

G SV SVSB

E

0

50

100

Pro

fon

de

ur (k

m)

ab

Augmentation de l'âge

Augmentation de la profondeur du plancher océanique

G

SV

SB

E

Doc 29,30

Refroidissement

Épaississement

Augmentation de l'épaisseur dumanteau lithosphérique (a, b)

Augmentation de la densité

La lithosphère océanique devientplus dense que l'asthénosphère

SUBDUCTIONquand l'équilibre est rompu

Gabbro

Métagabbro(faciès schiste vert)

Métagabbro(faciès schiste bleu)

Métagabbro(faciès éclogite)

Doc 32,33

Augmentation de la densité

ENTRETIEN de la subduction etMOTEUR du déplacement des plaques

dSV < dSB < dE

Transformation minéralogiqueSV ➝ SB ➝ E

Métamorphisme HP-BT des rochesde la lithosphère océanique

Il est fait référence sur le schéma aux documents de l’activité 8.




A. Pour débuter

Il s’agit de montrer que les régions présentées dans les documents 2 et 3 sont des zones de subduction sièges d’une activité magmatique.

Une subduction Océan-Continent : convergence des plaques Nazca et

d’Amérique du Sud au niveau du Pérou et du Chili.

Les données GPS montrent que des points situés sur la plaque Nazca se déplacent vers l’Est à une vitesse comprise entre 61 et 77 mm par an alors que des points situés sur la plaque Amérique du Sud se déplacent vers l’Ouest à une vitesse comprise entre 1 et 1,9 mm par an.

Le mouvement relatif de ces deux plaques traduit bien une conver-gence et la frontière de ces deux plaques est donc une frontière de convergence.

La limite entre ces deux plaques est marquée par :

� l’existence d’une fosse ;

� une activité sismique avec des foyers séismiques d’autant plus pro-fonds que l’on s’éloigne de la fosse vers l’Est.

Profondeurs des foyers des séismes en fonction de la distance à la fosse et localisation du volcanisme.

Document 32

Fosse

Distance de la fosse (km)

Pro

fon

feu

r d

es

foy

ers

(k

m)

Volcans

2000

100

–100

–200

–300

–400

–500

–600

400 600 800 1000

Plaque chevauchanteAmérique du Sud

Plan de Wadati-BenioffPlaque Nazcaen subduction

Profondeurs Profondeurs

des foyers des des foyers des

séismes (km)séismes (km)

Distance à la Distance à la

fosse (km)fosse (km)

0 0

-100 100

-150 200

-200 300

-250 400

-300 500

-550 650

-600 800



� l’existence d’un volcanisme au niveau de la cordillère, longeant la fron-tière de convergence, c’est-à-dire parallèle à la fosse.

Tous ces indices constituent des marqueurs d’une zone de subduction et la disposition des foyers sismiques laisse à penser que c’est la plaque Nazca qui plonge sous la plaque Amérique du Sud.

Conclusion

Les différents marqueurs permettent de conclure que la côte Ouest de l’Amérique du Sud représentée est une zone de subduction siège d’une activité magmatique.

Plaque Amérique du Sud

Plaque Nazca

Fosse du Pérou

Foss

e d

u C

hil

i

150 20

0

25

0 30

03

50

60

0

100

A B

100 km61

77

77

1.9

1.7

1.0

25

03

00

60

0

77

Lignes reliant lesfoyers des séismesde même profondeur(km)

Fosse océanique

Vecteur vitessed'après des mesuresGPS (mm/an)

Volcans


+ (voir Google Earth)

Fosse océanique Chaîne de

(-8000m) (montagnes

(+7000m) :

axe des plis

parallèles à la

fosse.

Marqueurs

magmatiques

Volcans ali-

gnés paral-

lèlement à la

fosse.

Vecteurs GPS de déplace-

ment de la plaque Nazca

et de la plaque Amérique

du Sud : les plaques sont

en convergence.

Plaque plongeante

Marqueurs

sismiques

Foyers des séismes jusqu’à

600 km de profondeur. Les

courbes reliant les séismes

de même profondeur per-

mettent de visualiser le

plan de Wadati-Benioff.

Une subduction Océan-Océan, le long de l’arc insulaire des îles Tonga :

convergence de la plaque Pacifique et de la plaque indo-autralienne.

Les données recueillies par Google Earth ne figurent pas dans ce corrigé.

Document 3



Les données morphologiques et volcaniques

Les points blancs correspondent aux volcans.

Les données GPS montrent que des points situés sur la plaque pacifique se déplacent vers le Nord Ouest à une vitesse d’environ 10 cm par an alors que des points situés sur la plaque indo-autralienne se déplacent vers le Nord Est à une vitesse comprise entre 50 et 70 mm par an.

Le mouvement relatif de ces deux plaques traduit bien une convergence et la frontière de ces deux plaques est donc une frontière de convergence.

La profondeur des foyers sismiques augmente d’Est en Ouest.

Conclusion

La limite entre ces deux plaques est marquée par :

� l’existence d’une fosse ;

� une activité sismique avec des foyers séismiques d’autant plus pro-fonds que l’on s’éloigne de la fosse vers l’Ouest ;

� l’existence d’un volcanisme au niveau d’un arc insulaire parallèle à la fosse.



Tous ces indices constituent des marqueurs d’une zone de subduction et la disposition des foyers sismiques laisse à penser que c’est la plaque Pacifique qui plonge sous la plaque Indo-autralienne.

Les différents marqueurs figurés sur la coupe permettent de conclure que la région des îles Tonga est une zone de subduction siège d’une activité magmatique.

Plaque australienne

Plaque

chevauchante

Pro

fon

de

ur

(km

)Volcan Fosse

180 km

100 km

700

Subduction de laplaque pacifique

Plan de Wadati Benioff

Les deux zones de subduction étudiées montrent, outre une topographie parti-culière et une activité sismique, marqueurs de la subduction, une activité mag-matique localisée au niveau de la plaque chevauchante parallèlement à la fosse.

B. Cours

Montrer qu’il existe dans une zone de subduction une signature thermique du magmatisme

� Il s’agit de montrer que dans une zone de subduction, il existe une double anomalie thermique, signature de la subduction de la lithos-phère océanique et du magmatisme.

Le document 6 présente la variation du flux thermique en surface dans une zone de subduction : le flux de chaleur augmente (>160mW.m-2) au niveau des arcs volcaniques ou de la cordillère, et diminue (< à 40mW.m-2) au niveau de la fosse.

Les documents 4,5 et 10 (chapitre 1), qui ont été réalisés par tomographie sismique, permettent de repérer au niveau de la côte ouest de l’Amérique du Sud, des îles Tonga et du Japon, l’existence d’une zone d’anomalies

Activité 8



positives de la vitesse de propagation des ondes sismiques en profondeur.

Une anomalie positive signifie qu’il existe un matériel plus froid et plus

rigide que celui que l’on s’attendait à trouver aux profondeurs indiquées.

Cela traduit la plongée d’une lithosphère froide de plus en plus pro-fondément, ce qui confirme l’idée d’une subduction :

� cette zone de matériel plus froid et plus rigide plonge de l’Ouest vers l’Est au niveau de l’Amérique du Sud ce qui reflète le plongement de la plaque Nazca sous la plaque Amérique du Sud;

� elle plonge de l’Est vers l’Ouest aux Iles Tonga ce qui correspond à la subduction de la plaque Pacifique sous la plaque des Philippines et au niveau du Japon où cette fois-ci la plaque Pacifique subducte sous la plaque Eurasienne.

De même la répartition des isothermes présentée dans le document 11 (chapitre 1) révèle la présence d’une zone anormalement froide

s’enfonçant depuis l’aplomb de la fosse vers l’arc et au-delà

En outre, on note au niveau des documents 4, 5 et 10 (chapitre 1) des anomalies négatives signifiant qu’il existe du matériel plus chaud dans une zone située au niveau de la plaque chevauchante, au-des-sus du toit de la lithosphère plongeante. Ces anomalies peuvent être mises en relation avec le volcanisme observable en surface.

Ainsi, l’augmentation du flux reflète l’ascension et l’accumulation des magmas dans la plaque chevauchante alors que la diminution de ce dernier correspond à l’enfoncement de matériel froid au niveau de la fosse, c’est-à-dire à la subduction de la lithosphère océanique.

� Les marqueurs des zones de subduction

1300°C

croûteocéanique

manteau

lithosphérique

asthénosphère

fusion partielle

PLAQUE

PLONGEANTE

PLAQUE

CHEVAUCHANTE


croûte continentale

manteau


Relief – Fosse

océanique

Relief +Chaîne de

montagnesou arc insulaire


Volcans associés à lachaîne de montagnes

ou à un arc volcanique

Marqueurs sismiques

Répartition des foyerssismiques suivant le plan

de Benioff-Wadati


mouvements de plaques

foyers sismiques

magma à composition basaltique

0

50

100

Pro

fon

de

ur

(km

)

Fluxthermique

anomalie–

anomalie+

Marqueursthermiques


79Corrigés des activités – Séquence 2 – SN02 79

Préciser les caractéristiques des magmas associés aux zones de subduction à partir de l’étude des roches magmatiques

� Le document 7 présente une région du Pérou située en bordure de l’océan Pacifique.

Quels sont les indices de convergence lithosphérique observables au

niveau de cette région, frontière entre la plaque Nazca et la plaque

sud-américaine ?

La frontière entre ces deux plaques est marquée par :

▶ l’existence d’une fosse océanique,

▶ la présence d’un volcanisme récent parallèle à la fosse au niveau de la cordillère.

Ces deux indices, juxtaposition d’un relief négatif (fosse océanique) et d’un relief positif (chaîne de montagnes) et présence de volcanisme, sont des indicateurs de la présence d’une zone de subduction : la plaque Nazca plonge sous la plaque sud américaine.

D’autres indices de convergence sont observables au niveau du document 7. Des structures tectoniques, telles que des chevauche-ments (exemple au niveau de la région du Lac Titicaca), des failles inverses et les plis qui affectent les terrains sédimentaires traduisent le raccourcissement et l’épaississement de la marge andine dans ce contexte de convergence. Toutes ces structures sont grossièrement perpendiculaires à l’axe de convergence.

� Dans les zones de convergence l’importante activité magmatique pro-duit des roches variées, des roches volcaniques mais aussi des roches plutoniques de type granitoïdes (document 7).

En confrontant les données des documents 8 , 9 et 12, et en prenant en compte le fait que la diversité observée peut être liée à la compo-sition chimique du magma ou à la vitesse de refroidissement, il est possible d’identifier les roches A,B,C,D et E.

Activité 9



Ro

che

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Les différences existant entre ces roches proviennent :

� de la vitesse de refroidissement liée à la profondeur de mise en place,

� de la chimie des magmas dont elles sont issues.

Les roches A et C proviennent de la cristallisation d’un magma de même chimie mais dont le temps de refroidissement a été différent. On peut effectuer la même remarque pour les roches B et D. Par contre, la roche E provient de la cristallisation en profondeur d’un magma dont la composition est intermédiaire.

� Comparaison d’une roche magmatique des dorsales et d’une roche magmatique des zones de subduction.

Roche magma-Roche magma-

tique à structure tique à structure

microlitiquemicrolitique


des magmas des magmas

(Documents 11et 12)(Documents 11et 12)

Composition miné-Composition miné-

ralogique : minéraux ralogique : minéraux

caractéristiquescaractéristiques

(Documents 9, 10 et 12)(Documents 9, 10 et 12)

Minéraux hydratés en Minéraux hydratés en

vertvert

Dorsales

océaniques

Basaltes

Roches sombres

Magma

� Fluide

� Moins siliceux

� pas hydraté

Pyroxène, Feldspaths

plagioclases

Zones

de

subduction

Andésites

Roches plus

claires que les

basaltes

Les magmas ou

laves qui atteignent

la surface sont peu

fluides, riches en

gaz : les éruptions

sont violentes (libé-

ration brutale de gaz

emprisonnés dans

le magma)

� visqueux

� +siliceux

� +hydraté

Feldspaths plagioclases,

un peu de Quartz,

Amphibole (horn-

blende), Biotite

Les roches magmatiques des dorsales et des zones de subduction présentent une certaine proportion de minéraux ferromagnésiens, ce qui indique l’origine mantellique des magmas dont elles sont issues (document 12). La présence de minéraux hydroxylés dans les roches magmatiques, telles que l’andésite, indique la richesse en eau des magmas des zones de subduction.

Établir un lien entre profondeur de la plaque plongeante et répar-tition des édifices volcaniques actifs

� En comparant plusieurs zones de subduction on peut déterminer la

Activité 3



profondeur à laquelle pourrait se déclencher la fusion partielle à l’ori-

gine du magmatisme.

Dans le document 13, un lien est établi entre les volcans en surface et

le plan de Wadati-Benioff, c’est-à-dire le plan de subduction, en traçant

un trait à la verticale des volcans et en mesurant la distance entre la

fosse et les volcans.

Le fait de travailler sur plusieurs zones de subduction permet de géné-

raliser la notion dégagée.

On constate que, plus le plan de subduction présente un pendage

important, moins la distance entre la fosse et les volcans est grande.

En effet, quelque soit la zone de subduction considérée, les volcans

sont situés à l’aplomb du plan de Wadati-Benioff, lorsqu’il atteint une

profondeur d’environ 100 à 150 km.

� Les constats effectués précédemment permettent de formuler les hypo-

thèses suivantes.

Les roches situées à cette profondeur susceptibles de subir une fusion

partielle à l’origine des magmas sont :

� les roches constituant le manteau au-dessus de la plaque plon-geante (hypothèse 1),

� les roches de la croûte océanique (hypothèse 2),

� les roches constituant le manteau au-dessus de la plaque plon-geante et les roches de la croûte océanique (hypothèse 3).

L’étude des roches magmatiques des zones de subduction lors de l’acti-

vité 2 a montré que ces roches contiennent une proportion de minéraux

ferromagnésiens (biotite, amphibole) qui indique l’origine mantellique

des magmas dont elles sont issues (document 12). On peut par consé-

quent retenir l’hypothèse 1 : le magma provient de la fusion partielle des

péridotites du manteau au-dessus de la plaque plongeante.

Préciser les conditions de genèse des magmas dans les zones de subduction

� Il s’agit de montrer que, dans une zone de subduction, la présence

d’eau est nécessaire pour qu’il y ait fusion partielle des péridotites du

manteau au-dessus de la plaque plongeante.

Le document 14 présente les résultats de fusions expérimentales de

péridotites dans des conditions de température, de pression et d’hy-

dratation différentes.

D’après le document 14a, on constate que le géotherme des zones de

subduction (variation de la température de la péridotite en fonction de

la profondeur) ne dépasse jamais la température de fusion commen-

Activité 4



çante (solidus) de péridotites sèches. Il ne peut donc pas y avoir de

fusion partielle de la péridotite à l’aplomb des zones de subduction

donc pas de formation de magmas pour une péridotite sèche car la

température n’est pas suffisante.

D’après le document 14b, on constate que si la péridotite est hydratée,

elle commence à fondre à une température moins élevée (son solidus

est déplacé vers des températures plus basses). Dans ces conditions, le

géotherme des zones de subduction dépasse les conditions de fusion

commençante : l’eau abaisse la température de fusion partielle des

péridotites. Ainsi entre 100 et 150 km (activité 3) de profondeur, une

température de 1000°C suffit pour provoquer cette fusion partielle qui

permet la formation de magmas et explique le magmatisme des zones

de subduction.

L’andésite, la rhyolithe (document 11) contiennent de l’eau dans leurs

compositions chimiques. Ce fait permet de valider le modèle expérimental

du document 14b de la fusion partielle d’une péridotite hydratée, et par la

même, d’expliquer la présence d’eau dans les magmas des zones de sub-

duction, d’où la formation de minéraux tels que les amphiboles et les micas

qui sont des minéraux hydratés (document 10).

Remarque

� Au cours de la subduction les roches de la croûte océanique subissent

un métamorphisme Haute Pression-Basse Température.

Les métagabbros du faciès Schistes Verts se transforment en métagab-

bros du faciès Schistes Bleus puis en métagabbros du faciès Eclogites.

On peut émettre l’hypothèse que certaines des transformations miné-

ralogiques libèrent de l’eau, à l’origine de l’hydratation des péridotites

situées au dessus de la lithosphère plongeante.

� Les conditions de pression et de température auxquelles sont sou-

mises les péridotites mantelliques ne sont pas les mêmes suivant les

contextes géodynamiques. Le taux de fusion partielle ne doit pas être

identique au niveau d’une dorsale et au niveau d’une zone de subduc-

tion, ce qui entraîne la formation de magmas de composition différente.

De plus les péridotites ne sont pas hydratées dans un cas et le sont

dans l’autre, la présence d’eau dans le magma résultant de la fusion

partielle des péridotites des zones de subduction permet la formation

des minéraux hydratés constituant les roches magmatiques présentes

dans ces zones.



� L’activité magmatique associée à la subduction sous une marge continentale active.

1300°C

croûteocéanique


fusion partielle despéridotites non hydratées

Zone de divergence

croû

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en

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Répartition des foyerssismiques suivant le plan

de Benioff-Wadati

Dorsale

mouvements de plaques

foyers sismiques

magma àcompositionbasaltique

Marqueursthermiques

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métagabbro(faciès schiste vert)

métagabbro(faciès schiste bleu)

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anomalie–

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Roches plutoniquesStructure grenue

GRANITOïDES

Roches volcaniquesStructure microlitique

ANDÉSITES...

magma compositionandésitique

fusion partielle despéridotites hydratées du

manteau de la plaquechevauchante

Relier le métamorphisme de la plaque plongeante au magma-tisme observé au niveau de la plaque chevauchante

Le métamorphisme de la plaque plongeante à l’origine de l’hydratation des péridotites du manteau.

croûte océanique


asthénosphèrefusion

partielle

PLAQUE

PLONGEANTE

PLAQUECHEVAUCHANTE


croûtecontinentale



VolcansFosse

Conditions demétamorphisme

Gabbro

G SV SVSB

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MG

Métamorphisme de la dorsaleà la zone de subduction

- hydratation- diminution de la température

Métamorphisme dans une zonede subduction BT-HP

- déshydratation- augmentation de la température

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de

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m)

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H2O

H2O H2O

H2O H2O

Métagabbro Métagabbro

(FacièsSchiste vert)

Métagabbro (Faciès

Schiste bleu)


éclogite)

FeldspathplagioclasesAmphibole(actinote)Chlorite

FeldspathplagioclasesAmphibole

(glaucophane)

JadéiteGrenat

Feldspathplagioclases

PyroxèneAmphibole

(hornblende)


Pyroxène

Activité 5



Bilan

Couplage entre le métamorphisme de la lithosphère océanique et le mag-matisme créateur de croûte continentale dans une zone de subduction.

croûteocéanique


asthénosphèrefusion

partielle

PLAQUE

PLONGEANTE

PLAQUE

CHEVAUCHANTE


croûtecontinentale

manteau


VolcansFosse

Conditions demétamorphisme

Gabbro

G SV SVSB

E

MG

Métamorphisme de la dorsaleà la zone de subduction

- hydratation- diminution de la température

Métamorphisme dans une zonede subduction BT-HP

- déshydratation- augmentation de la température

0

50

100

Pro

fon

de

ur (k

m)

H2O

H2O H2O

H2O H2O

Métagabbro Métagabbro

(FacièsSchiste vert)


Schiste bleu)


éclogite)

FeldspathplagioclasesAmphibole(actinote)Chlorite

FeldspathplagioclasesAmphibole

(glaucophane)

JadéiteGrenat


PyroxèneAmphibole

(hornblende)


Pyroxène

Le manteau hydraté est entraîné par la subduction de la plaque plongeante,

il ne présente une fusion partielle que dans certaines conditions de pres-

sion correspondant à 100-150 km de profondeur.

Remarque



Correction des exercices

Questions à choix multiples (QCM)

� Réponse correcte : b.

� Réponses correctes : a et c

� Réponse correcte : c



La fusion partielle des péridotites dans les zones de subduction

Réponses correctes : b et e.

a) Faux. Le géotherme de cette zone ne permet pas la fusion des pérido-

tites sèches.

c) Faux .La péridotite qui fond est celle du manteau situé au-dessus de la

plaque plongeante.

d Faux. car e correcte

f) Faux. Une fusion totale des péridotites donnerait un magma qui en cristallisant

redonnerait des péridotites, or il se forme un magma à composition andésitique.

Le magmatisme des zones de subduction

Tectoglob permet d’effectuer les observations suivantes :

Les volcans de Sumatra constituent un arc volcanique parallèle à la fosse océa-

nique indicateur de la zone où la plaque Australo-indienne plonge. Ils sont

donc localisés sur la plaque chevauchante, c’est-à-dire, la plaque Eurasienne.

a) Faux

Exercice 1

Exercice 2

Exercice 3



Si l’on effectue une coupe dans cette zone de subduction, on constate

que Les volcans situés sur l’île de Sumatra sont localisés à l’aplomb des

foyers sismiques situés entre 100 et 150 km.

b) Réponse correcte et f réponse fausse.

c) Réponse fausse car la lithosphère océanique n’est pas ductile mais cas-

sante puisque des séismes sont observables au moins jusqu’à 600 km

de profondeur.

d) Réponse fausse car c’est la plaque australo-indienne qui passe en

subduction sous la plaque Eurasienne.

e) Réponse fausse, le volcanisme de Sumatra est un volcanisme caracté-

ristique des zones de subduction, explosif avec des coulées visqueuses

de nature andésitique.

Plaque Australo-IndiennePlaque Eurasienne

Pro

fon

de

ur

(km

)

Fosse Arc volcanique245 km

150 km

600

Subduction de la plaque Australo-Indienne

Plaquechevauchante


Sumatra est une zone frontière entre la plaque Eurasienne et la plaque

Australo-indienne. Cette dernière est une plaque rapide qui se déplace

vers le Nord est environ 7 cm.an-1 alors que la plaque eurasienne dans

cette région se déplace vers le Sud Est à raison d’environ 3 cm.an-1 : le

mouvement relatif de ces deux plaques est un mouvement de convergence.

g) Réponse correcte



Le trajet P-T temps d’une roche

a) réponse fausse. Une température de 350 °C et une pression de 0,5GPa ne permettent pas la formation de glaucophane, ces conditions corres-pondent au domaine de stabilité C. Le champ de stabilité de la glauco-phane comprend les domaines D, E et F. dans le document 3, le trajet indiqué passe par le domaine D.

b) réponse fausse car c = réponse correcte. La glaucophane est un minéral

indicateur d’une augmentation de pression subie par la lithosphère océa-

nique, et par voie de conséquence par un gabbro de la croûte océanique,

au cours de la subduction sans augmentation de température.

d) et e) : réponses correctes. Une température de 350 °C et une pression

de 0,5GPa permettent la formation de chlorite, ces conditions correspon-

dent à son domaine de stabilité C. Le document 3 montre que la croûte

océanique qui va plonger est constituée de métagabbros contenant de la

chlorite (faciès Schistes Verts) et qu’un métagabbro subduit peut remon-

ter et se retrouver dans les conditions de température et de pression qui

permettent à nouveau la formation de chlorite.

f) réponse correcte car le document 2 montre que la chlorite entoure la

glaucophane, minéral indicateur de subduction, elle s’est donc formée

postérieurement à ce minéral lors de la remontée du fragment de lithos-

phère océanique.

g) réponse fausse. Le document 2 indique que la chlorite présente s’est

formée postérieurement à la glaucophane. La seule observation de cet

échantillon ne permet donc pas d’affirmer qu’elle l’indice que la lithos-

phère océanique s’est trouvée dans le domaine de stabilité C avant la

subduction.

Les témoins des étapes de l’histoire d’une chaîne de montagnes

Pour montrer que la chaîne himalayenne résulte de la fermeture d’un

domaine océanique liée à la convergence des deux plaques lithosphériques

indienne et eurasiatique, il faut rechercher dans les données fournies :

� les indices restant de ce domaine océanique,

� les indices du mécanisme par lequel de la lithosphère océanique dis-paraît c’est-à-dire les indices d’une subduction.

� les indices d’une convergence à l’origine d’une collision.

� Les traces d’un domaine océanique dans les terrains constituant la chaîne himalayenne.

Les terrains constituant la chaîne himalayenne (documents 4 et 5) contiennent des ophiolites (suture de Tsango, s’étendant d’est en ouest et que l’on peut aussi observer au niveau de la coupe),

Exercice 4

Exercice 5



ensemble de métabasaltes, métagabbros (document 6a) et métapé-ridotites qui sont de même composition que le plancher océanique et dont on pense qu’ils sont des lambeaux. Ces ophiolites prouvent la présence ancienne d’une lithosphère océanique au niveau de l’Hi-malaya, et donc la présence ancienne d’un domaine océanique avant la chaîne de montagne. Elles témoignent d’un domaine océanique disparu.

Ces terrains comportent aussi des sédiments marins : ils témoignent également de l’histoire océanique de la chaîne : au fur et à mesure de la formation de la lithosphère océanique, ces sédiments marins se sont déposés.

� Les traces de la fermeture du domaine océanique par subduction

� Le document 4 montre : des sédiments de prisme d’accrétion présents

d’Est en Ouest.

Or, La disparition du plancher océanique se produit par subduction, c’est-à-dire plongement de la lithosphère océanique sous une autre lithosphère, le plus souvent continentale. Les sédiments marins pré-sents sur le plancher océanique ont tendance à s’accumuler dans la fosse et forment une masse de sédiments très déformés appelée prisme d’accrétion.

� Dans l’Himalaya, on retrouve des granites de subduction (docu-

ments 4 et 5).

Lorsque la plaque plongeante atteint une certaine profondeur, une fusion partielle se produit et le magma en résultant est à l’origine d’un plutonisme (granites et granodiorites) et d’un volcanisme (rhyolites et andésites).

La disposition dans l’espace des sédiments marins, du prisme et des ophiolites, et des granites de subduction suggère une subduction où la plaque plongeait vers le nord.

� Le document 6a indique que certains métagabbros présents dans les ophiolites himalayennes contiennent à la fois de la glaucophane et de la jadéite, minéraux qu’on ne trouve pas dans un gabbro océa-nique au moment de sa formation à la dorsale.

En profondeur se produisent lors de la subduction des transforma-tions minérales à cause des nouvelles conditions de pression et de température auxquelles sont portées les roches. Dans une zone de subduction, c’est surtout la pression qui est élevée, car la lithosphère qui s’enfonce se réchauffe lentement. Les ophiolites himalayennes qui contiennent à la fois de la glaucophane et de la jadéite, sont pas-sées dans le domaine C du document 6b, présentant les domaines de stabilité de quelques associations minérales, c’est-à-dire dans un domaine où la pression est très élevée, et la température peu élevée (par rapport aux autres domaines du graphique) : profondeur comprise entre 25 et 50 km, températures de 150 à 400°C.



� Les traces de la collision

La fermeture de l’océan entraîne l’affrontement de deux lithosphères continentales. Quels sont les indices révélant cet affrontement ?

Le document 5 indique la présence d’une croûte anormalement épaisse

(elle atteint 70 km).

Une coupe située vers le km 400 montre une couverture sédimentaire,

déformée, plissée reposant sur un socle métamorphisé, reposant lui-même sur un socle non déformé : les deux socles sont séparés par une surface, un contact anormal appelé chevauchement.

Cela signifie qu’il y a superposition de deux croûtes continentales, ce qui explique l’épaisseur de 70 km.

Au cours de l’affrontement des deux lithosphères, la lithosphère indienne s’est cassée et une partie a été charriée sur l’autre partie.

La formation et la superposition de ces écailles de croûte continentale sont à l’origine du relief très marqué de la région.

Lorsqu’à la suite d’une disparition du plancher océanique, les continents viennent en contact, il n’y a plus de différence de densité qui permette à une des plaques de s’enfoncer sous l’autre. Les deux continents se déforment alors. Il se produit des plis et des failles très inclinées appe-

lées chevauchements. Le sens des chevauchements est influencé par l’orientation de la subduction : les plans de chevauchement ont le même sens d’inclinaison que le plan de subduction.

Par ailleurs, Sur les documents 4 et 5, on retrouve des ophiolites dont certaines sont à glaucophane et jadéite et sont passées par une pro-fondeur de plus de 25 km (document 6b). Leur présence en surface atteste d’intenses déformations.

Les chevauchements de la carte et de la coupe sont orientés comme le plan de la subduction qui a entraîné la disparition du domaine océa-nique. En outre, la lithosphère continentale indienne présente égale-ment cette inclinaison, comme si la lithosphère continentale suivait le mouvement de la lithosphère océanique lors de la subduction.

Bilan

La migration de la plaque indienne vers le nord a fait disparaître un domaine océanique. Des traces de ce domaine (documents 4 et 5 :

sédiments marins, ophiolites), des déformations (document 4 :

prisme d’accrétion) et transformations minérales (document 6 : méta-

gabbro à glaucophane et jadéite) qui ont accompagné sa disparition permettent actuellement de détecter cet océan disparu. Enfin, la col-lision continentale (documents 4 et 5) consécutive à la disparition complète du domaine océanique a eu pour conséquence la formation de la chaîne himalayenne.



L’Himalaya : chaîne de montagnes de collision

Documents 4 et 5

� Ophiolites : ensemble de roches

magmatiques plus ou moins

métamorphisées qui sont des

fragments de croûte océanique et

du manteau supérieur

� Sédiments marins

Traces d’un ancien

domaine océanique

Documents 4Documents

4 et 5Documents 6

Sédiments

de prisme

d’accrétion

Granites de

s u b d u c t i o n ,

témoins du

magmatisme

de la plaque

chevauchante

Métagabbros à glau-

cophane et jadéite :

témoins du métamor-

phisme Haute Pres-

sion-Basse Tempéra-

ture affectant la plaque

plongeante

Traces de la fermeture

du domaine océanique par subduction

� Reliefs positifs importants : montagnes

(documents 4 et 5)

� Déformations : plis, chevauchement

(documents 4 et 5)

� Présence d’une racine crustale : épaississement crustal

(document 5)

� Présence en surface d’ophiolites métamorphisées lors d’une subduc-

tion (documents 4, 5 et 6)

Traces de la collision

Les arguments en faveur d’un modèle présentant l’évolution géo-dynamique d’une région

Un modèle de l’histoire géologique du nord de la Nouvelle-Calédonie pro-

pose six étapes figurées dans le document de référence. Ce modèle géo-

dynamique montre que la partie Nord de la Nouvelle-Calédonie résulte

d’une subduction et d’une collision. Il s’agit de retrouver certains argu-

ments qui ont permis d’établir ce modèle.

� Les objets géologiques actuels de la partie Nord de la Nouvelle-Calédonie

Le document 7 présente une coupe schématique du Nord de la Nouvelle-Calédonie. Le sous-sol de la partie Nord montre des unités juxtaposées et déformées : un pli et une faille, dans l’unité de Pouébo, des failles

Exercice 6



inverses dans les unités de Koumac et de Diahot et un charriage (che-

vauchement de grande amplitude), des ophiolites sur l’ensemble des unités. Cette nappe ophiolitique s’est donc mise en place postérieure-ment aux unités qu’elle chevauche, c’est-à-dire les unités sédimentaires de Koumac et Diahot et les unités magmatiques de Poya et Pouébo. Toutes ces déformations sont de type compressif et sont dues à une convergence.

Les terrains déformés contiennent des basaltes (Poya et Pouébo), des

roches sédimentaires (Pouébo et Koumac). Enfin, les terrains contiennent

des minéraux caractéristiques du métamorphisme.

� Les ophiolites témoins de l’histoire océanique de la région

Le document 8 présente la lithologie des ophiolites de Nouvelle-Calé-donie identique à celle d’une lithosphère océanique de référence. On remarque une grande similitude entre les deux coupes. De bas en haut, on trouve des péridotites, des gabbros, un complexe filonien (bien que moins épais dans les ophiolites) et enfin, des basaltes en coussins et des sédiments. On peut donc affirmer que les ophiolites de Nouvelle-Calédonie sont un fragment de lithosphère océanique.

� Des minéraux, témoins d’une subduction

Le document 9 permet de déterminer les conditions de pression et de tem-pérature qui ont entraîné la formation des minéraux du métamorphisme qu’indique le document 7. Les grenats et les jadéites des basaltes et des roches sédimentaires de l’unité de Pouebo ont été formés dans les conditions thermodynamiques de la zone G du diagramme pression/température, qui seule permet la stabilité de ces deux minéraux. Les conditions thermodynamiques correspondent à une pression supérieure à 0,8 GPa et une température comprise entre 200 et 550 degrés Celsius. De même, les glaucophanes des unités de Koumac et Diahot ont été for-mées dans les zones D, E ou F, c’est-à-dire à une pression comprise entre 0,4 GPa et 1,5 GPa et une température comprise entre 100 et 500 degrés Celsius. L’ensemble de ce métamorphisme, dû à une pression qui peut

être très élevée, est caractéristique d’une zone de subduction : il s’agit

d’un métamorphisme Haute pression -Basse température.

Il n’est pas donné d’indications sur les minéraux des basaltes et rares gabbros de l’unité de Poya : cette unité pourrait être de la croûte épaissie

non entrée en subduction.

Bilan : L’adéquation du modèle proposé aux données documentaires

Le modèle proposé présente un domaine océanique qui subit une convergence, ce qui se traduit par une subduction qui finit par se blo-quer. Pour chaque unité de terrains, nous montrerons que les phéno-mènes schématisés sur le document de référence sont en adéquation avec les données des documents.



� La future unité de Poya (A) est constituée de croûte océanique, ce qui correspond au fait que l’on y trouve essentiellement des basaltes. Elle n’est pas engagée dans la subduction, ce qui est en adéquation avec le fait que dans le document 7, il ne soit pas fait mention de métamor-phisme.

� La future unité du Diahot (B) consiste en des sédiments qui se dépo-sent sur la croûte océanique. C’est ce qu’on observe dans le document

7. Cette unité présente des failles (- 40 MA) et est engagée dans la sub-duction (- 35 MA), dans des conditions thermodynamiques qui condui-sent à la présence de glaucophane (documents 7 et 9).

� La future unité de Pouébo (C) est le prisme d’accrétion formé lors de la subduction. Un prisme est formé de sédiments et de basaltes arrachés à la plaque plongeante. C’est bien le contenu de la zone de Pouébo décrit dans le document 7. Dans le modèle, cette unité est engagée dans la subduction, encore plus profondément que la zone Diahot, ce qui explique un métamorphisme plus intense, qui produit des grenats et des jadéites (documents 7 et 9).

� Il y a - 35 MA, la subduction se bloque, mais les flèches des phases suivantes indiquent que la convergence continue. Le chevauchement de la lithosphère océanique (futures ophiolites document 8) sur les autres unités se met alors en place. Sa grande amplitude (plus de 50 km) permet de parler de charriage. Les plis et les failles inverses du document 7 ne sont pas visibles sur le modèle à ce stade. La remontée des unités, représentée à partir de - 32 MA sur le modèle permet de porter en surface les unités soumises au métamorphisme.

� L’érosion permet d’expliquer les différences entre le modèle à –30 MA et la coupe schématique tracée d’après des observations actuelles du document 7.

�


Séquence 3


Sommaire






Au début du XXe siècle Alfred Wegener et la théorie de la dérive des continents

Il s’agit de préciser des arguments sur lesquels s’est appuyé Wegener pour élaborer le modèle de la Dérive des continents.

Les observationsLes observations L’interprétationL’interprétation

qu’il en a donnéequ’il en a donnée

Document 1Document 1

Position actuellePosition actuelle

des continentsdes continents

Les côtes des continents peuvent

s’emboîter plus ou moins parfaite-

ment. Ainsi, les côtes atlantiques de

l’Europe et de l’Afrique sont complé-

mentaires des côtes des continents

américains. Si on prend en consi-

dération, non pas le littoral, mais le

talus continental, cette observation

est encore plus pertinente.

Wegener a supposé que l’Europe et

l’Afrique étaient autrefois réunies

avec l’Amérique du nord et du sud.

Ces continents appartenaient à un

même continent qui se serait ensuite

disloqué.


La distribution La distribution

des anciens blocs des anciens blocs

continentauxcontinentaux

Si on referme les océans, par exemple

l’océan atlantique, on constate que

les structures des anciennes chaînes

de montagne (de - 650 à - 450 Ma)

ainsi que les boucliers (anciens

blocs continentaux de plus de 2 Ga)

se recollent parfaitement.

Cette observation vient étayer son

hypothèse précédente. Elle lui per-

met de dire que la séparation a été

postérieure à –450 Ma).

Document 3 Document 3

Répartition mondiale Répartition mondiale

de quelques espèces de quelques espèces

animales et végétales animales et végétales

fossilesfossiles

La distribution de divers fossiles,

animaux et végétaux, de plus de

200 Ma, montre que la faune et la

flore étaient semblables dans les

différents continents avant - 240

Ma. Ainsi, les fossiles d’un reptile, le

Mesosaurus (- 260 Ma) se retrouvent

au Brésil et en Afrique. Il en est de

même pour les fossiles de fougères

Glossopteris qui existent en Amé-

rique du sud, en Afrique, en Inde, en

Australie et en Antarctique.

Il pense que les animaux, vivant il y

a –240 Ma, n’ont pas pu traverser

les océans qui séparent les conti-

nents actuellement. Il considère que

l’Amérique du Sud, l’Afrique, l’Inde,

l’Australie et l’Antarctique ne consti-

tuaient qu’un même continent il y

a –240 Ma. La séparation a dû être

postérieure à –240 Ma.


Marques Marques

de glaciationsde glaciations

Des marques de glaciations datant

de –250 Ma sont observables au

niveau du sud de l’Afrique, en Inde,

au sud de l’Australie et en Antarc-

tique.

Le continent unique auquel apparte-

naient l’Amérique du Sud, l’Afrique,

l’Inde, l’Australie et l’Antarctique

devait se trouver près d’un pôle il y

a –250 Ma. Les continents suite à la

séparation ont migré, ont « dérivé ».

Exercice 1




Wegener, en 1912, émet l’hypothèse qu’autrefois les continents étaient réunis, et que la place qu’ils occupent actuellement résulte d’un dépla-cement latéral à la manière de radeaux.

Des arguments géographiques, (document 1), géologiques (docu-ment 2), paléontologiques (document 3) et paléoclimatiques (docu-ment 4) ont permis à Wegener d’élaborer cette hypothèse.

En raison de la méconnaissance de la nature et des propriétés du man-teau, et de l’absence d’un « moteur » à l’origine du déplacement des plaques, cette théorie ne fut pas acceptée.

De la dérive des continents à la tectonique des plaques

� Il s’agit de montrer comment la convergence des observations océano-graphiques avec les mesures de flux thermique a permis à Hess d’avan-cer l’hypothèse d’une expansion océanique par accrétion de matériau remontant à l’axe des dorsales, conséquence d’une convection profonde.

Les reliefs sous marins découverts au lendemain de la seconde guerre mondiale montrent des dorsales océaniques à flux de chaleur élevé qui ont une activité volcanique à l’origine de la formation de la croûte océa-nique, alors que les fosses océaniques présentent un flux plus faible. Hess pense que le flux élevé s’explique par des mouvements ascen-dants de convection du manteau à l’origine du fonctionnement des dorsales. Le plancher océanique sans arrêt créé par accrétion de maté-riau, se refroidit et sa profondeur s’abaisse en s’éloignant de la dorsale jusqu’à la fosse : il serait entraîné par la surface d’une cellule de convec-tion mantellique jusqu’à la fosse où il disparaît dans le manteau grâce à un mouvement de convection descendant d’où le flux faible enregistré.

� Certaines roches, telles que les basaltes, roches constitutives du plancher océanique, « fossilisent » et gardent en « mémoire » la direction du champ magnétique correspondant à l’époque de leur formation : on parle de paléo-magnétisme. L’étude du champ magnétique dans différentes roches montre qu’au cours du temps, il s’est inversé plusieurs fois au cours des temps géologiques, pour des raisons encore mal connues. Des mesures du champ magnétique terrestre au niveau des fonds océaniques, effectuées à l’aide de magnétomètres traînés par des navires océanographiques, ont révélé l’exis-tence d’anomalies magnétiques par rapport au champ actuel. Elles sont positives, lorsque la direction du champ magnétique enregistré est la même que la direction actuelle, et négatives, lorsque la direction est inverse. On constate une symétrie de répartition des anomalies, disposées en bandes de largeur variables et grossièrement parallèles, de part et d’autre des dor-sales océaniques. Elles sont d’autant plus anciennes qu’elles sont éloignées de la dorsale. Les anomalies magnétiques révèlent les mouvements de divergence aux frontières de plaques que sont les dorsales.

F. Vines et D. Matthews proposent un modèle de formation du plan-cher océanique par une montée permanente de lave basaltique dans l’axe des dorsales, les basaltes les plus anciens étant repoussés de part et d’autre de la dorsale. Le phénomène étant continu à l’échelle des

Exercice 2



temps géologiques, les basaltes mis en place au cours d’une période normale du champ magnétique présentent une anomalie positive, car la direction du champ magnétique fossilisé s’ajoute à celle du champ actuel, et ceux qui se sont formés pendant une période inverse, une anomalie négative.

Les anomalies magnétiques dues aux inversions du champ magnétique ont permis de calculer la vitesse moyenne de divergence au niveau des dor-sales : ainsi la dorsale Est-Pacifique est une dorsale rapide (10 à 16 cm.an1) alors que la dorsale médio-atlantique est plus lente (2 à 3 cm.an-1).

� Les caractéristiques des trois types de frontières de plaques.

GéodynamiqueGéodynamique

Frontières diver-

gentes :

zones où deux

plaques s’écar-

tent. Au niveau

des dorsales se

forme la lithos-

phère océanique

Frontières convergentes :

zones d’affrontement de deux plaques

Frontières coulis-

santes :

zones où il y a

coulissage entre

deux plaques

zones de subduction zones

où la lithosphère océa-

nique disparaît en plon-

geant (subductant) sous

une autre plaque.

zones de colli-

sion

zones d’affron-

tement de deux

l i t h o s p h è r e s

continentales.

MorphologieMorphologie

Les dorsales sont

des reliefs océa-

niques symé-

triques, dont la

crête axiale est

en général située

à 2500 mètres

sous le niveau

de la mer. Leurs

flancs descen-

dent en pente

douce de part et

d’autre de cette

crête jusqu’aux

plaines abys-

sales.

Le fond océanique, voisin

de –4000m, des plaines

abyssales s’enfonce nette-

ment dessinant une fosse

allongée, étroite et pro-

fonde pouvant dépasser

10000m.

Au-delà, la fosse est bordée

de reliefs plus ou moins

marqués et représentés :

� soit par une cordillère,

chaîne de montagnes

importante marquant le

bord d’un continent

� soit par un chapelet d’îles

volcaniques isolées for-

mant un arc.

Les zones de

collision cor-

respondent à

des chaînes de

montagnes aux

reliefs élevés,

atteignant par-

fois plusieurs

milliers de m.

Des fractures,

failles entraînent

des décalages

dans les reliefs

affectés par

celles-ci.

DéformationsDéformations

(tectonique)(tectonique)

Failles normales,

témoins d’une

tectonique en

extension.

Des plis, des failles

inverses, témoins de

l’existence de forces com-

pressives au niveau de la

plaque chevauchante.

Des plis, des

failles inverses,

témoins de

l’existence de

forces com-

pressives.

Des failles trans-

formantes avec

déplacement en

sens inverse,

témoins de

coulissage des

lithosphères de

deux plaques.



Séismicité Séismicité

traduisant traduisant

l’existence de l’existence de

contraintes contraintes

provoquant des provoquant des

ruptures dans ruptures dans

la lithosphère la lithosphère

rigide.rigide.

L’activité sis-

mique est

concentrée sur

20 km environ de

part et d’autre de

l’axe de la dor-

sale. Les foyers

sont superficiels.

Les foyers des séismes sont

superficiels, intermédiaires

et profonds se répartissent

suivant un plan incliné

jusqu’à une profondeur

de 700 km dans certains

cas (les ¾ de l’énergie sis-

mique globale sont dissi-

pés dans ces zones).

Les foyers des

séismes sont

super f ic ie ls ,

intermédiaires

et profonds.

Les foyers sis-

miques sont

superficiels.

VolcanismeVolcanisme

Volcanisme à

l’aplomb des

dorsales : cou-

lées de basaltes

en « oreillers »

(pillow-lavas).

Le volcanisme est localisé

dans des zones éloignées

de la fosse au niveau de la

plaque chevauchante. Il se

caractérise par des érup-

tions violentes.

Pas de volca-

nisme spéci-

fique.

Pas de volca-

nisme spéci-

fique.

Des alignements volcaniques qui ne sont pas localisés à des fron-tières de plaques

Dans l’océan Pacifique, l’archipel de la Société constitue un alignement d’îles volcaniques qui s’étend du Sud-Est au Nord-Ouest sur plus de 500 km, depuis l’îlot de Mehetia jusqu’à l’atoll de Scilly. Il s’agit de montrer que les aligne-ments volcaniques des îles de la Société, sont la trace du déplacement de la plaque Pacifique au-dessus d’un point chaud fixe, situé dans le manteau.

Ce que l’on observe : les constatsCe que l’on observe : les constats InterprétationInterprétation


Les îles Les îles

de la Société.de la Société.

� alignement îlots volcaniques

NW – SE.

situé à l’ouest de la dorsale Est

Pacifique.

� volcanisme intra-plaque : les

volcans ne sont pas situés à une

frontière de plaques.

À une extrémité de l’alignement de la chaîne

des volcans, se trouve un volcan actif situé à

l’aplomb du point chaud, les autres éteints,

plus ou moins érodés, forment des îles volca-

niques dont l’âge augmente quand on s’éloigne

du volcan en activité. Ces volcans proviennent

de l’activité d’un point chaud, région fixe du

manteau profond à l’origine d’une remontée de

matériel chaud solide. Des magmas issus de la

fusion partielle de ce matériel à une centaine

de kilomètres de la surface perforent épisodi-

quement la lithosphère de la plaque mobile

au-dessus de ce point chaud. Les alignements

de volcans éteints représentent donc, la direc-

tion du mouvement de la plaque au cours des

temps géologiques. Le sens du déplacement

de la plaque Pacifique = SE à NW

Calcul de la vitesse de déplacement de la

plaque Pacifique : la vitesse est comprise entre

12,07 cm.an-1 et 11,5 cm.an-1

Remarque :

Le point chaud en fonctionnement est actuel-lement situé au S-E de Mehetia.


Datation Datation

des formations des formations

volcaniquesvolcaniques

de ces îles, par de ces îles, par

une méthode une méthode

de chronologie de chronologie

absolue.absolue.

� augmentation de l’âge des vol-

cans du SE au NW : Mehetia est

le plus jeune et Maupiti le plus

ancien.

� à une extrémité de la chaîne se

trouve un volcan actif (Mehetia).

Exercice 3

Introduction :



Le moteur de la subduction

La lithosphère océanique se forme au niveau des dorsales

Au cours de son éloignement de l’axe de la dorsale, la lithosphère océa-nique se refroidit par conduction et s’épaissit progressivement par sa base (diminution de la température du manteau asthénosphérique supérieur de même nature chimique que le manteau lithosphérique : ce dernier s’épaissit donc aux dépends de l’asthénosphère). Dès 30 millions d’années sa densité est supérieure à celle de l’asthénosphère sous-jacente et son plongement au sein de l’asthénosphère devient inexorable. Ce dernier peut être retardé de plusieurs dizaines de mil-lions d’années en raison de la résistance mécanique à l’enfoncement qu’exerce l’asthénosphère solide mais visqueuse. L’âge de la lithos-phère océanique en surface n’excède pas 200 Ma.

Au cours de la subduction, la transformation en éclogites des roches de la croûte océanique augmente la masse volumique moyenne de la lithosphère. La force de traction exercée par la masse de la lithosphère en subduction constitue un des moteurs de la tectonique des plaques.

Modèle de la structure de la Terre et de la dynamique de la lithosphère

OcéanAtlantique

Afrique

Inde Tibet

Amérique du Sud

Japon

OcéanPacifique

Noyauinterne

Noyauexterne

Moho

Discontinuitéde Lehman

Discontinuitéde Gutenberg

SOSC

SO

SCSC

51

00

km

29

00

km

DIVERGENCE

Dorsale

CO

NV

ER

GE

NC

E

Su

bd

uctio

n

CONVERGENCECollision

DIV

ER

GE

NC

ED

ors

ale

DIVERGENCEDorsale

CONVERGENCESubduction

Croûte continentale

SO

SC

Croûte océanique

Manteau lithosphérique

Manteau

Subduction océanique

Subduction continentale

Volcan de subduction

Volcan de point chaud

Zone de fusion partielledu manteau

Magmatisme desubduction

Magmatisme de dorsale

Magmatisme depoint chaud

Les séismes, manifestations de la libération de l’énergie interne de la Terre

� Les répartitions mondiales des séismes et du volcanisme se super-

posent et permettent de repérer de vastes zones, peu ou pas actives,

les plaques lithosphériques, qui sont limitées par des zones géolo-

Exercice 4

Exercice 5

Exercice 6



giquement actives, les frontières de plaques. Des séismes dont les

profondeurs des foyers sont superficielles, caractérisent les frontières

de plaques en divergence (dorsales), et les frontières de plaques en

coulissage (failles transformantes telles que celles qui découpent les

dorsales). Les frontières de plaques en convergence sont, quand à

elles, caractérisées par des séismes dont les foyers sont superficiels

à profonds.

� Un contexte de subduction

Les vecteurs GPS montent que la plaque Pacifique et la plaque Eurasie convergent. La présence d’une fosse océanique montre qu’il s’agit d’un contexte de subduction.

Ceci est vérifié si l’on tient compte des foyers des séismes que l’on enre-gistre dans cette région :

Localisation de la coupe

Coupe réalisée dans la région de Sendai

Plaque Eurasie Sendai Fosse océanique

Foyer : 30 kmde profondeur

Plaque pacifique




� Un séisme et ses conséquences

Foyer

Epicentre

Faille

Ondes

sismiques

Déplacement

des deux

compartiments

Ondes

sismiques

Chaleur

compartiment 1 compartiment 2

Rupture brutale =

libération d'énergie

Mouvements des plaques =

DIVERGENCE

� Succession des événements en mars 2011 dans la région de Sendai au Japon

Convergence

Ondes sismiques

À Sendai, dégâts modérés à lourds

même sur des structures résistantes

Chevauchement (mouvement inverse)

au niveau de la plaque en subduction

Modification de la topographie

au niveau de la plaque

Tsunami à Sendai

Contrainte

Subduction de la plaque

Pacifique sous la plaque Eurasie

Rupture à 30 km de profondeur au niveau

de la plaque Pacifique = Foyer du séisme

Libération d’une grande quantité d’énergie

Magnitude 9



� La réponse n’est pas rédigée.

La surface de la Terre est façonnée en permanence par le mouvement des plaques lithosphériques. Il s’agit de montrer que les séismes correspon-dent à des libérations d’énergie liées à la dynamique de ces plaques.

1. Les frontières de plaques sièges d’une intense activité sismique.

Voir réponse à la question 1

2. Les séismes, des libérations d’énergie liées à une mobilité des plaques.

a) Le séisme de Sendai, un exemple de relation entre séisme et dyna-mique des plaques.

voir réponse à la question 4

b) Une libération d’énergie en relation avec des contraintes imposées par le mouvement des plaques.

Voir réponse question 3

Et Document 13 : l’énergie rayonnée à partir du foyer est évaluée par la valeur de la magnitude : plus cette dernière est élevée plus le séisme a libéré de l’énergie (comparaison de l’énergie libérée par le séisme de Sendai avec l’énergie libérée par d’autres séismes).

Les mouvements des plaques sont à l’origine de contraintes qui s’exer-cent sur les roches de la lithosphère situées à leurs frontières, ce qui pro-voque à un moment donné leur rupture brutale, entraînant un séisme, c’est-à-dire une libération d’énergie qui se dissipe sous forme de mou-vements, d’ondes sismiques et de chaleur.

La place des énergies renouvelables dans les modes de produc-tion d’énergie

� Il s’agit de montrer qu’utiliser l’énergie de la biomasse, des vents, des courants marins, des barrages hydroélectriques, revient à utiliser indirectement de l’énergie solaire.

La lumière solaire permet, dans les parties chlorophylliennes des végé-taux, la synthèse de matière organique à partir d’eau, de sels minéraux et de dioxyde de carbone : c’est la photosynthèse qui n’utilise qu’1 % de l’énergie solaire.

Ce processus permet, à l’échelle de la planète, l’entrée de matière miné-rale et d’énergie dans la biosphère. La présence de traces de restes orga-niques dans les combustibles fossiles (charbons, pétrole) montre qu’ils sont issus d’une biomasse. Ainsi, brûler un combustible fossile, c’est en réalité utiliser une énergie solaire du passé. Cette ressource est présente en quantité limitée et non renouvelable.

Le reste chauffe l’air (par l’intermédiaire du sol) et l’eau (ce qui est à l’origine des vents et courants) et évapore l’eau (ce qui permet le cycle de l’eau).

Introduction :

Conclusion :

Exercice 7



Utiliser l’énergie des vents (éoliennes), des courants marins (Hydro-liennes), des barrages hydroélectriques, revient à utiliser indirectement de l’énergie solaire. Ces ressources énergétiques elles sont rapidement renouvelables.

� Les deux sources d’énergie qui sont à l’origine des énergies renouve-lables sont le Soleil et la Terre.

Les énergies renouvelables en relation avec le Soleil :

� les panneaux photovoltaïques,

� les éoliennes,

� les hydroliennes,

� les barrages hydroélectriques,

� l’utilisation de la biomasse grâce à la chaleur dégagée par la com-bustion de ces matières (bois, végétaux, déchets agricoles, ordures ménagères organiques) ou du biogaz issu de la fermentation de ces matières.

Les énergies renouvelables en relation avec la Terre :

� la géothermie.

� Part des différentes sources d’énergie dans la production d’électricité

en France en 2009

Nucléaire

Énergie renouvelable :hydraulique

Autres dont géothermie

Thermique à flammes

Part des différentes sources d’énergie dans la production d’électricité

dans le monde en 2009

Nucléaire

Énergie renouvelable :hydraulique

Autres dont géothermie

Thermique à flammes



Part des différentes sources d’énergie renouvelable dans la production

d’électricité en France en 2008.

Hydraulique

Éolien

Énergie marine

Biomasse

L’épaisseur de ce traitreprésente la part dela géothermie L’épaisseur de ce trait

représente la part del’énergie solaire

Part des différentes sources d’énergie renouvelable dans la production

d’électricité dans le monde en 2009

Solaire

Hydraulique

Éolien

Biomasse

Géothermie

L’épaisseur de ce traitreprésente la part desénergies marines

� Si l’on compare la part des différentes sources d’énergie en France et dans le monde, on remarque qu’actuellement en France, la majeure partie de l’énergie est produite par le nucléaire. Alors que mondiale-ment, c’est l’énergie thermique issue de la combustion du charbon et du pétrole qui prédomine.

Par contre, si l’on compare la part des différentes sources d’énergie renouvelable en France et dans le monde, on constate qu’il n’y a pas de différences significatives, à part peut-être, une utilisation plus faible des énergies solaires et géothermiques en France.

Il faut de plus noter que la production mondiale d’électricité en 2009 a représenté un total de 19958 TWh dont la majeure partie est issue du thermique à flamme essentiellement du fait du développement industriel de pays tels que la Chine qui dispose de grandes réserves de charbon.

Les autres énergies renouvelables, dans lesquelles se trouve l’éolien, représentent une faible partie de la production d’électricité. Si l’éolien n’occupe que la 3e place, elle est avec le solaire l’énergie qui a le plus pro-gressé ces 10 dernières années aussi bien dans le monde qu’en France.




A. Pour débuter

�

La Terre produit de la chaleur qui est

évacuée de façon inégale en surface

Établir ainsi un lien entre cette énergie

interne et des phénomènes, en relation

avec la tectonique des plaques, obser-

vables au niveau de la lithosphère.


Modèle présen-Modèle présen-

tant les mouve-tant les mouve-

ments relatifs ments relatifs

des principales des principales

plaques lithos-plaques lithos-

phériquesphériques

La lithosphère terrestre est découpée

en plaques lithosphériques mobiles

les unes par rapport aux autres. Les

plaques divergent au niveau des dor-

sales, convergent dans les zones de

subduction et de collision et coulissent

le long des failles transformantes. Un

volcanisme intraplaque (Hawaï…) ou

associé à celui de dorsales (Islande,

Açores…) correspond au fonctionne-

ment de points chauds.


Le Flux géother- Le Flux géother-

mique en mW.mmique en mW.m-2-2

à l’échelle du à l’échelle du

globeglobe

Un flux de chaleur continu au travers de

la croûte correspond à une diffusion de

la chaleur interne de la Terre. Ce flux géo-

thermique est très inégalement réparti

à la surface du globe. Il est faible au-

dessus des masses continentales, plus

élevé au niveau des planchers océa-

niques. Il est particulièrement important

au niveau des dorsales, où il dépasse

200 mW.m-2, et diminue ensuite de part

et d’autre de ces dernières.


L’Islande, une île L’Islande, une île

dont plus de 70 % dont plus de 70 %

de la consomma-de la consomma-

tion d’énergie tion d’énergie

proviennent de proviennent de

ses ressources ses ressources

énergétiques énergétiques

hydroélectriques hydroélectriques

et géothermiqueset géothermiques

L’Islande présente de très nombreuses

sources chaudes liées à son activité

volcanique ce qui lui permet d’utiliser

de l’énergie géothermique. Ce volca-

nisme comme le montre le document 2

est associé à un fort flux géothermique.

Le volcanisme est à mettre en relation

avec la situation de l’île au niveau

d’une dorsale émergée et d’un point

chaud(document 1).


L’exploitation L’exploitation

géothermique géothermique

de Bouillante en de Bouillante en

GuadeloupeGuadeloupe

La région de Bouillante présente un

volcanisme associé à de nombreuses

sources chaudes. L’eau circulant dans

les fractures des roches atteint une

température élevée de 250°C.

La Guadeloupe est située au niveau

d’une zone de subduction (docu-

ment 1) ce qui explique le volcanisme

observé.



Un flux de chaleur réparti de façon inégale traverse la lithosphère ter-restre. Un flux élevé, mis en relation avec le magmatisme observable au niveau des frontières de plaques (dorsales, subduction) et des points chauds suggère l’existence d’une chaleur interne à l’origine de la tecto-nique des plaques. Comment cette chaleur produite par la Terre peut-elle être à l’origine des mouvements des plaques ?

� Une introduction présentant le sujet

Il s’agit de montrer qu’une exploitation géothermique dépend à la fois

de l’énergie solaire et de l’énergie thermique de la Terre.

Des informations retirées des documents en relation avec le sujet

Les documents 3 et 4 font référence à l’existence de sources d’eau chaudes. De plus, le document 4 montre que l’eau qui circule dans les failles et les fractures qui affectent les roches est de l’eau de mer et de l’eau de pluie, ces dernières se réchauffant au contact des roches chaudes.

Des connaissances acquises antérieurement (ici collège et seconde).

L’énergie solaire est le moteur du cycle de l’eau en activant et mainte-

nant constamment les masses d’eau en mouvement : l’échange d’eau

est permanent entre les quatre grands réservoirs d’eau de l’hydros-

phère (mers, océans), des eaux continentales superficielles et souter-

raines, de l’atmosphère et de la biosphère.

Une conclusion faisant référence aux documents.

La circulation d’eau dans les fractures (document 4) dépend par

conséquent de l’énergie solaire alors que le réchauffement de cette

eau (documents 3 et 4) est à mettre en relation avec la dissipation de

chaleur interne de la Terre. La géothermie est une source d’énergie

dépendant à la fois de l’énergie du Soleil et de l’énergie de la Terre.

B. Cours

Mettre en relation les variations du flux géothermique en surface avec

celles du gradient géothermique en profondeur

� Le document 2 montre le flux géothermique à l’échelle du globe. Il s’agit d’une représentation où une moyenne des variations de flux plus précises a été effectuée pour une région donnée : la France est ainsi située dans une zone où le flux géothermique varie entre 50 et 100 mW.m-2.

Le document 5 permet de constater qu’en fait il existe en France des zones où le flux varie dans des limites différentes : certaines comme par exemple, une partie du Massif Armoricain à l’Ouest, présentent un flux inférieur à 60 mW.m-2, d’autres, comme une partie du massif Central, un flux compris entre 60 et 100 mW.m-2 et enfin des zones où le flux est supérieur à 100 mW.m-2 comme dans l’Est de la France.

� L’isotherme 1300°C marque la limite lithosphère-asthénosphère : il sépare un domaine rigide (lithosphère) d’un domaine moins visqueux mais non fondu (asthénosphère), le tout à composition chimique constante (péridotite). Il s’agit donc d’une limite thermique. Le man-

Bilan :

Activité 1



teau lithosphérique et le manteau asthénosphérique constituant le manteau supérieur. Sa profondeur dépend du contexte géodynamique.

� Au niveau des dorsales, le flux de chaleur est important, l’isotherme 1300°C qui marque la frontière entre le manteau lithosphérique et l’as-thénosphère est peu profond, le manteau lithosphérique est très peu épais. En s’éloignant de la dorsale, la lithosphère se refroidit, la profon-deur de l’isotherme 1300°C augmente donc, ce qui entraîne un épaissis-sement du manteau lithosphérique au dépend de l’asthénosphère : l’iso-therme 1300 °C, situé à quelque km de profondeur au départ s’abaisse pour atteindre environ 100 km de profondeur peu avant la subduction.

� Au niveau de la lithosphère continentale, sa profondeur va dépendre de l’épaisseur de la croûte continentale : elle sera plus faible sous les fossés d’effondrement (rifts) et plus importante sous les chaînes de montagnes où elle peut atteindre 200 km.

� Le géotherme visualisant la structure thermique de la Terre et les dif-

férentes enveloppes

10000 2000 3000 4000 5000

2000

100

4000

6000

Température (° K)

Pro

fon

de

ur

(Km

)

2900 km

670 km

5150 km

Asthénosphère

Manteau inférieur

Noyau externe

couche D''

Noyau interne

Lith

osp

hèr

e

� Le gradient thermique mesuré au niveau de la lithosphère varie en fonction du contexte géodynamique.

Estimation des différentes valeurs des gradients mesurés au niveau

de la lithosphère :

Les chiffres fournis ne sont qu’une estimation effectuée à partir du graphique en calculant le gradient à partir d’un relevé de température correspondant à une profondeur de 40 km.

1. Subduction au niveau de la plaque chevauchante

11°C.km-1

2. Continents 14°C.km-1

3. Océanique 22,5°C.km-1

4. Dorsale À l’aplomb d’une dorsale la chambre magma-tique est localisée à environ 2 km de profon-deur, le géotherme est alors très élevé autour de 160°C.km-1 dans la croûte en formation

5. Point Chaud 30°C.km-1



Il est plus élevé dans les zones correspondant à une dorsale ou un point chaud et plus faible dans les zones de subduction. Il est donc de l’ordre de 10 à 30°C.km-1 alors que le gradient thermique dans le manteau est plus faible de l’ordre de 0,3°C par kilomètre.

Montrer que le flux et le gradient géothermique varient selon le contexte géodynamique

� Ne pas oublier dans ce type de travail de faire référence aux docu-

ments utilisés.

Les différents contextes géodynamiques présentés dans le docu-

ment 8 et leurs caractéristiques.

Contexte Contexte géodyna-géodyna-

miquemique

Flux ther-Flux ther-miquemique

(Documents(Documents 2 et 8) 2 et 8)

Gradient Gradient géother-géother-

miquemique(docu-(docu-

ment 6b)ment 6b)

MorphologieMorphologie(document 8)(document 8)

MagmatismeMagmatisme(connaissances, (connaissances,

document 1)document 1)

Frontières de Frontières de plaques et plaques et

mouvements mouvements associés associés

(document 1)(document 1)

Marge active : Marge active : SubductionSubduction

11°C.km-1

FosseFosse20 mW.m-2 � Fosse

océanique

Plaque Plaque chevauchantechevauchante

Plus de 110 mW.m-2

� Arc insu-laire ou chaîne de mon-tagnes

Volcanisme au niveau de la plaque chevauchante et formation de plutons en profondeur

Frontières de plaques en convergence

Plaines Plaines abyssalesabyssales

60 mW.m-2 22,5°C.km-1 Absent

DorsalesDorsales

Plus de 250 mW.m-2

35°C.km-1 Magmatisme au niveau de l’axe des dorsales à l’origine de la création de la croûte océanique (basaltes et gabbros) associée aux péridotites mantelliques résiduelles (partie qui n’a pas fon-due dans la zone de fusion partielle)

Frontières de plaques en divergence

Point ChaudPoint Chaud120 mW.m-2 30°C.km-1 Volcanisme intraplaque

(document 8) ou associé aux dorsales (document 1)

� Au niveau des dorsales la croûte océanique qui vient de se former est fracturée. Elle est le siège d’une importante circulation d’eau de mer. Les gabbros (GA) qui viennent de se former sont encore à une température comprise entre 600 et 900°C. L’hydrothermalisme est à l’origine d’une diminution de température et d’une hydratation de ces derniers, car il entraîne une déstabilisation de leurs minéraux : Pyroxène + Feldspath pla-gioclase --> Amphibole (Hornblende) qui est un minéral hydraté contenue dans les gabbros (GB).

Activité 2



� Un aquifère est une formation géologique contenant de façon temporaire ou permanente de l’eau mobilisable, constituée de roches perméables et capable de la restituer naturellement et/ou par exploitation.

� Relations existant entre le contexte géodynamique le flux géother-

mique, le gradient géothermique et la possibilité d’exploitation géo-

thermique.

Contexte Contexte

géodynamiquegéodynamique

(documents 10 et 11 et (documents 10 et 11 et

bien sûr le document 1)bien sûr le document 1)

Flux géothermiqueFlux géothermique

(documents 2 et 8)(documents 2 et 8)

Gradient géother-Gradient géother-

miquemique

(documents 6b et 11)(documents 6b et 11)

(°C.km (°C.km-1-1)

Exploitation géother-Exploitation géother-

mique possible mique possible

(documents 9, 10 et (documents 9, 10 et

11)11)

Subduction : magma-Subduction : magma-

tisme au niveau de la tisme au niveau de la

plaque chevauchanteplaque chevauchante

Jusqu’à 110 mW.m-2 100 à 500 dans les

zones proches des

chambres magma-

tiques

Exploitation de

Bouillante en Guade-

loupe (15MW) : fluides

dont la température est

>150°C

Autres exploitations

aux Philippines et au

Japon.

Collision (Document 10)Collision (Document 10) Variable tout dépend

de la zone considérée :

plus de 1000 mW.m-2 à

Larderello

Exploitation de Larde-

rello en Toscane (Ita-

lie) : fluides constitués

de vapeur et de gaz

dont la température

varie entre 150°C et

260°C

Magmatisme Magmatisme

de Dorsalesde Dorsales

Plus de 250 mW.m-2 Si on considère l’évo-

lution de la tempéra-

ture en fonction de la

profondeur aux abords

proches d’une dorsale,

le gradient estimé

est alors très élevé

puisque la chambre

magmatique est située

à environ deux km de

profondeur

Exploitation en Islande

(dorsale Atlantique

émergée) et déve-

loppée en Californie

(2817MW)en relation

avec la dorsale Est

Pacifique.

Magmatisme Magmatisme

de Points chaudsde Points chauds

120 mW.m-2 30 Exploitation à Hawaï

(25MW), mais aussi en

Islande

Dans le domaine Dans le domaine

continental intraplaquecontinental intraplaque

� Fossé d’effondrement Fossé d’effondrement

(Document 2, Rift est (Document 2, Rift est

africain et document 5 africain et document 5

Fossé Rhénan)Fossé Rhénan)

Flux >100 mW.m-2 30 à 100 Exploitation possible

�Bassins sédimentaires Bassins sédimentaires

(Document 5, Bassin (Document 5, Bassin

Parisien, Bassin Aqui-Parisien, Bassin Aqui-

tain)tain)

Le flux est variable :

compris entre 60 et

100 ou > 100 mW.m-2

10 à 30 Exploitation en France

(337MW) et aux USA

(1874MW)



Les exploitations géothermiques sont possibles dans les régions où le flux et le gradient géothermique sont importants (au niveau de zones de dorsales, subductions et points chauds), mais aussi au niveau de régions où le flux et le gradient sont moindres, tels que des bassins sédi-mentaires présentant des aquifères étendus, c’est-à-dire des quantités d’eau importantes susceptibles d’être renouvelées (cycle de l’eau) et réchauffées par les roches dans lesquelles elles circulent.

Préciser la source principale de chaleur interne

� Il s’agit d’expliquer les différences d’énergie libérée par les enve-loppes terrestres.

Les roches constituant la croûte et le manteau terrestre (document 12) renferment des éléments chimiques dont certains isotopes radioactifs se désintègrent avec le temps. Mais, du fait des différences de composition, les roches et donc les différentes enveloppes terrestres ne contribuent pas de manière équivalente à la libération de chaleur par radioactivité.

En sachant qu’un granite, constituant de la croûte continentale, a un potentiel énergétique 150 fois supérieur à celui des péridotites du man-teau, on pourrait penser que c’est la croûte continentale qui va libérer le plus d’énergie sous forme de chaleur. Les données fournies par le docu-ment 14, qui prennent en compte, non seulement la composition des dif-férentes roches des enveloppes terrestres, mais aussi le volume de ces dernières, permettent de préciser que c’est le manteau qui est à l’origine de la libération de chaleur due à la radioactivité la plus importante (20TW).

� Une observation permettant de visualiser la radioactivité dans une

granodiorite observée au microscope.

Mica noirou biotite

Zircon

Auréole noire dueà la désintégrationradioactive de U et Th

� La chaleur interne de la Terre a pour origine :

� la chaleur initiale correspondant à la libération, par suite du refroidis-sement des matériaux profonds, de l’énergie accumulée lors de la for-mation de la Terre ;

� la chaleur de différenciation libérée lors de la cristallisation du noyau solide aux dépends du noyau liquide ;

� et surtout la chaleur liée à la désintégration de certains isotopes

Activité 3



radioactifs contenus dans les roches des différentes enveloppes ter-restres (environ 27TW sur 43 à 44 TW correspondant à la puissance totale libérée en surface).

Rechercher une relation entre l’existence de zones chaudes et de zones froides à l’intérieur du manteau et la géodynamique de surface

� Le document 15a présente la carte des anomalies de vitesse de pro-

pagation des ondes sismiques à 100 km de profondeur.

Le manteau terrestre est constitué de roches de type péridotites et s’étend de la base de la croûte, dont l’épaisseur varie entre 0 et moins de 10 km pour la croûte océanique et entre 10 et 80 km pour la croûte continentale, jusqu’à la limite noyau-manteau située à 2 900 km de pro-fondeur.

Par conséquent, la profondeur de 100 km correspond dans le manteau soit à du manteau lithosphérique soit à du manteau asthénosphérique ; tout dépend de la zone terrestre considérée. Ainsi près des dorsales, le manteau lithosphérique étant peu épais, une profondeur de 100 km correspondra à de l’asthénosphère. Lorsque la lithosphère s’éloigne de l’axe de la dorsale, du fait de son refroidissement, elle s’épaissit par le bas, c’est à dire que l’épaisseur de croûte océanique restant la même, c’est l’épaisseur du manteau lithosphérique qui augmente : à un moment donné 100 km correspondra au bas du manteau lithosphérique ou à la limite lithosphère –asthénosphère.

Si on prend en compte le document 15b, et au vu de son épaisseur totale, on peut donc considérer que la profondeur de 100 km correspond au sommet du manteau.

Dans la couche située au sommet du manteau, le modèle tomogra-phique montre une forte corrélation entre la position des hétérogénéi-tés de vitesse et la géologie de surface. Sachant que les anomalies de vitesse sismique sont associées à des variations de température des roches (les anomalies positives correspondent à des zones plus froides et plus denses et les anomalies négatives correspondent à des zones plus chaudes et moins denses), on peut dire qu’au sommet du manteau, il existe des zones plus chaudes que l’on peut mettre en relation avec les frontières de plaques (dorsales, plaques chevauchantes des zones de subduction et certaines parties des zones de collision) et des zones plus froides localisées au niveau des vieux continents (Amérique du Nord et du Sud, Antarctique, Afrique, Nord de l’Eurasie et Australie).

� À 2850 km de profondeur, à la base du manteau, la tomographie sis-mique du document 15 b, permet de repérer que la structure ther-mique est dominée par deux larges anomalies de vitesses lentes cor-respondant à des zones plus chaudes situées essentiellement sous l’Afrique et le Pacifique, bordées par des anomalies de vitesses plus rapides où le manteau est plus froid.

Activité 4



� On peut se demander s’il existe ou non un lien entre les zones chaudes et froides superficielles et les zones chaudes et froides situées à 2850 km de profondeur. Les matériaux mantelliques plus chauds du sommet du manteau remontent-ils des profondeurs ? Les matériaux plus froids situés à la base du manteau proviennent-ils de la surface ?

� Le document 16 présente une coupe effectuée grâce à la tomographie sismique du sommet du manteau à sa base de la dorsale Est Paci-fique à l’Amérique du Sud.

On retrouve bien en surface comme dans le document 15a, une zone où le manteau est plus chaud au niveau de la dorsale Est Pacifique, et une zone localisée sous le continent Nord Américain, où le manteau est plus froid . De même, à 2850 km de profondeur, on peut remarquer l’existence d’une zone plus chaude située à l’aplomb du Pacifique et d’une zone plus froide correspondant au continent Sud Américain. Mais l’intérêt de ce profil réside surtout dans le fait qu’il est possible d’observer l’enfoncement de la lithosphère océanique (plaque Nazca) plus froide jusqu’au bas du manteau : une colonne de matière plus froide relie les parties haute et basse du manteau. Par contre, il ne semble pas y avoir de lien entre les zones chaudes localisées au som-met et au bas du manteau.

Des matériaux plus froids plongent au cours des subductions des zones superficielles vers les zones profondes et atteignent la limite manteau-noyau : des mouvements de matière affectent le manteau.

Préciser les mécanismes qui permettent les transferts de chaleur à l’intérieur du manteau

� Si un corps déformable est refroidi par le bas et chauffé par le haut,

les zones denses seront en bas, les régions peu denses en haut : la

situation est stable, ce qui n’engendrera aucun mouvement.

� Un modèle analogique de la convection thermique

o I

Zone froide (glaçons)

qui absorbe la chaleur

Paroi isolante

Plaque chauffante(40°C)

qui fournit la chaleur

Eau

Couche limite thermique supérieure

Couche limite thermique inférieure

Couches où s'effectuent les

échanges thermiques par

conduction entre les cellules

de convection et les sources

(de froid ou de chaud)

Montée dematière chaude

Descentede matièrefroide

Cellule deconvection

Conduction

Activité 5



Une des différences principales réside dans le fait que l’eau utilisée dans le modèle est liquide alors que le manteau est solide.

Autre différence : on ne chauffe pas le liquide dans sa masse.

� L’activité 3 a permis de mettre en évidence que le manteau libère une grande quantité de chaleur à cause de la désintégration radioactive de certains éléments qui constituent ses roches : il existe donc une chaleur émise en interne c’est-à-dire un chauffage interne.

L’activité 4 montre qu’il existe au moins une relation entre le sommet du manteau et sa base : de la matière froide correspondant à la lithosphère océanique âgée plus dense plonge au niveau des zones de subduction et rejoint parfois le manteau profond. Par contre le manteau plus chaud situé à l’aplomb des dorsales ne semblent pas enraciné en profondeur.

Dans l’activité 5, le document 18 présente un modèle analogique de point chaud où l’on réchauffe ponctuellement par le bas un liquide froid. On peut observer la remontée active d’un panache dont la « tête » est plus large que le « pied ».

La possibilité 3 prend en compte l’ensemble de ces données.

le manteau est un corps déformable, il est refroidi par le haut (lithos-

phère), un petit peu chauffé par le bas (chaleur émise par le noyau) et

sa radioactivité permet un chauffage interne.

La matière froide descend de façon active (subductions) compensée par des remontées surtout passives (dorsales). Il peut y avoir un peu de remontées actives (points chauds).

Montrer qu’un modèle scientifique est une construction hypothé-tique et modifiable, dépendant de l’évolution des connaissances et des techniques

� L’évolution des idées ayant permis de faire évoluer le modèle du fonc-tionnement de la Terre de Holmes à nos jours.

Les différents modèlesLes différents modèles L’évolution des idéesL’évolution des idées

Document 19 :Document 19 :

Le modèle proposé Le modèle proposé

par Holmes en 1931par Holmes en 1931

Des mouvements de convection du manteau per-

mettraient d’évacuer la chaleur interne due aux

désintégrations radioactives et seraient ainsi le

moteur de la « Dérive des continents ». Il n’éta-

blie pas de lien avec les dorsales.

Document 20 :Document 20 :

Le modèle proposé Le modèle proposé

par Hess en 1960par Hess en 1960

Il établie une relation entre les observations

effectuées au niveau des fonds océaniques et

des mouvements dans le manteau. Les dorsales

seraient les branches ascendantes de cellules de

convection et les fosses océaniques les témoins

des branches descendantes.

Les conditions :

Les mouvements

possibles :

Activité 6



Document 21 : Le modèle actuel.Document 21 : Le modèle actuel.

� Profil tomographique du Profil tomographique du

Pacifique à l’AfriquePacifique à l’Afrique

La coupe selon la ligne Est-Ouest atteint une pro-

fondeur de 900 km.

Les dorsales (Est Pacifique et Atlantique) ne

se « voient » qu’en surface et ne s’enracinent

pas, alors que les subductions (plaque Nazca

plongeant sous la plaque Sud Américaine) se

« voient » très profond dans le manteau.

� Profil tomographique Profil tomographique

au niveau du point chaud au niveau du point chaud

d’Hawaïd’Hawaï

La zone observable près de la surface et jusqu’à

2900 km de profondeur, représentant une ano-

malie négative sous Hawaï, correspond à du

matériel chaud. Il s’agit de manteau chaud

remontant de 2900 km de profondeur jusqu’à la

base de la lithosphère océanique, sous la forme

d’un panache.

� BilanBilan

La lithosphère océanique plus dense que l’asthé-

nosphère sous-jacente s’enfonce spontanément

dans le manteau au niveau des subductions.

Cette descente spontanée met les plaques en

mouvement et organise la convection mantellique.

Les plaques lithosphériques au niveau des zones

de subduction constitueraient les branches des-

cendantes froides de cellules de convection

(document 21 a).

Les branches ascendantes pourraient être repré-

sentées par l’ascension de panaches mantelli-

ques sous les points chauds (document 21 b).

Les dorsales (document 21 a) correspondent

uniquement à des épanchements passifs super-

ficiels de matière dans un espace laissé libre par

la divergence.

� La tomographie sismique est une technique qui mesure les variations de la vitesse des ondes sismiques.

Elle indique les anomalies de vitesse de propagation des ondes sis-miques à une profondeur donnée. Quand les matériaux traversés sont froids et rigides, les anomalies sont positives. Quand les matériaux tra-versés sont chauds et ductiles, les anomalies sont négatives.

Les nouveautés des modèles actuels sont principalement déduites des données de tomographie sismique qui interprètent les différences de vitesse de propagation des ondes sismiques dans le manteau par des différences de température. Ce type de technique peut mettre en évi-



dence l’origine profonde du matériel chaud mantellique qui remonte au niveau des points chauds, mais aussi les descentes de matériel froid au niveau des zones de subduction.

� Un modèle du fonctionnement global de la Terre

OcéanAtlantique

Afrique

Inde Tibet

Amérique du Sud

Japon

OcéanPacifique

Noyauinterne

Noyauexterne

DIVERGENCE

Dorsale

CO

NV

ER

GE

NC

E

Su

bd

uctio

n

CONVERGENCECollision

DIV

ER

GE

NC

ED

ors

ale

DIVERGENCEDorsale

CONVERGENCESubduction

Croûte continentale

Croûte océanique

Manteau lithosphérique

Manteau

Mouvements dela lithosphère

Volcan de subduction

Volcan de point chaud

Radioactivité

Zone de fusion partielledu manteau

Magmatisme desubduction

Magmatisme de dorsale

Magmatisme depoint chaud

Mouvement ascendantdu point chaud

Mouvement del’asthénosphère

Préciser les conditions permettant actuellement une exploitation de l’énergie géothermique

� L’exploitation de l’énergie géothermique nécessite :

� une source de chaleur de grande capacité ;

� une roche poreuse ou fracturée perméable servant de réservoir aquifère ;

� une situation permettant l’approvisionnement en eau de la nappe ;

� une couverture de roches de faible perméabilité empêchant la diffu-sion de l’eau chaude.

Activité 7



� Les différents types de géothermie en France

Type de géo-Type de géo-

thermiethermie

Caractéristiques du Caractéristiques du

réservoirréservoirUtilisationsUtilisations ExemplesExemples

Contexte Contexte

géologique géologique

(document 23)(document 23)

Très basse

énergie

Eau ou air à très

basses températures

(moins de 35°C) et

localisées à faible

profondeur (moins

de 100m)

Chauffage et

rafraîchissement de

locaux, avec pompe

à chaleur

Basse énergie 30°C < Température <

150°C

Chauffage urbain,

utilisations indus-

trielles, thermalisme,

balnéothérapie

Bassin de Paris

Moyenne et

Haute énergie

180°C < Température

< 350°C

Production

d’électricité

Bouillante en

Guadeloupe

(document 4)

Géothermie

profonde

Roches chaudes

sèches à plus de 3

000 m de profondeur

Au stade de la

recherche, pour

l’électricité ou le

chauffage

Soultz-sous-

Forêts en Alsace

Le projet de Soultz-sous-Forêts

� Faire de la géothermie profonde présente un intérêt, car la tempéra-ture terrestre augmente avec la profondeur, c’est le gradient géother-mique. La Terre libère de la chaleur : le flux thermique a pour origine principale la désintégration des substances radioactives contenues dans les roches des enveloppes terrestres. Gradient et flux varient selon le contexte géodynamique.

� Le document 25b montre la répartition des températures en Europe à –5000 m de profondeur. Cette dernière montre que certaines régions françaises présentent des températures élevées à 5 km de profondeur : l’Alsace (>200°C), le Massif Central (>200°C), le Fossé Rhodanien (>180°C), le Bassin Aquitain (>160°C) et le Bassin Parisien (140°C-160°C).

Soultz est situé en Alsace dans une zone où le gradient géothermique est plus important (document 25b) : la température est supérieure à 200°C à 5 km de profondeur.

En France, on pourrait également exploiter les sites correspondant aux régions précédemment nommées.

� Le document 25a présente le contexte géologique du projet de géo-thermie profonde de Soultz. Soultz est situé dans le Fossé Rhénan qui est un fossé d’effondrement formés de blocs séparés par des failles. Ces blocs sont constitués de granite qui contiennent des éléments



radioactifs (document 25d) qui en se désintégrant libèrent de la cha-leur. De plus, la croûte continentale est étirée et amincie, le Moho, limite entre la croûte et le manteau lithosphérique, est d’ailleurs localisé entre 25 et 26 km de profondeur alors que sur les bords du fossé il est à 30 km. Les isothermes remontent dans cette zone, ce qui explique également que le flux géothermique soit plus important dans cette région.

� L’exploitation géothermique pilote de Soultz repose sur l’extraction (document 25c) à grande profondeur (5000m) d’eau chaude (200°C) du sous-sol fracturé. Cette eau chaude est ensuite transformée en vapeur qui permet la production d’électricité. L’eau refroidie est réin-jectée sous pression afin de rouvrir les fractures qui ont tendance à se colmater du fait des particules sédimentaires véhiculées par l’eau de pluie infiltrée (document 25d). L’eau en circulant se réchauffe à nouveau au contact des roches.




� Flux et gradient géothermique

Réponses correctes : c et d

Réponses fausses :

a) Le gradient géothermique moyen dans la croûte continentale est de 30°C par kilomètre.

b) Le flux thermique est très élevé au niveau des dorsales.

� La Terre est une machine thermique

Réponses correctes : a, e et f

Réponses fausses :

b) La croûte continentale est bien la plus concentrée en radioéléments, mais c’est le manteau, qui du fait de son volume est celui qui libère le plus de chaleur.

c) La conduction n’est pas le mode principal de dissipation de l’énergie interne de la Terre, les roches terrestres étant mauvaises conductrices. La majorité de l’énergie interne est dissipée grâce à la convection.

� Un modèle actuel du fonctionnement global de la planète Terre

Réponses correctes : a (du fait de sa densité) et c

Réponse fausse :

b) Les points chauds ne correspondent pas à des remontées de magma profond : le manteau est solide, les zones de fusion partielle du man-teau à l’origine des magmas sont très superficielles à l’échelle de la planète.

� La géothermie

Réponses correctes : d (technique des roches fracturées avec injection d’eau sous pression) et e.

Réponses fausses :

a) L’énergie dissipée par la Terre ne provient pas essentiellement du noyau, mais du manteau (20 TW) et de la croûte continentale (6TW).

Exercice 1



b) La géothermie basse énergie utilise directement l’eau chaude pour le chauffage. La géothermie très basse énergie, soit utilise directement l’eau chaude pour, par exemple, le chauffage de serres, soit la tempé-rature de l’eau étant insuffisante, a recours à des pompes à chaleur.

c) La géothermie basse énergie utilise de l’eau dont la température est voisine de 80°C. La géothermie très basse énergie utilise de l’eau dont la température est comprise entre 15 et 40°C.

Le contexte géodynamique de l’Islande

Réponses correctes : a, c et e

Réponses fausses :

b) Au niveau d’une dorsale la remontée de manteau chaud est relative-ment superficielle : sous la dorsale Est Pacifique et sous la dorsale Atlan-tique (document 21a), les anomalies négatives enregistrées correspon-dant à du matériel chaud, c’est-à-dire à la remontée d’asthénosphère, sont localisées jusqu’à une profondeur d’environ 200 km.

d) Le panache n’est pas à l’état liquide. Le manteau solide et défor-mable, qui remonte par convection, est juste plus chaud que le manteau environnant. Ce mouvement ascendant correspond à un mouvement de convection.

�

Exercice 2


Séquence 4


Sommaire













�

Cellule fille2n = 4

Cellule fille2n = 4

Une paire dechromosomeshomologues

Une paire dechromosomeshomologues

Cellule mère2n = 4

� 2 mitoses sont repérables sur le graphe.

� Il s’agit de la phase de réplication de l’ADN selon un mode semi conservatif. Les chromosomes à une chromatide apparaissent formés de deux chromatides à la fin de cette phase (notée S : synthèse).

� L’interphase correspond aux zones 1,2 et 3 du graphe, la mitose à la zone 4.

�

1

23

Cycle cellulaire

0

Q

2Q

Temps(heures)

Quantité d'ADN contenue dansle matériel nucléaire(unités arbitraires)

phaseG1

phase S

phaseG2

Interphase Mitose

1550 10 20 25 30

Exercice 1




Retenez qu’au cours d’un cycle cellulaire constitué d’une interphase et d’une mitose la quantité d’ADN est conservée.

À l’issue de la mitose chaque cellule fille renferme une copie intégrale (aux mutations près) de l’information génétique. La mitose est une

reproduction conforme qui conserve le caryotype.

G2

G1

S

M

M : mitose

G1 + S + G2 : interphase

A. Les chromosomes :

� Sont toujours visibles dans la cellule

� Sont toujours formés d’une chromatide

� Sont séparés en deux lots égaux lors de la prophase de la mitose

� Sont dupliqués à la fin de l’interphase

B. Le renouvellement cellulaire :

� S’effectue grâce à des mitoses chez les organismes eucaryotes

� Concerne toutes les cellules de l’organisme

� N’utilise pas le programme génétique

� Est la reproduction de l’organisme

C. L’ADN est :

� Un polymère de désoxyribose

� Un polymère de bases azotées

� Un polymère de nucléotides

D. Le rapport A+ G/ T+ C

� Est toujours égal à un

� Est une valeur variable suivant les ADN

� Est égal à un dans l’ARN

E. L’ordre des phases de la mitose est :

� Prophase, télophase, anaphase, metaphase

� Prophase, métaphase, anaphase, télophase

Exercice 2



� Prophase, anaphase, metaphase, télophase

� Prophase, metaphase, télophase, anaphase

F. Une mutation :

� A toujours lieu sous l’effet d’un agent mutagène

� Crée un nouvel allèle

� Est néfaste pour la cellule

G. Une mutation :

� Peut se produire spontanément

� Sont des événements fréquents

� Conduit toujours à la formation d’une protéine différente

H. Le génotype d’un individu :

� Comporte tous les allèles de ses parents

� Ne comporte que les allèles d’un seul parent

� Comporte une partie des allèles de ses parents

I. la bonne représentation est :

J. Le phénotype de cet individu est [ A], cela indique :

� Que l’allèle A est co-dominant

� Que l’allèle A est récessif

� Que l’allèle A est dominant

K. l’individu en question est de ce fait :

� Hétérozygote pour ce gène.

� Homozygote pour ce gène.

� Hétérozygote pour l’ensemble de ses gènes.

� Homozygote pour l’ensemble de ses gènes.

AUn gène donné occupe une position précise sur

un chromosome. Cette position est nommée

locus. Elle est la même pour les deux chromo-

somes d’une même paire et identique pour tous

les individus d’une espèce donnée. Les chro-

mosomes schématisés sont des chromosomes

métaphasiques constitués de deux chromatides.

Les 2 chromatides sont identiques et contien-

nent les mêmes allèles.



� Le caryotype A comprend 22 paires de chromosomes homologues et une paire de chromosome sexuel X et Y. La présence des chromo-somes X et Y confirme qu’il s’agit d’un caryotype masculin.

Le caryotype B comprend lui aussi 22 paires de chromosomes homo-logues mais ici la paire de chromosomes sexuels est constitué de deux chromosomes X : ce qui établit qu’il s’agit d’un caryotype féminin.

� La lettre n représente le nombre de paires : Dans l’espèce humaine n =23.

� Dessin de la paire n° 2

2 chromatides

centromère

2 chromatides

centromère

2

� Les chromosomes de ce caryotype sont tous bichromatidiens. Il y a eu réplication de l’ADN en phase S du cycle cellulaire.

� Il y a 23 chromosomes dans chaque caryotype.

Les caryotypes de gamètes ne comportent pas de paires de chromo-somes. Chaque gamète renferme la moitié de l’équipement chromo-somique de la cellule dont il est issu.

La formation des gamètes résulte donc d’une division particulière appelée méiose dont nous étudierons les modalités.

� Les spermatozoïdes renferment pour la moitié un chromosome sexuel X ,les autres Y

Les ovules referment toujours un chromosome sexuel X

La fécondation est l’union d’un ovule et d’un spermatozoïde.

C’est donc le père qui dans un couple sera « responsable » du sexe de l’enfant !

Retenez que la formule chromosomique est caractéristique de l’es-pèce : elle comprend le nombre de chromosomes noté 2n( où n est le nombre de paires) chez les espèces diploïdes. Les caractéristiques des chromosomes sont visibles sur le caryotype montage photogra-phique où les chromosomes sont réunis par paires et numérotés. Les cellules sexuelles des espèces diploïdes ne renferment que la moitié des chromosomes de l’espèce (un de chaque paire).

� Une maladie génétique autosomique est une maladie dont le gène responsable est situé sur un chromosome non sexuel (autosome)

pour s’exprimer l’allèle responsable de l’anomalie doit être présent en deux exemplaires. (Sur chaque chromosome de la paire de chromosome homologue)

Exercice 3

Exercice 4

Récessive :



�

Représentation de la paire de chromosomes homologues de chaque parent (I1 et I2)

Ils sont de phénotype sain mais porteur de l’allèle m car un de leur enfant est atteint. Cet enfant est homozygote (m//m) et a hérité d’un allèle m de chacun d’eux.

� II1[malade]

mm mm

2 Possibilités pour II2 et II3 : hétérozygotes (M//m) ou homozygote (M//M)

MM mm MM MM

MM mm



III4 est hétérozygote car il a un enfant atteint (il lui a transmis l’allèle muté)

MM mm

� Arbre généalogique

� On ne peut pas savoir si l’enfant sera atteint ou non : il a une possibi-lité sur 4 d’être atteint de mucoviscidose.1 chance sur 4 d’être homo-zygote (M//M) et 1 sur 2 d’être hétérozygote.

� Les électrophorégrammes nous montrent que les individus II4, II5, III1 sont hétérozygotes (2 taches).

Les individus III2 et III3 sont homozygotes.

On sait que l’individu III2 est malade, cela nous permet de situer la tache correspondant à l’allèle m.

Le fœtus ne présente pas de tache à ce niveau : il est donc porteur de deux allèles M : il est de génotype (M//M) et de phénotype sain

� Le polymorphisme d’un gène est le fait de trouver dans une population donnée plusieurs allèles de ce gène dont deux au moins sont repré-sentés avec une fréquence supérieure à 1%.

� Les allèles différent toutes par un seul nucléotide par rapport à de l’al-lèle de référence. Dans chaque cas la mutation à l’origine de l’allèle est une substitution.

I (M//m) 1 (M//m) 2

II (m//m) 1 2 (M//m) ou

(M//M)

3 (M//m) ou

(M//M)

4 (M//m) 5 (M//m)

III1 (M//m) ou

(M//M)

2 (m//m) 3 Fœtus

(M//M) ou

(M//m) ou

(m//m)

Exercice 5



69 127 165 453

G6pd ‘’allèle normal’’ ...G GCT ATG CC…..G CCC TCC AC…..A ACC GCA TC…..G TGC GCA GA

G6pd Namoru ...G GCC ATG CC…..G CCC TCC AC…..A ACC GCA TC…..G TGC GCA GA

G6pd Vanua lava ...G GCT ATG CC…..G CCC CCC AC…..A ACC GCA TC…..G TGC GCA GA

G6pd Naone ...G GCT ATG CC…..G CCC TCC AC…..A ACC GCA TC…..G TGC ACA GA

G6pd Union ...G GCT ATG CC…..G CCC TCC AC…..A ACT GCA TC…..G TGC GCA GA

� Pour l’allèle Namoru la thymine a été remplacée par une cytosine ce qui transforme le codon GCU en GCC.

(On rappelle que le brin non transcrit est identique à l’ARN m avec le changement thymine en uracile)

Ces deux codons codent pour l’acide aminé alanine : il n’y a pas de chan-gement au niveau de la séquence des acides aminés : cette mutation est

silencieuse. L’enzyme G6PDNamoru est fonctionnelle.

� Pour l’allèle Vanua lava la thymine a été remplacée par une cytosine. Le codon UCC devient CCC : la sérine est remplacée par la proline dans le polypeptide. Cette mutation est dite faux sens et a des conséquences sur la fonctionnalité de l’enzyme.

� Pour l’allèle Naone la guanine et remplacée par une adénine : le codon GCA est remplacé par le codon ACA : l’alanine est remplacée par la thréonine. L’enzyme n’est pas fonctionnelle.

� Pour l’allèle Union une cytosine est remplacée par une thymine : le codon ACC devient ACU mais ces deux codons codent pour la thréonine : il s’agit d’une mutation silencieuse (redondance du code génétique).

� Les garçons ne possédant qu’un chromosome sexuel X sont atteints dès lors qu’ils sont porteurs du gène codant pour une dystrophine non fonctionnelle. Ils ont hérité du gène de leur mère qui elle est un por-teur sain (elle possède un gène « sain » et un gène « déficient ») ;

Pour qu’une fille soit atteinte il faut que sa mère soit porteuse saine et son père malade : Compte tenu de la gravité de la maladie même si l’espérance de vie des garçons atteints a augmenté en 10 ans (elle est passée à 40 ans) la probabilité est très faible.

� La séquence donnée est celle du brin transcrit de l’ADN. La séquence de l’ARNm correspondant s’obtient par complémentarité des nucléo-tides soit : GGU UUG AUU UGG AAU AUA

D’après le code génétique la séquence des acide aminés : glycine-leu-cine-isoleucine-tryptophane-asparagine-isoleucine.

Exercice 6



� Si T remplace C en position 12 : le codon UGG devient UGA. UGA est un codon stop la synthèse de la dystrophine sera arrêtée après l’acide aminé 111. On peut penser que la fonctionnalité de la protéine sera altérée. Cette mutation porte le nom de mutation non sens : Le codon stop provoque un arrêt de la traduction de l’ARNm et entraîne la for-mation d’une chaîne polypeptidique incomplète.

Si T remplace C en position 6 : le codon UUG devient UUA ; Ces deux codons codent pour la leucine. La dystrophine ne sera pas modifiée.




Pour débuter

�

adultesmulticellulaires

testicule ovaire

ou

Cellules haploïdesn chromosomes

Cellules diploïdes2n chromosomes

Cellulessomatiques

Divisions cellulaires

Mitoses

Zygote

Ovocyte

Fécondation

Spermatozoïde

Dans le noyau de pratiquement toutes les cellules d’un organisme humain (cellules du pancréas, cellules du foie…) on trouve deux jeux de chromosomes. Ces cellules sont qualifiées de diploïdes. Font exception les gamètes (spermatozoïdes et ovules) qui ne contiennent qu’un jeu de chromosomes. Pour cette raison, ces cellules sont quali-fiées de cellules haploïdes.

� Les cellules haploïdes sont les gamètes (spermatozoïdes et ovocytes).Les autres cellules sont diploïdes. La fécondation, union de deux cel-lules reproductrices haploïdes permettra de restaurer la diploïdie. La phase diploïde et la phase haploïde se succèdent dans le cycle de développement de l’homme : la phase diploïde domine, la phase haploïde est limitée aux gamètes.

� Les cellules à l’origine des gamètes sont nécessairement diploïdes et les gamètes sont haploïdes. Une division permettant de réduire par 2 le nombre de chromosomes est donc indispensable. Cette division est la méiose.



� La méiose est une division qui permet de fabriquer des cellules repro-ductrices haploïdes à partir de celles diploïdes. Cette division n’a pas lieu dans toutes les cellules de l’organisme. Seuls les tissus repro-ducteurs sont concernés. Chez l’homme, la formation de spermato-zoïdes se déroule dans les tubes séminifères des testicules et chez la femme la formation des ovules se déroule dans l’ovaire. La formation des spermatozoïdes est nommée spermatogénèse et la formation des ovules, l’ovogénèse.

Dans ces tissus, seules les cellules dites de la lignée germinale sont concernées par la méiose.

� Je dois utiliser les documents 4 et 6 pour remettre dans l’ordre chro-nologique les photos et dessins d’interprétation du déroulement de la méiose présenté dans le document 5.

Le document 6 est un graphe montrant la quantité d’ADN contenu dans une cellule avant et après la méiose.

Ce que je voisCe que je vois Ce que j’en déduisCe que j’en déduis

La méiose est précédée d’une interphase où la

quantité d’ADN est doublée

(on passe de 2Q à 4Q).

Il y a eu réplication de l’ADN.

Avant la méiose, les chromosomes sont consti-

tués de 2 chromatides.

Pendant la méiose la quantité d’ADN de la cellule

passe de 4Q à 2Q puis de 2Q à Q.

À l’issue de la méiose la cellule contient moins

d’ADN.

La méiose divise la quantité d’ADN par 4.

La méiose comprend deux étapes qui divisent à

chaque fois la quantité d’ADN de la cellule.

Le document 4 est une animation permettant de visualiser la méiose.

La cellule de départ contient 4 chromosomes soit deux paires de chromo-

somes homologues (un bleu d’origine paternel, un rouge d’origine mater-nelle) (2n=4). Chaque chromosome est constitué de deux chromatides : il y a eu une phase de réplication qui précède la méiose (confirmation du doc 6).

Je vois que dans une première division les chromosomes homologues de chaque paire se répartissent chacun dans une cellule différente : on obtient deux cellules contenant chacune 2 chromosomes (n=2) : la quantité d’ADN de la cellule a diminué de moitié (de 4 chromosomes à 2 chromosomes soit de 4Q à 2Q d’après le document 6).

Dans une deuxième division les chromatides de chaque chromosome se séparent : là encore la quantité d’ADN de la cellule est divisée par deux (passage de 2Q à Q) : le nombre de chromosomes est conservé (n=2) mais chaque chromosome est à l’issue de cette étape constitué d’une seule chromatide.

À la fin de la méiose on obtient 4 cellules contenant chacune un chro-mosome de chaque paire à une chromatide. Ces cellules sont haploïdes.

Activité 1



� Mise en ordre du document 5

Les photos renfermant des chromosomes constitués de deux chroma-tides constituent les premières étapes de la méiose :

F et H montrent des chromosomes bichromatidiens réunis par paire, en H ils sont réunis par paires et alignés à l’équateur de la cellule. Les cellules sont diploïdes.

E montre ces mêmes chromosomes se séparant : un de chaque paire migrant à une extrémité de la cellule (anaphase 1= anaphase de la pre-mière division de la méiose).

C, D montrent ensuite dans chaque cellule formée, les chromosomes à 2 chromatides puis la photo A montre les chromosomes s’alignant de nouveau à l’équateur de la cellule. La séparation des chromatides en G représente l’anaphase 2(=anaphase de la deuxième division de la méiose). Ces cellules sont haploïdes.

Enfin B montre les 4 cellules à n chromosomes obtenues à l’issue de la méiose. On obtient quatre gamètes (ou quatre spores ou grains de pol-len dans le cas des végétaux).

L’ordre des photos est : F, H, E, C, D, A, G, B.

Les deux étapes de la méiose sont deux divisions successives qui s’en-chaînent :

La première division réduit le nombre de chromosomes par séparation au hasard des chromosomes homologues : on parlera de division réduc-

tionnelle (photos : F, H, E et C). Il y a passage de 2n chromosomes bichro-matidiens à n chromosomes bichromatidiens.

La deuxième division est immédiate et ne réduit pas le nombre de chro-mosomes (division équationnelle) mais sépare les chromatides de chaque chromosome. (Photos : D, A, G, B).



� Première division de la méiose

2n = 4Prophase I

2n = 4

2n = 4

n = 2 n = 2

Métaphase I

Anaphase I

Télophase I

Une paire de chromosomeshomologues à deux chromatides

Une paire de chromosomeshomologues à deux chromatides

Un chromosomeà deux chromatides

Séparation des chromosomeshomologues

Un chromosomedupliqué

Pôle de la cellule

Chiasmas = points de contactsentre des chromatides homologues

Plan équatorial de la cellule

1 cellule à 4chromosomes

à 2 chromatides

Réduction chromatique

2 cellules à 2chromosomes

à 2 chromatides

1 cellule 1 cellule

� Au temps T1,la cellule contient 2n chromosomes constitués d’une seule chromatide soit en quantité d’ADN 2Q. Au temps TI, la quantité d’ADN passe de 2Q à 4Q . Il y a donc réplication de l’ADN. Cela se traduit concrètement par le passage de chromosomes à une chroma-tide à des chromosomes à deux chromatides. Ce sont des chromo-somes à deux chromatides qui entrent en méiose.

Activité 2



Seconde division de la méiose

Prophase II

n = 2 n = 2

n = 2 n = 2

n = 2 n = 2

n = 2 n = 2

n = 2 n = 2

Métaphase II

Anaphase II

Télophase II

Un chromosomeà deux chromatides

Un chromosomeà une chromatide

Un chromosomeà une chromatide

Plan équatorial de la cellule

2 cellules à 2chromosomes

à 2 chromatides

Séparation des chromatiquesde chaque chromosome

4 cellules à 2chromosomesà 1 chromatide

Au temps T2, la quantité d’ADN est passé de 4Q à 2Q par cellule. Cela correspond à la séparation des chromosomes homologues lors de la première division de méiose.

Entre T2 et T3, la quantité d’ADN est divisée par 2 (passage de 2Q à Q). Cette diminution de la quantité d’ADN par 2 correspond au passage des chromosomes de 2 à 1 chromatide.

Le passage du stade diploïde au stade haploïde correspond, sur le schéma au temps T2.



� On considère une cellule ou 2n = 4 c’est-à-dire possédant dans son noyau deux paires de chromosomes homologues.

Avant la réplication de l’ADN : 2n =4 et 2Q ADN

Matériel génétiquenon condensé

Après réplication de l’ADN et avant le début de la méiose 2n=4 et 4Q ADN

à l’issue de la première division de méiose n=2 et 2Q ADN

ou ou ou

à l’issue de la première division de méiose n=2 et 2Q ADN

ou ou ou

Moment A :

Moment B :

Moment C :

Moment D :



� La séparation des chromosomes homologues lors de l’anaphase de la pre-mière division de méiose permet de réduire par deux le nombre de chro-mosomes. Chaque cellule aura donc un chromosome de chaque paire.

�

A B C

DE

A Un spermatozoïde se fixe sur lamembrane pellucide.

B Les enzymes libérées par lespermatozoïde digèrent localement lamembrane pellucide.

C Fusion des membranes plasmiquesde l'ovocyte et du spermatozoïde.La pénétration d'autres spermatozoïdeest rendue impossible.

D Le noyau du spermatozoïde passedans le cytoplasme de l'ovocyte.

E Fusion des deux noyaux pour formerle noyau de la cellule œuf.

Généralement une membrane de fécondation imperméable aux autres

spermatozoïdes se forme autour de l’ovocyte dès la pénétration de la tête

du spermatozoïde empêchant la fécondation de l’ovule par plusieurs sper-

matozoïdes.

Remarque

�

Ovule(haploïde)

Spermatozoïde(haploïde)

Les noyauxfusionnent

(caryogamie)

n = 3

n = 32n = 6

Le spermatozoïde est beaucoup plus petit que l'ovule.

Il a été grossi pour qu'on puisse distinguer les chromosomes.

Du point de vue chromosomique, la fécondation est universellement l’union des noyaux haploïdes pour former un noyau diploïde de la cel-lule œuf.

Activité 3




Comprendre et modéliser le brassage interchromosomique lors de la méiose

Drosophile àailes longueset corps gris

Drosophile àailes vestigialeset corps ébène

Drosophile àailes vestigialeset corps ébène

Méiose Méiose

Fécondationgamètes gamètes

Méiose Méiose


1 2

1 2

1 2 3 4

I

II

III

nombreusescellules œufdonnant...


100% de Drosophileà ailes longues

et corps gris

25%à ailes longues

corps gris

25%à ailes longues

corps ébène

25%vestigialescorps gris

25%vestigiales

corps ébène

Phénotypesparentaux

Phénotypesrecombinés

On constate que de nouveaux phénotypes sont apparus et nous cher-chons à comprendre comment la méiose puis la fécondation peuvent rendre compte de ces nouveautés.

Pour cela, il faut rechercher ce que devient au cours de la méiose puis de la fécondation la combinaison d’allèles portée par les parents.

Le document 1 précise que les deux gènes gouvernant les caractères étudiés sont situés sur des chromosomes différents qui ne sont pas des chromosomes sexuels. Nous savons également que les allèles à l’origine des caractères corps ébène et ailes vestigiales sont des allèles récessifs et les allèles à l’origine des caractères sauvages c’est-à-dire corps gris et ailes longues sont dominants.

Nommer et écrire les allèles

L’allèle muté à l’origine du corps ébène sera noté : e et l’allèle sau-vage à l’origine du caractère corps gris sera noté e+ (Voir fiche méthode ‘’convention d’écriture en génétique’’ pour plus de précisions)

Activité 1



Le même raisonnement appliqué au caractère longueur des ailes conduira à l’écriture suivante. L’allèle muté à l’origine du caractère ailes réduites sera noté v et l’allèle dominant à l’origine du caractère aile lon-gue sera noté v+.

Écrire le génotype des parents II1 et II2

Génotype de II2.

Nous savons que les deux gènes sont indépendants c’est-à-dire qu’ils sont portés par des chromosomes différents.

Nous savons également que les individus II2 sont récessifs pour les deux allèles.

Ces informations permettent d’écrire le génotype de II2. En respectant les conventions d‘écriture en génétique, on obtient : (v//v , e//e)

Génétique des individus II1 (génération F1)

Tous les individus de la génération F1 ont le même phénotype : ailes longues et corps gris.

Ils sont issus d’un croisement entre une drosophile à ailes longues et corps gris et une drosophile à ailes vestigiales et corps ébène.

Seuls les allèles dominants s’exprimant le génotype peut s’écrire : (v+//v, e+//e)

Recherche des combinaisons d’allèles portés les gamètes de II1 et II2 à

l’issue de la méiose.

En tenant compte des consignes données, les chromosomes et les allèles

qu’ils portent peuvent être schématisés de la manière suivante.

Cellulediploïde

Cellulediploïde

II1 II2

(2n = 4) (2n = 4)

Recherchons maintenant les gamètes possibles produits par les indivi-dus II1 (génération F1) en réinvestissant les connaissances acquises lors du chapitre précédent.

Lors de l’interphase précédant la méiose, nous savons qu’il y a réplica-tion de l’ADN. Par conséquent, les chromosomes qui entrent en méiose sont des chromosomes à deux chromatides identiques que l’on peut schématiser de la manière suivante :



Cellule diploïde àl’origine des gamètes

Chromosome à deuxchromatides identiques

(2n = 4)

Réplication au cours de l’interphaseprécédent la méiose

Lors de la première division de méiose, les chromosomes homologues se séparent.

À l’issue de la première division de méiose, il y a donc formation de deux cellules contenant chacune 2 chromosomes à deux chromatides.

Cette étape peut être schématisée de la manière suivante :



(2n = 4)

n = 2 n = 2


1ère divisionde méiose

Lors de la seconde division de méiose, les chromatides sœurs se sépa-rent. À l’issue de la méiose, on a donc 4 cellules à 2 chromosomes à une chromatide.

L’ensemble peut donc être schématisé de la manière ci-après :

➥



(2n = 4)

n = 2 n = 2

n = 2 n = 2 n = 2 n = 2



2ème divisionde méiose

Nous savons que lors de la métaphase de la première division de méiose, la répartition des chromosomes homologues de part et d’autre de la plaque équatoriale se fait de manière aléatoire. Il en résulte que l’on peut envisager une seconde possibilité que celle représentée ci-dessus concernant la répartition des chromosomes dans les cellules.



Cette seconde possibilité est schématisée ci-dessous :

(2n = 4)

n = 2 n = 2

n = 2 n = 2 n = 2 n = 2




(2n = 4)

Si on fait le bilan des gamètes produits, nous constatons qu’il y a 4 types de gamètes possibles. Les 4 combinaisons sont équiprobables. Cette probabilité est de 0,25.

En noir les gamètes parentaux et en vert les nouvelles associations d’allèles.

Ce n’est qu’à l’issue de très nombreuses

méioses que la probabilité de 0,25

se traduit concrètement par 25 % de

chaque catégorie conformément à la loi

des grands nombres.milés.

Attention



Les drosophiles à ailes vestigiales et corps ébène, homozygotes pour les deux allèles ne produiront qu’un seul type de gamètes que l’on peut schématiser de la manière suivante :

Gamète haploïde

II2

Le document 3 est l’échiquier de croisement. Lors de la fécondation, la rencontre des gamètes se fait au hasard. Chaque gamète d’un des parents est susceptible de rencontrer n’importe quel gamète de l’autre parent. On constate que l’on retrouve les 4 phénotypes observés à l’is-sue du croisement 2.

Gamètes produitspar les individus II2

Gamètes produitspar les individusde la génération F1



Les individus II2 ne présentant que des allèles récessifs les phénotypes observés à l’issue du second croisement sont représentatifs des allèles portés par les gamètes des individus de la génération F1.

F1 peut produire 4 gamètes différents qui associés avec les gamètes de P2 peuvent donner après fécondation les 4 phénotypes observés.

Les phénotypes recombinés trouvent leur origine dans la répartition aléa-toire des chromosomes homologues sur le plan équatorial de la cellule en métaphase 1 lors de la méiose conduisant à la formation des gamètes chez les individus hétérozygotes pour chacun des 2 gènes considérés.

Dans le cas d’une méiose agissant sur 2 paires de chromosomes, chaque chromosome peut se retrouvé associer avec l’un ou l’autre de l’autre paire de chromosome ce qui fait 22 combinaisons de chromosomes pos-sibles soit 4 combinaisons dans notre exemple.

Nous constatons qu’après la méiose, les allèles de gènes dont les loci sont situés sur deux chromosomes non homologues peuvent être asso-ciés de 4 façons. En effet, au cours de la métaphase de la première divi-sion, les deux paires de chromosomes homologues se positionnent de manière aléatoire de part de d’autre de la plaque équatoriale.

Comprendre et modéliser le brassage intrachromosomique

Des nouveaux phénotypes en faibles proportions (6,5 % chacun) sont

apparus à l’issue de ce croisement. Ces phénotypes sont différents des

phénotypes parentaux. Il s’agit de phénotypes recombinés dont nous

devons expliquer la formation.

Par rapport à l’activité précédente nous n’obtenons pas un % de recom-

binés égal à celui des parentaux (25 %) mais ici très inférieur.

Comment expliquer ces différences ?

Comme pour l’activité précédente nous devons rechercher ce que devient

au cours de la méiose puis de la fécondation la combinaison d’allèles

portée par les parents c’est-à-dire les individus II1 et II2.

Drosophile àailes longues

et yeux rouges

Drosophile àailes vestigialeset yeux pourpres

Drosophile àailes vestigialeset yeux pourpres

Méiose Méiose


Méiose Méiose


1 2

1 2

1 2 3 4

I

II

III



100% de Drosophileà ailes longues

et yeux gris

43,5%à ailes longues

yeux rouges

6,5%à ailes longuesyeux pourpres

6,5%vestigiales

yeux rouges

43,5%vestigiales

yeux pourpres

Yeux rouges

Yeux pourpres

Les contraintesd'impression ducours du CNEDnous obligent à

utiliser ces couleursqui ne

correspondent pasà la réalité

Réponse

au problème :

Activité 2



Écrire le génotype des parents II1 et II2

Le document 6 montre que les deux gènes impliqués dans la réalisation des caractères étudiés sont situés sur le même chromosome. Ils sont situés sur la paire de chromosomes 2. Ces gènes sont liés.

L’écriture du génotype doit rendre compte du fait que ces gènes sont liés.

Étant donné les conventions d’écriture, le génotype des individus II2 s’écrira : (v p//v p)

Le génotype des individus II1 s’écrira : v+ p+ // v p

Recherche des combinaisons d’allèles portés les gamètes de II1 .









On obtient donc deux types de gamètes.

II2 ne produisant qu’un seul type de gamètes

Gamète haploïde

II2

À l’issue de la fécondation on obtient donc :

Gamètes de II2

Gamètes de II1

Ailes longueset yeux rouges

Ailes vestigialeset yeux pourpres

Nous constatons que ce modèle explique bien l’existence des phéno-types parentaux mais pas l’existence des phénotypes recombinés : 6,5 % ailes longues et yeux pourpres et 6,5 % ailes vestigiales et yeux rouges.

Le document 5 nous indique qu’au cours de l’appariement des chromo-somes homologues il se forme des chiasmas rendant possible l’échange de fragments de chromatides et donc des allèles qu’elles contiennent. Le crossing-over pourrait expliquer l’apparition des phénotypes recom-binés.








A l’issue de la méiose, on obtient4 types de gamètes

Echange de fragmentsde chromatides

Gamèteparental

Gamèteparental

Gamète recombinés

�



À l’issue de la fécondation, on obtient :

Gamètes de II2

Gamètes de II1

L’existence de crossing over au cours de la prophase I de méiose explique l’existence des phénotypes recombinés.

Le crossing over donnant lieu à des échanges de fragments de chroma-tides portant les allèles étudiés n’a pas lieu à chaque méiose auquel cas les proportions de chaque phénotype seraient de 25 %.

Évaluer le brassage génétique lors de la fécondation

Nous savons que les parents sont hétérozygotes pour les deux gènes qui sont situés sur des chromosomes différents donc indépendants. Nous pouvons écrire le génotype de chaque parent

Père : (A//O, Rh+//Rh-) mère : (B//O, Rh+//Rh-)

Au cours de la méiose pour le père 4 combinaisons d’allèles dans les gamètes sont possibles : (A, Rh+),(A, Rh-),( (O, Rh+) (O, Rh-),

Activité 3



Pour la mère: (B, Rh+),(B, Rh-), (O, Rh+) (O, Rh-),

La construction d’un échiquier de croisement permet d’envisager toutes les rencontres possibles entre ces allèles.

Gamètes Gamètes

maternels maternels

Gamètes Gamètes

paternelspaternels

(B, , RhRh+) (B, , RhRh-) (O, , RhRh+)(O(O, , RhRh-)

(A, Rh+) (A//B,Rh+//Rh+) (A//B,Rh+//Rh-) (A//O,Rh+//Rh+) (A//O,Rh+//Rh-)

(A, Rh-), (A//B,Rh+//Rh-) (A//B,Rh-//Rh-) (A//O,Rh+//Rh-) (A//O,Rh-//Rh-)

(O, Rh+), (B//O,Rh+//Rh+) (B//O,Rh+//Rh-) (O//O,Rh+//Rh+) (O//O,Rh+//Rh-)

(O, Rh-) (B//O,Rh+//Rh-) (B//O,Rh-//Rh-) (O//O,Rh+//Rh-) (O//O,Rh-//Rh-)

De nouveaux phénotypes différents des parents peuvent être formés :

[AB, Rh+] :3 chances sur16, [AB, Rh-] : 1 chance sur 16, [O, Rh+] :3 chances sur 16 [O, Rh-] : 1 chance sur 16, [A, Rh-] : 1 chance sur 16,[B,Rh-] : 1 chance sur 16

Cela montre que lors de la fécondation la rencontre aléatoire des gamètes porteurs d’une information génétique différente amène un nou-veau brassage de l’information génétique et donc amplifie le brassage déjà réalisé au moment de la méiose (brassage inter chromosomique et intra chromosomique).

De plus ici nous n’avons considéré que deux gènes portés par deux chro-mosomes.

Seuls les individus issus d’une même fécondation ont le même patrimoine

génétique : c’est le cas des vrais jumeaux qui proviennent du dédouble-

ment de la cellule œuf ou de l’embryon au stade de quelques cellules.

Remarque




Pour débuter

� Il n’y a pas de relation entre le nombre de chromosomes et la taille ou la place de l’espèce dans l’arbre phylogénétique.

Dans une première approche, on peut constater une corrélation entre la taille du génome et la complexité d’un organisme. La taille du génome humain par exemple est près de 1000 fois supérieur à celui d’une bactérie. Les plantes ont une taille de génome supérieur aux animaux (sauf les amphibiens).

Le nombre de gènes semble également dans une certaine mesure corrélé à la complexité de l’organisme. Ainsi l’homme possède 10 fois plus de gènes qu’une bactérie mais seulement deux fois plus de gènes que la drosophile et quasiment le même nombre de gènes qu’Arabidopsis thaliana.

La corrélation entre la complexité de l’organisme et le nombre de bases de son génome n’est cependant pas simple. En effet, l’arabette qui est un organisme pas moins complexe que le blé a un génome qui est 130 fois plus petit que celui du blé.

L’Aplysie californica a un génome qui est 10 fois plus grand que celui de la drosophile qui n’est pas moins complexe que l’aplysia.

Chez les procaryotes, les génomes sont compacts et leur capacité codante est utilisée au mieux (87 % de l’ADN d’Escherichia coli code pour des protéines contre 1,5 % chez l’Homme). Finalement pour une longueur d’ADN donnée les humains possèdent moins de gènes que les procaryotes.

Chez l’Homme la majeure partie de l’ADN n’est pas codante. Cette fraction non codante de l’ADN semble d’ailleurs croitre avec la com-plexité de l’organisme.

Par complexité on doit comprendre un certain degré de sophistication. Cette

notion doit être distinguée de celle d’adaptation. Tous les organismes sont

parfaitement adaptés à leur milieu sans quoi ils ne pourraient y survivre.

Une bactérie est aussi adaptée à son milieu que l’homme à son milieu.

Cette notion doit aussi être distinguée du degré d’évolution d’un orga-

nisme. Une bactérie est aussi évoluée que l’homme.

Remarque



� Une première représentation du génome a été vue en classe de pre-mière. Celui-ci est apparu constitué de gènes codant pour des pro-téines. Chez les eucaryotes, ces gènes sont dits morcelés car consti-tués d’une partie codante, les exons et d’une partie non codante les introns. Un gène n’est pas limité à la portion transcrite. En effet, il existe également des gènes régulateurs dont dépend l’activité des gènes de structures.

Dans le noyau l’ARN pré-messager est épissé. Au cours de ce phéno-mène, les introns sont éliminés et les exons sont rattachés les uns aux autres.

À la lumière des données apportées par le séquençage des génomes, il apparaît que celui-ci est constitué d’une grande partie non fonctionnelle.

Il ne faut donc pas limiter le génome aux seuls gènes c’est-à-dire aux

portions de l’ADN transcrites puis traduites.

À noter qu’une cellule eucaryote peut abriter plusieurs génomes dif-férents. En effet, au génome nucléaire (contenu dans le noyau), il faut ajouter le génome des mitochondries voire des chloroplastes pour les cellules chlorophylliennes.

� On doit s’attendre à trouver dans le génome des ‘’traces’’ de cette histoire commune.




Schématiser la formation d’une anomalie du nombre de chromo-somes lors de la gamétogénèse

�

AnomalieAnomalieFormule Formule

chromosomiquechromosomique

Nom Nom

de la maladiede la maladie

symptômessymptômes

fréquence fréquence

Caryotype 1Caryotype 1Un chromosome 21

supplémentaire2n=47

Syndrome de

Down

1 sur 750

retard mental

Problèmes métaboliques

Caryotype 2Caryotype 2 Un seul chromosome X 2n=45Syndrome de

Turner

1 sur 2500

Absence de puberté

stérilité

Petite taille

Caryotype 3Caryotype 3Deux chromosomes X

et un chromosome Y2n=47

Syndrome de

Klinefelter

1 sur 800

Stérilité

Faible pilosité, taille et

poids supérieurs à la

moyenne

L’absence d’un autosome chez un nouveau-né est exceptionnelle du fait sans doute de leur élimination dès le début de la vie embryonnaire. On peut voir ici un des mécanismes propres à la reproduction sexuée qui éli-mine un grand nombre de zygotes non viables.

L’absence d’un chromosome X est moins rare (syndrome de Turner).

Il est beaucoup plus fréquent que l’anomalie soit due à la présence d’un ou plusieurs chromosomes surnuméraires. On observe ainsi des trisomies (présence d’un chromosome surnuméraire) : Trisomie 21 (syndrome de Down), 18 et 13 (syndrome de Patau) pour les plus fréquentes.

Les trisomies des chromosomes sexuels sont très fréquentes : XXX, XXY (syndrome de Klinefelter), XYY.

� La méiose conduit à la formation à partir d’une cellule diploïde (2n=2 par exemple) à 4 cellules haploïdes (n=1)

La méiose comprend deux divisions :

Une anomalie de répartition des chromosomes homologues peut se pro-duire en division 1 : La paire de chromosomes 21 se répartit du même

Activité 1

[Non attendu]



côté de la plaque équatoriale. Lors de l’anaphase 1 les deux chromo-somes migrent vers le même pôle de la cellule.

Deuxième possibilité : la division 1 est normale et lors de la division 2 les deux chromatides migrent vers le même pôle de la cellule ;

Évolution normale du chromosome 21 durant une première division de méiose

Métaphase...

... puis début d'Anaphase

Évolution normale du chromosome 21 durant une première division de méiose

Plaque

équatoriale

Position de la

plaque équatoriale

pour mémoire

Je vais migrer par là ?...

... et moi par là ?

Je vais migrer par là ?... ... et moi par là ?

Mais non, passe de l'autre côté de la

plaque équatoriale !

Pas du tout, c'est à toi d'y aller !!!!

Je migre vers un pôle ...

... et moi vers l'autre

Nous migrons tous les deux vers le

même pôleCertains gamètes vont

avoir deux chromosomes 21 au lieu d'un

Et d'autres aucun. Bravo la coordination !

Évolution normale du chromosome 21 durant une deuxième division de méiose

Métaphase...

... puis début d'Anaphase

Évolution normale du chromosome 21 durant une deuxième division de méiose

Je vais migrer par là ?...

... et moi par là ?

Je vais migrer par là ?...... et moi par là ?

Mais non, passe de

l'autre côté de la

plaque équatoriale !

Pas du tout, c'est à

toi d'y aller !!!!

Je migre vers un

pôle...

... et moi vers

l'autre

Nous migrons tous

les deux vers le

même pôleCertains gamètes vont

avoir deux chromosomes

21 au lieu d'un

Et d'autres aucun.

Bravo la coordination !

Plaque équatoriale

Position de la

plaque équatoriale pour mémoire

Cette anomalie peut survenir au cours de la formation des spermatozoïdes (spermatogénèse) ou au cours de la formation des ovules (ovogénèse).



Cellule germinale

Formation du gamète

(spermatozoïdedans cet exemple)

MÉIOSE

FÉCONDATION

Zygotes produitsOvule

avec :

NON DISJONCTION

SCÉNARIO NORMAL

SCÉNARIO ANORMAL 1

SCÉNARIO ANORMAL 2

NON DISJONCTION

normal trisomie monosomienormal normal normal trisomie trisomie monosomie normal normal

Dans plus de 75 % des cas la trisomie 21 a pour origine une anomalie dans la division 1 de la méiose, c’est-à-dire au moment de la séparation au hasard des paires de chromosomes homologues. Cette méiose anor-male à lieu au cours de l’ovogenèse dans 90 % des cas.

Selon les scientifiques, la répartition anormale des paires de chroma-tides lors de la seconde division de méiose pourrait avoir pour origine l’absence de chiasmas. En effet, ceux-ci maintiennent ensemble les chromatides paternels et maternels assurant ainsi une répartition égale des chromatides homologues dans les cellules filles.

Le syndrome de Turner et le syndrome de Klinefelter ont pour origine une non disjonction des chromosomes X de la mère.

Schématiser un exemple de polyploïdie et montrer son rôle dans la spéciation

Croisement de Spartina maritima et de Spartina alterniflora

Il faut dessiner les étapes de la méiose ou 2n=2 puis 2n=4

[Non attendu]

Activité 2

Première étape :



� Formation des gamètes chez Spartia alterniflora

Première divisionde méiose

Seconde divisionde méiose

Spartina alterniflora2n = 62

Cellule diploïdeà l'origine

des gamètes 58

chromosomes +

31

chromosomes

31

chromosomes

31

chromosomes

31

chromosomes

+

62

chromosomes

� Formation des gamètes chez Spartina maritima

58chromosomes

+

60chromosomes

Première divisionde méiose

Seconde divisionde méiose

Spartina alterniflora2n = 60

Cellule diploïdeà l'origine

des gamètes

30

chromosomes

30

chromosomes

30

chromosomes

30

chromosomes



� Formation de l’hybride

À l’issue de la fécondation on obtient un zygote possédant 61 chromosomes.

Les individus porteurs (hybrides) de cette garniture chromosomique sont viables.

Ils sont stériles car la méiose est impossible : ils ne présentent pas de paires de chromosomes homo-logues mais des chromosomes uniques ce qui pose problème au moment de l’appariement des chromosomes.

Ils peuvent néanmoins se repro-duire par multiplication végétative.

Une mitose anormale (absence de formation de cytosquelette) conduit au doublement du nombre des chromosomes chez des individus stériles.

Fécondation

58chromosomes

+hybride stérile

à 61 chromosomes

31chromosomes

30chromosomes

61chromosomes

Gamète venant de Spartina alterniflora

Gamète venant de Spartina alterniflora

Deuxième étape :

Spartina anglicaSpartina anglica

2n = 122

= polyploïdisationSéparation des

chromatides mais pas

formation de deux cellules

hybride stérile

à 61 chromosomes61

chromosomes

122chromosomes

116chromosomes

+

58chromosomes

+

58chromosomesdédoublés +



Identifier quelques remaniements chromosomiques

1 et 2 : délétion 3 : inversion 4 : duplication

5 : translocation 6 : Translocation

Dans le cas de la duplication, deux évènements ont eu lieu. Un des chro-mosomes homologues a subi une délétion et le fragment coupé s’est inséré sur l’autre chromosome homologue qui se retrouve donc avec deux copies d’une même région de chromosome.

Ce phénomène porte le nom dans ce cas de crossing-over inégal. Chez l’homme, 15 % des gènes sont présents en deux exemplaires au moins.

[Non attendu] Beaucoup de délétions affectant des chromosomes même à l’état hétérozygote provoquent des déficiences graves. L’un de ces syn-drome appelé cri du chat est dû à une délétion de l’extrémité de l’un des chromosomes de la paire 5. Les enfants atteints ont une espérance de vie très courte.

Retrouver les traces de remaniements chromosomiques dans le caryotype de deux espèces présentant une étroite parenté

La comparaison de ces deux caryotypes fait apparaître que :

� L’Homme possède 46 chromosomes et le Chimpanzé 48 mais le chro-mosome humain n° 2 est l’équivalent de deux des chromosomes du Chimpanzé.

� 14 chromosomes sont identiques morphologiquement.

� Les chromosomes 1, 18 et 13 présentent une différence : un segment de chromosome présent chez une espèce est absent chez l’autre.

� Les autres différences consistent principalement en des inversions de segments.

Montrer le rôle des duplications dans la formation de familles multigéniques.

� Je dois recueillir des indices montrant que les globines sont appa-rentées et proposer une hypothèse pour expliquer l’origine de cette parenté

Les données recueillies avec le logiciel rastop sur la structure de 3 globines (�,�,y ) montrent que les trois molécules de globines pré-sentent des similitudes de structure,notamment par la présence d’un groupement héme identique avec un atome de fer au centre.

Les informations proposées par le logiciel phylogène permettent de construire une matrice des distances des globines en % de différences des acides aminés constitutifs.

Activité 3

Activité 4

Activité 5



alpha1alpha1 zetazetagam-gam-

maAmaAepsilonepsilon deltadelta betabeta

alpha1 0 39,3 57,9 60,7 55,7 55

zeta 0 59,3 59,3 60,7 62,1

gammaA 0 19,3 28,6 26,4

epsilon 0 27,1 23,6

delta 0 6,43

beta 0

Les globines présentent des similitudes comprises entre plus de 38 % à 90 % les unes avec les autres. Certaines comme les globines beta et delta ont une constitution identique à plus de 93 %.

On considère que deux protéines sont apparentées si le % de similitudes des séquences d’acides aminés est supérieur à 20 % : ce qui est le cas pour toutes les globines ici : ces globines forment donc une famille de protéines .

Les globines présentent des similitudes de structures qui suggèrent une parenté : ces protéines sont homologues. Elles ont de plus la même fonction : transport du dioxygène.

Le document 12 montre que les globines associées deux à deux dans la molécule d’hémoglobine présente dans les hématies fixent et trans-portent le dioxygène. Au cours de la vie humaine la composition de l’hémoglobine change :

L’hémoglobine embryonnaire est constituée de 2 globines zêta et deux globines epsilon.

L’hémoglobine fœtale est ainsi principalement constituée de 2 glo-bines � et 2 globines y alors que l’hémoglobine adulte est principale-ment du type 2� et 2�.

Toutes les chaînes des deux groupes de globines (groupe � et groupe � ) sont codées par des gènes différents. Les gènes du groupe sont situés sur le chromosome 16, ceux du groupe �, sur le chromosome 11

Certains gènes présents sur les deux chromosomes ne sont pas fonction-nels : ce sont des pseudogènes.

Il ne s’agit pas d’allèles d’un même gène mais bien de gènes différents, exprimés à différents moments du développement embryonnaire.

Les gènes sont placés sur les chromosomes 11 et 16 dans l’ordre où ils vont

être exprimés au cours du développement de l’individu.

Remarque



Ces globines qui présentent des similitudes de structure sont codées par des gènes différents situés sur deux chromosomes. On peut penser que les

gènes qui codent pour les globines sont apparentés. Pour le vérifier il faut

comparer les séquences nucléotidiques des gènes codant ces globines.

� Résultat de la comparaison des séquences nucléotidiques des gènes codant pour les globines humaines avec le logiciel phylogène

Matrice des distances en % de différences acides nucléiques

alpha1alpha1 zetazeta gammaAgammaA epsilonepsilon deltadelta betabeta

alpha1 0 41,4 40,9 60,7 43,1 30,1

zeta 0 23,2 7,89 21,1 44,5

gammaA 0 23 15,8 43,1

epsilon 0 21,3 45

delta 0 42,3

beta 0

Les similitudes entre les différents gènes ( plus de 50 %) confirment que ces gènes sont apparentés et constituent des gènes homologues

dérivant d’un gène ancestral.

� Parmi les processus impliqués dans la duplication des gènes le cros-sing-over inégal peut conduire à la duplication d’un gène. Une chro-matide porte ainsi deux exemplaires du même gène.

Les gènes dupliqués ont subi des mutations à l’origine de globines structurellement légèrement différentes mais dont la fonction n’est pas altérée. Le % d’identités entre les différents gènes signe leur degré de parenté. Plus le nombre de différences entre deux gènes est faible plus la duplication à l’origine de leur formation est proche dans le temps.

Ainsi on peut voir dans le tableau que les gènes Beta et Delta qui pré-sentent 7,8 % de différences résultent d’une duplication récente sui-vies de mutations expliquant les différences obvervées au niveau de la séquence nucléotidique entre les deux gènes.

Les gènes Gamma et Epsilon présentent 16 % de différences mettant en évidence une seconde duplication plus ancienne.

La comparaison de Beta et Epsilon, de Delta et Gamma ,de Delta et Epsilon et de Beta et gamma montre des % de différences relativement proches donc un éloignement des gènes à peu près semblable les uns des autres, consécutif à une troisième duplication, la plus ancienne.

Au total, on met en évidence l’existence hypothétique de 3 gènes ancestraux qui subissent chacun une duplication génique suivi de mutations.

Conclusion :



Certains gènes dupliqués deviennent des pseudo gènes : toujours présents

sur le chromosome ils ne codent pas pour une protéine. Au cours de l’évo-

lution les duplications qui ont formé ces gènes ont été suivies de mutations

aux conséquences telles qu’une protéine fonctionnelle ne peut être formée.

Remarque

On peut résumer ces information sur le schéma suivant :

Actuel

-50

-100

-150

-200

-250

Tem

ps

(10

6 an

né

es)

gène ε gène γ gène δ gène β

gène 1

gène 2

gène 3

Duplication du gène 1

Duplication dugène 2

Duplicationdu gène 3

On peut également représenter les duplications, mutations à partir du gène ancestral de la manière suivante.

Chromsome 11

Gène ancestral

gène γgène ε gène βgène δ

M : mutation(s)

DT : duplicationet transposition

M

DT

M

MDT

DTMM

M M M M



En étudiant les différentes globines présentés par différents vertébrés on peut construire un arbre évolutif de la famille des globines.

Actuel

-50

-100

-150

-200

-250

-300

-350

-400

-450

-500

gène ε gène γ gène δ gène β

gène 1

gène 2

gène 3

gène αgène ζ

gène 4

gène 5

Duplication du gène 1




Duplicationdu gène 3 Te

mp

s

(10

6 an

né

es)

�

� Une famille multigénique :

a) est un ensemble d’allèles codant des protéines ayant la même fonc-tion. Faux. Une famille multigénique est constituée de gènes différents

et non d’allèles

b) est un ensemble de gènes codant des protéines ayant la même fonc-tion. Vrai

c) comprend des gènes ayant des séquences nucléotidiques différentes. Vrai

d) dérivent d’un gène ancestral par accumulation de mutations. Faux.

Une famille multigénique nécessite également une duplication lors

d’un crossing over inégal.

� Les pseudogènes :

a) sont des gènes qui n’ont jamais été fonctionnels. Faux. Les mutations

étant aléatoires ; il peut apparaître dans la séquence d’un gène un

codon stop qui ne permet plus à ce gène de coder pour une protéine

fonctionnelle.

b) confirment le caractère aléatoire des mutations. Vrai

c) codent pour des protéines fonctionelles. Faux. (voir affirmation a)

d) ont accumulé une mutation codant pour un codon stop. Vrai



� Les familles multigéniques :

a) montrent que les génomes se diversifient par création de nouveaux gènes à partir de gènes existants. Vrai

b) sont le témoin d’innovations génétiques survenues dans le passé de l’espèce .Vrai

c) ont pour origine une modification de la structure des chromosome. Faux. Ce sont les remaniements chromosomiques qui modifient la

structure des chromosomes

d) ont pour origine une modification du nombre de chromosomes. Faux .

le nombre de chromosomes reste constant

Les mutations ayant un caractère aléatoire à partir d’un gène ancestral les différents gènes dupliqués peuvent conduire à :

� Des gènes permettant la synthèse de protéines fonctionnelles (glo-bines �, �, y ,�, e z,)

� Des gènes codant des protéines avec une fonction légèrement diffé-rente mais qui sera conservée au cours des temps géologiques (ex myoglobine qui semble être la globine la plus ancienne).

� Des pseudogènes qui ne codent pas pour des protéines mais dont les séquences nucléiques ont été conservées.

➡Pour aller plus loin :

Les pseudogènes expliquent dans une certaine mesure qu’une grande partie de l’ADN n’est pas codant (d’autres pseudogènes existent dans d’autres familles multigéniques)

La famille des gènes de la globine n’est qu’un exemple parmi beaucoup d’autres de famille multigénique montrant l’évolution du génome par duplication.

Ainsi les protéines qui servent à l’emballage de l’ADN, les histones, sont elles aussi codées par de multiples gènes quasiment identiques.

Gènes multiples et identiques encore pour les ARN des ribosomes : jusqu’à 5000 copies du même gène.

Dans la famille des globines, les différentes molécules fabriquées, les hémoglobines, ont gardé la même fonction, celle liée à la fixation de l’oxygène,mais le processus de duplications suivies de mutations ne conserve pas toujours la fonction du gène ancestral.

Comme nous l’avons souligné 15 % de nos gènes sont présents au moins en deux exemplaires. Ces phénomènes de duplication sont fréquents chez toutes les espèces (30 % des gènes de levure sont dupliqués) et sont de plus en plus étudiés.

Les chercheurs pensent que les duplications sont un des moteurs de l’évolution.

[Non attendu]



Montrer comment les virus ont contribué à la complexification des génomes

� Les étapes clés du cycle d’un rétrovirus sont les suivantes :

1) Fixation du virus à la surface de la cellule

2) Fusion entre la membrane du virus et la membrane de la cellule infec-tée.

3) Copie de l’ARN viral en ADN simple brin puis double brin grâce à l’en-zyme transcriptase inverse.

4) Transport du génome vers le noyau

5) Intégration du génome au noyau

6) Transcription du génome viral et traduction.

7) Production de protéines virales

Étape 1 Étape 3

Étape 2 Étape 4

ARN viralprécédemmentcontenu dans

le virus

fusion desmembraneset injection du

contenu du virusdans le cytoplasme

de la cellule hôte

transcriptaseinverse

apportée parle virus

ADN de lacellule hôte

ADNviral

Étape 5

Étape 6

Étape 7

Étape 8

protéines viralesqui s’assemblent ici

avec l’ARN viralpour former denouveaux virus

traductionde l’ARN en

protéines virales

transcriptionde l’ADN viralen ARN viral

Activité 6



Si l’information génétique virale s’intègre dans le génome des cellules germinales, elle pourra être transmise aux descendants.

� Les protéines codées par les gènes de ‘’syncytines ‘’ pourraient être responsables de la formation du syncytrophoblaste.

� Les scientifiques nous précisent que les gènes découverts chez la souris et chez les êtres humains ne sont pas des gènes orthologues. Ces gènes ne descendent pas d’un gène ancestral commun présent chez le dernier ancêtre commun aux deux espèces.

Ce résultat indique, qu’à plusieurs reprises au cours de l’évolution des mammifères, des gènes d’enveloppe de rétrovirus ont été capturés et conservés pendant plusieurs dizaines de millions d’années, de manière indépendante à la fois dans la branche des primates et celle des rongeurs.

� La formation du placenta est un processus physiologique important chez les mammifères. Cet organe permet en effet des échanges de nutriments et de gaz respiratoires entre l’embryon et la mère.

Les résultats montrent que les embryons porteurs de la délétion du gène syncytine à l’état homozygote meurent de façon prématurée car le syncytrophoblaste n’a pas pu se former correctement altérant ainsi les échanges entre le sang maternel et l’embryon.

Ces résultats démontrent que les protéines codées par ces gènes sont nécessaires à la syncytialisation des cellules et la formation du syn-cytrophoblaste.

Les embryons hétérozygotes possèdent un allèle fonctionnel codant pour une protéine fonctionnelle qui permettra la formation du syn-cytrophoblaste.

Grâce au modèle animal, les chercheurs ont donc démontré que les syn-cytines sont effectivement impliquées dans la formation du placenta.

� Ces résultats démontrent que l’infection d’espèces ancestrales par des rétrovirus infectieux, la transmission des rétrovirus intégrés, et la capture de leur gène d’enveloppe sont des phénomènes aléatoires qui ont contri-bué à l’établissement de fonctions essentielles pour les mammifères.

Une hypothèse radicale peut alors être faite, selon laquelle l’apparition des mammifères placentaires il y a près de 100 millions d’années pour-rait être liée à la « capture fondatrice » d’un rétrovirus –dont on sait qu’ils sont apparus bien avant les mammifères qui aurait permis de passer d’un mode de développement embryonnaire « externe » -chez les animaux qui pondent des oeufs- à un mode « interne » dans lequel l’embryon est ali-menté et protégé du système immunitaire de la mère par son placenta.

Cet événement fondateur aurait pu exploiter une deuxième propriété essen-tielle des protéines d’enveloppe rétrovirale –en plus de leur capacité à faire de la fusion- à savoir leur fonction immunosuppressive, possiblement impliquée dans l’établissement de la tolérance de la mère vis-à-vis de l’em-bryon et du placenta.

[Non attendu]




Identifier le rôle des gènes homéotiques.

� Le mutant antennapedia possède des pattes à la place des antennes.

Afin de vérifier la fonctionnalité de ces pattes, Bateson déposa du sucre sur les pattes développées en lieu et place des antennes.

Chez les drosophiles, les pattes possèdent des cellules du goût. Il constata que la drosophile déroula sa trompe de la même manière que si du sucre avait été déposé sur les vraies pattes. Des informations ont donc circulé, via des circuits nerveux, des cellules du goût aux centres nerveux de la drosophile. Ces pattes sont donc fonctionnelles.

Le mutant bithorax possède 2 paires d’ailes alors qu’une mouche nor-male ne possède qu’une paire d’ailes sur le deuxième segment tho-racique. Chez la mouche mutante, le troisième segment thoracique ressemble donc au second segment thoracique.

� Nous savons que les gènes de structure codent pour une protéine donnée. Or la mise en place d’un organe aussi complexe qu’une patte ou une aile nécessite l’intervention de nombreux gènes permettant la réalisation de nombreux types cellulaires différents. Il ne semble pas possible qu’une mutation sur un gène de structure donné puisse avoir des conséquences phénotypiques aussi importantes

� Nous constatons que la mutation bithorax présente sur le troisième segment thoracique une paire d’ailes qui normalement se trouve sur le second segment thoracique. Cela signifie que le gène antennape-dia s’est exprimé dans cette région du corps alors qu’il est normale-ment inactif. À l’origine de l’expression du gène antennapedia , on peut supposer une mutation du gène Ubx correspondant à une perte de fonction de ce gène.

Le phénotype antennapedia a pour origine l’expression dans la région

de la tête du gène antennapedia normalement inactif dans cette région

Montrer que l’expression des gènes est régulée

La différence de phénotype ne peut pas s’expliquer par des mutations sur le gène codant pour la lactase car les séquences nucléotidiques sont identiques dans les deux situations. Ceci est corrélé par le fait que les individus LNP fabriquent de la lactase jusqu’à l’âge de 5 ans.

L’absence d’ARN messagers après l’âge de 5 ans chez les individus LNP indique qu’il s’est produit un changement au niveau de la transcription.

Activité 1

[Non attendu]

[Non attendu]

Activité 2



Le gène de la lactase n’est plus transcrit en ARN messager donc plus de lactase synthétisée dans le cytoplasme des cellules.

Chez les individus LNP, le gène de la lactase jusqu’à 5 ans s’exprime et après 5 ans cesse de s’exprimer.

Une différence phénotypique peut donc avoir pour origine une différence dans la chronologie de l’expression d’un gène et non dans la séquence codante de ce gène.

Se pose la question des facteurs à l’origine de l’expression ou de la non expression d’un gène.

Comparer les gènes de développement pour en identifier les homologies de séquence

� Le document 13 présente la disposition des gènes homéotiques Hox B sur le chromosome 11 et la séquence en acide aminés de l’homéo-domaine des protéines respectivement codées par les gènes homéo-tiques HoxB4 , HoxB7, HoxB9 et HoxB1.

En comparant les séquences en acides aminés, nous pouvons consta-ter qu’elles présentent une forte homologie.

Par exemple, l’homéodomaine de la protéine codée par Hox B7 pré-sente 83 % de similitudes (50 acides aminés identiques sur un total de 60 acides aminés) avec l’homéodomaine de la protéine codée par hoxB4.Ces différences s’expliquent par quelques mutations ponc-tuelles dans la séquence nucléotidique des gènes HoxB7 et HoxB4.

La même analyse peut être réalisée pour les autres gènes.

Ces similitudes s’expliquent par l’existence d’un gène homéotique ancestral qui s’est dupliqué. Les copies faisant ensuite l’objet de mutations ponctuelles aléatoires.

Les gènes HOX de la souris constitue donc une famille multigénique.

� Le gène HoxB6 de la souris activé dans les cellules embryonnaires à l’origine de la tête déclenche la formation d’une patte de drosophile à la place des antennes.

Expliquer le résultat de cette transgénèse revient à expliquer le fonc-tionnement des gènes homéotiques.

Des mutations sur des gènes homéotiques ont pour origine des modifi-cations phénotypiques importantes ce qui est difficilement compréhen-sible si on assimile les gènes homéotiques à des gènes de structure.

Ce constat s’explique bien cependant si les gènes homéotiques sont des gènes régulateurs contrôlant l’expression d’autres gènes.

Nous savons que les gènes régulateurs codent pour des facteurs de transcription agissant sur des sites de l’ADN.

Activité 3



Le document 10 compare les séquences Box des gènes homéotiques antennapedia et HoxB6.

Nous pouvons constater que ces séquences présentent de fortes homologies. Par conséquent, les protéines codées par ces séquences nucléotidiques seront aussi similaires. Cette similarité au niveau de la séquence d’acides aminés permettra donc aux protéines homéo-tiques codées par le gène HoxB6 de se fixer sur des sites spécifiques de l’ADN de drosophile et de déclencher l’expression de gènes de dro-sophiles permettant la formation d’une patte.

Ces différentes étapes peuvent être schématisées :

� Le document 14 montre que l’ensemble des homéodomaines (60 acides aminés) des 346 protéines homéotiques connues chez diverses animales, dont les séquences ont été comparées à la séquence de l’homéodomaine de la protéine homéotique antennapedia présen-tent des homologies de séquences.

Certains acides aminés n’ont pas beaucoup été modifiés dans la pro-téine alors que d’autres ont beaucoup variés.

Ainsi le 5e acide aminé est dans toutes les protéines l’acide aminé arginine (symbole international R) alors que le premier acide aminé n’est l’arginine que dans un peu plus de 50 acides aminés.

Isolement d’un gène

homéotique de souris

TRANSGÉNÈSE

sur un chromosome

de drosophile

Production d’une protéine

homéotique de souris chez

la drosophile

Activation des gènes

de structure de

la drosophile

Production de protéines

de structure de drosophile

Formation d’une patte de

drosophile (par exemple )

au niveau des cellules de drosophile

modifiées (la tête par exemple)

TranscriptionTraduction



Il apparaît que les acides aminés impliqués dans le repliement de la protéine ou dans la fixation de la protéine sur l’ADN sont les acides aminés les plus conservés. Une modification dans la séquence nucléotidique provoque une modification de la structure spatiale de la protéine ce qui influe sur sa capacité à se fixer sur l’ADN.

Une conservation des acides aminés impliqués dans le repliement de la protéine ou dans la fixation de la protéine sur l’ADN permet de ne pas altérer la fonction de la protéine homéotique.

Cette conservation peut donc s’expliquer par une pression stabili-sante liée à la sélection naturelle.

� La partie pour débuter a souligné les difficultés d’expliquer par la théorie gradualiste de l’évolution certains faits biologiques comme par exemple l’apparition d’un nouveau plan d’organisation ce que les spécialistes nomment une macroévolution.

La compréhension du fonctionnement des gènes homéotiques per-met d’envisager une explication. En effet, une mutation sur un gène homéotique modifie l’expression de nombreux gènes de structure induisant des modifications phénotypiques spectaculaires.

Ce phénomène a peut-être été à l’origine d’innovations importantes

sur le plan évolutif.

Montrer que des formes différentes peuvent résulter de variations dans l’intensité d’expression de gènes communs.

On s’intéresse à l’expression d’un gène commun aux drosophiles, le gène yell codant pour un protéine à l’origine de la pigmentation de la drosophile.

Il faut bien comprendre que ce gène de structure n’a subi aucune mutation.

Alors comment expliquer dans ces conditions l’acquisition d’un carac-tère nouveau : les tâches sur l’extrémité des ailes ?

La situation chez l’ancêtre des drosophiles nous montre que l’expres-sion du gène yell dans l’aile est contrôlée par une séquence régulatrice possédant deux sites de liaison. Le lien des facteurs de transcription sur ces sites de liaison déclenche une expression faible et uniforme du gène yell à l’origine d’une coloration gris clair.

Chez les espèces de drosophiles présentant des taches, nous consta-tons la présence d’un nouveau site de liaison sur lequel se fixeront des facteurs de transcriptions existant dans les cellules de l’aile.

Cette modification aura pour conséquence une expression plus intense du gène yell dans certaines cellules de l’aile. L’expression plus intense se traduira par davantage d’ARN messager et une concentration plus éle-vée de protéine.

On doit noter que la mutation dans la séquence régulatrice contrôlant l’expression du gène yell au niveau des ailes ne modifie pas la fonction

Activité 4



de la protéine codée par le gène yell pas plus qu’elle ne modifie l’expres-sion de ce gène dans les autres parties de l’organisme.

Certaines espèces de drosophile ont perdu un caractère, la coloration noire de l’extrémité de l’abdomen, par rapport à l’espèce ancestrale. Comment l’expliquer ?

Nous constatons que sur la séquence régulatrice contrôlant l’expression du gène yell dans la partie abdominale un site de liaison a disparu à la suite de mutations. Cette modification a pour conséquence la non expres-sion du gène yell dans les cellules de l’abdomen. Le gène yell continue cependant de s’exprimer dans les autres régions de l’organisme.

Le même résultat eut été obtenu par une mutation sur le gène de structure

de Yell. Cependant l’absence de protéine yell peut s’avérer préjudiciable et

par conséquent cette mutation n’est pas retenue par la sélection naturelle.

Remarque

Des modifications sur les séquences régulatrices des gènes modifient le profil d’expression des gènes et peuvent être à l’origine de la diversifica-tion des êtres vivants.

Montrer que les mutations sur des gènes homéotiques peuvent être à

l’origine de processus d’hétérochronie.

� Montrer en utilisant l’ensemble des documents que ces différences pourraient résulter d’une variation dans la chronologie du développe-ment entre l’espèce ancestrale commune à l’homme et au chimpanzé et ses descendants

ChimpanzéChimpanzé HommeHomme

Fœtus Adulte Fœtus Adulte

Forme du crâne

Arrondie

Absence de

bourrelets sus

orbitaires

Face non proje-

tée vers l’avant

Face projetée

vers l’avant

Bourrelets sus

orbitaires

Arrondie

Absence de

bourrelets sus

orbitaires

Face non proje-

tée vers l’avant

Arrondie

Absence de

bourrelets sus

orbitaires

Face non proje-

tée vers l’avant

Position du trou occipital Sous le crâne

Bascule du trou

occipital vers

l’arrière

Sous le crâne Sous le crâne

Le crâne d’un jeune chimpanzé et le crâne d’un homme adulte se ressem-blent. Cette ressemblance suppose un développement similaire. Le crâne d’un homme adulte ne ressemble pas au crâne d’un chimpanzé adulte. Le développement du crâne chez l’homme semble ralenti voire stoppé. Les

Activité 5



caractères juvéniles se maintiennent donc chez l’homme adulte et on peut noter que les caractères simiesques n’apparaissent pas.

L’allongement par 4 de la phase embryonnaire au cours de laquelle les neurones se multiplient pourrait être à l’origine du développement céré-bral plus important chez l’homme.

La phase fœtale est raccourcie chez l’homme

La phase lactéale est doublée chez l’homme ce qui a pour conséquence l’absence de migration du trou occipital vers l’arrière et par conséquent le maintien de la bipédie.

Lors de la phase de substitution, le ralentissement du développement empêche l’apparition des caractères simiesques de la face.

Certaines différences entre l’homme et le singe peuvent s’expliquer par des ralentissements ou des accélérations du développement.

� Le passage de la nageoire à a patte montre que le temps de déve-loppement détermine la structure produite. Au cours de l’évolution, des mutations affectant des gènes homéotiques seraient à l’origine d’une modification du plan d’organisation.

On peut donc poser comme hypothèse que les différences observées dans la durée des différentes phases du développement entre deux espèces proches l’une de l’autre comme l’homme et le chimpanzé aient pour origine des mutations sur des gènes contrôlant le développement.




Montrer qu’une diversification des êtres vivants est aussi pos-sible sans modifications des génomes (symbiose)

� Montrer à travers les différents exemples proposés que la symbiose peut être définie comme une association physique durable entre deux organismes d’espèces différentes et qui est bénéfique à cha-cun d’eux. Vous montrerez également l’importance de ces symbioses dans le fonctionnement des écosystèmes.

Activité 1

Les échanges entre riftia et les bactéries chimiolithotrophesLes échanges entre riftia et les bactéries chimiolithotrophes

Rifitia Bactéries chimiolithotrophes

Transport de l’hydrogène sulfuré combiné

à l’hémoglobine

Oxydation de molécules

d‘hydrogène sulfuré

Utilisation des molécules organiques

à des fins énergétiques

Production de molécules organiques

Utilisation des molécules organiques à des

fins énergétiques

Les échanges entre l’algue et le champignonLes échanges entre l’algue et le champignon

Champignon Algue

Apporte l’eau et les sels minéraux Photosynthèse

Utilisation des molécules organiques

(respiration) à des fins énergétiques

Production de matière organique

Utilisation des molécules

organiques(respiration) à des fins énergé-

tiques

Les échanges entre un vertévré ruminant et les microorganismes du tube digestifLes échanges entre un vertévré ruminant et les microorganismes du tube digestif

Vertébré ruminant Microorganismes du tube digestif

Cellulose (molécule organique complexe) Dégradation de la cellulose par fermentation

Production d’énergie nécessaire à la vie

cellulaire de l’hôteMolécules organiques simples



La symbiose joue un rôle fondamental dans le fonctionnement de cer-tains écosystèmes et est parfois à l’origine de leur existence. Ainsi sans l’association symbiotique, les lichens ne pourraient pas coloniser une surface inerte comme un rocher. L’association entre l’algue et le champi-gnon permet la production de molécules organiques utilisées à des fins énergétique par les deux organismes.

De la même manière sans l’association symbiotique, rifitia ne pourrait pas coloniser les zones hydrothermales. À noter que l’association symbiotique entre rifitia et les bactéries chimiolithotrophes est le point de départ d’une chaîne trophique et conditionne donc l’existence même de l’écosystème.

� Les chloroplastes sont des organites que l’on trouve dans les cellules végétales chlorophylliennes qui permettent la photosynthèse c’est-à-dire la production de matière organique à partir de molécules minérales.

Les mitochondries sont des organistes présents chez les cellules euca-ryotes animales et végétales. Les mitochondries sont des organites qui permettent la respiration aérobie (en présence d’02) fournissant ainsi l’énergie nécessaire à la vie cellulaire.

Les mitochondries possèdent deux membranes. L’une d’entre elle pour-rait être la membrane de la cellule hôte.

Présence d’un génome circulaire dans la mitochondrie. Comme chez les bactéries, celui-ci est formé d’un chromosome circulaire parfois présent en plusieurs exemplaires. Comme chez les bactéries le génome n’est pas isolé au sein de l’organite.

Présence dans la membrane de la mitochondrie de lipides d’origine bac-térienne.

Les mitochondries se divisent de façon autonome. Les mitochondries proviennent toujours de mitochondries préexistantes ce qui n’est pas sans rappeler la division des bactéries.

Les chloroplastes possèdent également deux membranes. Comme pour la mitochondrie, l’une d’entre elle pourrait être la membrane de la cellule hôte.

Les chloroplastes se divisent de façon autonome. Les chloroplastes pro-viennent toujours de chloroplastes préexistants qui évoquent pour les mitochondries la division des bactéries.

Lipides de la membrane des chloroplastes semblent d’origine bacté-rienne.

Les chloroplastes possèdent également leur propre génome. Celui-ci comme chez les bactéries est formé d’un chromosome circulaire parfois présent en plusieurs exemplaires.

Comme chez les bactéries le génome n’est pas isolé au sein de l’organite.

Les chloroplastes remplissent une fonction qui est également réalisée chez des cyanobactéries.



Ces arguments montrent que les caractères de ces organites sont proches de ceux des bactéries.

Cette théorie selon laquelle les chloroplastes et les mitochondries seraient en fait des bactéries est aujourd’hui largement acceptée par la communauté scientifique.

� Le document représente une bactérie ‘’actuelle’’ phagocytée par un macrophage ‘’actuel’’. Les bactéries phagocytées sont le plus souvent digérées et détruites par la cellule phagocytaire.

Ce mécanisme de phagocytose est vraisemblablement le mécanisme qui a permis aux cellules eucaryotes d’acquérir des bactéries primitives.

On peut élaborer le scénario suivant en s’appuyant sur le document 11.

Les cellules eucaryotes hétérotrophes primitives consommaient de la matière organique qui vraisemblablement était digérée à l’extérieur de la cellule avant que le produit de la digestion ne soit ingéré par la cellule.

Ces cellules ont certainement acquis la capacité de réaliser la phagocy-tose et parallèlement à cette acquisition la digestion est devenue intra-cellulaire.

Des cellules eucaryotes primitives (A) ont phagocytée une bactérie capable d’utiliser l’02 (C) Cet évènement se serait déroulé il y a 2 à 3 mil-liards d’année. Se pose la question de la tolérance de la cellule hôte à l’égard de la bactérie primitive.

Dans un deuxième temps, une cellule eucaryote aurait acquis des bacté-ries photosynthétiques de type cyanobactérie.

L’ordre probable est donc A, C, B.

� Toutes les cellules eucaryotes actuelles possèdent des mitochondries ce qui prouve que l’acquisition de bactéries primitives à l’origine des mitochondries à constitué un avantage sélectif important à l’origine d’une nouvelle lignée.

La même remarque peut s’appliquer pour l’acquisition des bactéries à l’origine des plastes.

L’endosymbiose a donc eu des conséquences importantes sur le plan

évolutif en permettant à des cellules eucaryotes d’acquérir des fonctions

initialement réalisées par des cellules de type procaryote.

Nous savons que les mitochondries sont des organites qui permettent à la cellule d’utiliser l’02 à des fins énergétiques. Au cours de ces réactions chimiques l’02 est finalement transformé en eau.

Pourtant le document 11 montre que l’02 s’est accumulé dans l’atmos-phère après l’acquisition des mitochondries. En effet, l’02 initialement produit par les cyanobactéries était mobilisé par l’oxydation de diffé-rents composés présents à la surface de la planète (le fer par exemple). Ce n’est que vers 2 Ga que celui-ci s’est accumulé dans l’atmosphère.

[Non attendu]



Quel avantage pouvait donc apporter la présence de mitochondries dans une cellule en absence d’02 libre ?

L’02 est un composé toxique pour les cellules et lorsque l’02 s’est accu-mulé, seuls les organismes pouvant vivre en milieu anoxique et ceux étant capable de résister à la toxicité de l’02 (comme celles possédant des bactéries à l’origine des mitochondries) ont survécu.

Il peut sembler curieux d’envisager l’02 comme une molécule toxique alors que l’02 est associé à une source de vie.

L’02 peut se combiner avec des radicaux libres produisant des molécules hautement toxiques comme l’eau oxygénée (utilisée comme désinfec-tant donc éliminant les microorganismes). La présence de mitochondries a donc dans ce nouvel environnement constitué un avantage sélectif important.

Les chercheurs ont montré qu’au cours de l’évolution des gènes issus de plastes et des mitochondries ont été transférés au génome nucléaire ce qui signifie que dans le génome des eucaryotes il existe des gènes d’origine procaryote .Cet exemple illustre bien la dynamique du génome vu au cours du chapitre 4.

La transmission de phénotypes comportementaux nouveaux

� Faux. On peut constater que des comportements présentant un même degré de complexité sont représentés sur les différents sites. Par ailleurs, la pêche aux termites ne représente pas un degré de com-plexité supérieur à celui consistant à casser des noix et pourtant il n’est pas présent sur le site de Boussou. Il apparaît que tous ces groupes possèdent la même aptitude à apprendre mais le contexte diffère d’un groupe à l’autre.

� Vrai. On constate que les comportements varient géographiquement ce qui tend à prouver que les comportements ont été inventés à un endroit particulier. Ils se sont ensuite répandus ensuite au sein d’un groupe donné par imitation. Les comportements appris se transmet-tent d’une génération à l’autre.

� Faux. Nous savons que les mutations qui modifient les séquences d’ADN surviennent de façon aléatoire c’est-à-dire qu’elles ne sont pas orientées par l’environnement. Les variations des phénotypes com-portementaux ne sont pas aléatoires c’est-à-dire qu’elles ont pour ori-gine un environnement donné.

� Faux. Les gènes ne sont transmis qu’à des individus apparentés ce qui n’est pas le cas des comportements appris qui peuvent être transmis à tous les individus d’un groupe donné

Activité 2




Tester ses connaissances

A) Haploïde : se dit d’un organisme ou d’une cellule eucaryote qui pos-sède qu’un lot de chromosomes homologues : ex : les gamètes

Diploïde : se dit d’un organisme ou d’une cellule eucaryote qui pos-sède des paires de chromosomes homologues.

Chromosomes homologues : chromosomes identiques par leur taille et leur forme. Ils portent les mêmes gènes aux mêmes loci mais pas forcément les mêmes allèles.

Zygote : cellule œuf issue de la fécondation entre un ovule et un sper-matozoïde.

B) La fécondation :

� permet le passage de la diploïdie à l’haploïdie. Faux – La fécondation rétablit la diploïdie.

� correspond à la fusion de deux gamètes haploïdes

� est une caractéristique de la reproduction sexuée

� se réalise au hasard.

La méiose :

� rétablit la diploïdie. Faux – Elle permet le passage de la diploïdie à l’haploïdie.

� sépare au hasard les chromosomes homologues dans deux cel-lules distinctes

� intervient juste après la fécondation chez les mammifères. Faux – Elle précède la fécondation.

� se déroule dans les gonades chez les mammifères.

La division réductionnelle de la méiose :

� divise par deux la quantité d’ADN mais pas le nombre de chromo-somes.Faux – La première division est une réduction chromatique qui

divise par 2 le nombre de chromosomes ce qui explique la dimi-

nution par 2 du taux d’ADN dans le noyau d’une cellule.

� est la première division

� est la deuxième division. Faux

� est précédée d’une phase de réplication de l’ADN

Exercice 1



� aboutit à deux cellules à n chromosomes.

La division équationnelle de la méiose :

� divise par deux la quantité d’ADN mais pas le nombre de chromo-somes

� est la première division. Faux

� est la deuxième division

� est précédée d’une phase de réplication de l’ADN. Faux – Pas de réplication entre les deux divisions cellulaires

Après la méiose :

� chaque cellule formée contient un seul représentant de chaque paire de chromosomes homologues

� chaque cellule formée contient toutes les paires de chromosomes homologues. Faux – Les chromosomes homologues se séparent au cours de la

première division de méiose.

� l’information génétique est qualitativement la même que dans la cellule souche. Faux – Chaque cellule ne contient qu’une chromatide donc un

allèle sur les deux présents dans la cellule de départ.

� l’information génétique contenue dans les cellules filles est quan-titativement la même que dans la cellule souche.Faux – Chaque cellule fille ne possède que la moitié de l’informa-

tion génétique contenue dans la cellule de départ.

Les cellules formées à l’issue de la méiose sont quantitativement et qualita-

tivement différente de la cellule souche : elles sont haploïdes et ne renfer-

ment qu’un allèle de chaque gène.

Remarque

Comparer la méiose et la mitose

MITOSE MEIOSE

Réplication de l’ADNPendant l’interphase avant le

début de la mitose

Pendant l’interphase

avant la méiose 1

Nombre de divisions une deux

Nombres de phases principales4 (prophase, métaphase, ana-

phase, télophase.)7 ou 8

Lieu de divisions

et cellules concernées

Ensemble de l’organisme

Cellules somatiques

Glandes reproductrices

(tubes séminifères des testi-

cules et ovaires)

Cellules germinales

Exercice 2



Nombre de lot de chromosomes

à l’issue de la division2 4

Nombre de cellules filles for-

mées et composition génétique

2 cellules diploïdes identiques

à la cellule mère

4 cellules haploïdes qui ne

contiennent que la moitié du

nombre des chromosomes de la

cellule mère

Ces cellules sont génétiquement

différentes de la cellule mère

Comportement des chromosomes au cours de la méiose

Ordre chronologique : C / D / B / A

Comportement des chromosomes et formation des cellules repro-ductrices

Ces 3 schémas présentent un mouvement des chromosomes vers les pôles de la cellule caractéristique d’une anaphase.

En B, la cellule est constituée de 4 chromosomes et on peut observer une séparation des chromatides à ne pas confondre avec la séparation des chromosomes homologues. Ce schéma est caractéristique d’une mitose.

Le schéma A montre des chromosomes constitués deux chromatides. Cette étape correspond à la séparation des chromosomes homologues caractéristique de la première division de méiose.

En C, la cellule est constituée de 2 chromosomes et on peut observer la séparation des chromatides. Ce mouvement des chromosomes peut être observé au cours de la deuxième division de méiose.

Quantité d’ADN et formation des cellules reproductrices

0

Q

Q/2

2Q2Q

Temps

Quantité d'ADN contenuedans le matériel nucléaire(unités arbitraires)

mito

se

mito

se

méio

se

réplication de l’ADN

Avant chaque division cellulaire il y a une réplication de l’ADN. Les chro-

Exercice 3

Exercice 4

Exercice 5



mosomes passent de une à deux chromatides. Ce phénomène est maté-rialisée sur le graphique par le doublement de la quantité d’ADN (pas-sage de Q à 2Q ADN).

Lors de la mitose, les deux chromatides de chaque chromosome se sépa-rent ce qui se matérialise par une division par 2 de la quantité d’ADN (passage de 2Q à Q ADN) contenue dans chaque cellule.

L’information génétique contenue dans chaque cellule fille est la même que celle contenue dans la cellule mère initiale. La reproduction est qua-lifiée de conforme.

La méiose est formée de deux divisions successives. Lors de la première division de méiose les chromosomes homologues se séparent ce qui se traduit sur le graphique par une division de la quantité d’ADN(passage de 2Q à Q ADN) . lors de la seconde division de la méiose, les chroma-tides de chaque chromosome se séparent (passage de Q à Q/2 ADN).

A l’issue d’une méiose, chaque cellule fille ne contient que la moitié de l’information génétique contenue dans la cellule initiale.





A) Définir les mots suivants :

Chromosomes homologues : Chromosomes identiques en taille forme et position du centromère qui portent les mêmes gènes aux mêmes locus mais pas forcément les mêmes allèles.

Gènes liés : Gènes portés par la même paire de chromosomes homo-logues.

Crossing-over : échanges de chromatides et donc des allèles portés par ces chromatides entre chromosomes homologues lors de la pro-phase de la première division de méiose

B) Souligner la ou les affirmations exactes :

Le brassage interchromosomique :

� Intervient avant le brassage intrachromosomique

� Correspond à une séparation aléatoire des chromosomes homolo-gues

� Correspond à une séparation aléatoire des chromatides des chro-mosomes homologues.

� se déroule en anaphase de méiose

Le brassage intrachromosomique :

� Peut intervenir au cours des deux phases de la méiose

� Succède au brassage interchromosomique.

� Correspond à des échanges entres les chromatides des chromo-somes lors de la prophase 1 de méiose

� Correspond à des échanges entre chromatides de chromosomes homologues en prophase 1 de méiose

Des gènes indépendants :

� Sont des gènes dont les locus occupent une place différente sur une même paire de chromosome.

� Sont remaniés par le brassage intrachromosomique

� Sont des gènes dont les locus sont situés sur des paires de chro-mosomes différentes.

Exercice 1



C) Indiquer à quelles étapes de la gamétogénèse on peut observer cha-

cun des événements suivants

� Avant la méiose durant l’interphase qui précède la première divi-sion de méiose

� Prophase 1

� Prophase 1

� Anaphase 2

� Anaphase 1 : la séparation des chromosomes homologues se fait au hasard (=brassage interchromosomique)

Brassage intrachromosomique et brassage interchromosomique

� Le schéma B illustre la notion de brassage intrachromosomique et

interchromosomique.

On constate que les deux chromatides d’un même chromosome ne portent pas les mêmes allèles ce qui indique un crossing-over et donc un brassage intrachromosomique. La ségrégation aléatoire des chromosomes au cours de l’anaphase I sera à l’origine d’un brassage interchromosomique.

� Le schéma A illustre la notion de brassage intrachromosomique. C’est faux car les deux gènes sont indépendants donc pas de bras-sage intrachromosomique. Ce schéma illustre cependant le brassage interchromosomique.

� À l’issue de la méiose, les cellules de type A produisent deux types

de gamètes.Faux. 4 types de gamètes sont possibles. Les génotypes des différents gamètes sont les suivants : Ab, aB, AB et ab

� À l’issue de la méiose les cellules de type A produisent 4 types de

gamètes équiprobables.

La ségrégation des chromosomes étant aléatoire, la proportion de chaque type gamète est équiprobable donc égale à 25%

� À l’issue de la méiose les cellules de type B produisent 4 types de

gamètes équiprobables.

C’est faux. Le schéma montre qu’il y’ a eu un crossing-over à l’origine d’un l’échange d’allèles (a, A, B et b) entre chromatides de chromo-somes homologues. On sait que pour deux gènes liés, le crossing-over ne se déroule pas dans toutes les cellules engagées dans la méiose. On obtiendra deux types de gamètes parentaux et deux types de gamètes recombinés dans une proportion inférieure.

Exercice 2

Q.1.



4 types de gamètes sont possibles :

aa

a

b

b

cc

A

B

B

CC

Étude d’un brassage génétique au cours de la reproduction sexuée

Q.2.

Exercice 3

Prophase I de la méiose

A l’issue de la méiose

Crossing-over

A l’issue de la méiose

4 types de gamètes2 types de gamètes

Prophase I de la méiose



Étude d’un brassage génétique au cours de la reproduction sexuée

A) Vrai : on observe des chromosomes formés de deux chromatides qui sont appariés par paire de chromosomes homologues avec pos-sibilité d’echanges de fragments de chromatides au niveau des chiasmas.

B) Vrai : il est homozygote.

C) Vrai : ce sont les deux allèles de type sauvage et tous les individus F1 ont ce phenotype à l’issue du premier croisement.

D) Faux : Si les deux gènes se trouvaient sur deux chromosomes diffé-rents, la génération F2 serait constituée par 4 types de phéno-types en quantités égales, ce qui n’est pas le cas : les gènes sont liés.

E) Vrai : Ce phénotype est différent des phénotypes parentaux [corps gris et œil prune]et [corps noir et œil clair]

F) Faux : car les gènes sont sur le même chromosome : l’ecriture correcte du génotype des femelles F1 est : (g+,p+//g,p) .

A) Faux : elles sont hétérozygotes : ce sont leurs parents qui sont homo-zygotes pour les deux gènes (ils sont de souches pures).

B) Faux : Toutes les drosophiles F1 ont les ailes normales et possèdent l’allèle aile tordue qui est donc récessif.

C) Faux : les 4 phénotypes issus du croisement 2 sont en quantité égale (25%) ce qui indique que les deux gènes sont situés sur des chromosomes différents : il y a autant de phénotypes parentaux que de phénotypes recombinés. (Résultats du brassage inter-chromosomique)

D) Vrai.

Exercice 4

Exercice 5





� Les gènes résultant d’une duplication :

A) Conservent toujours une séquence identique à la séquence d’ori-gine

B) Peuvent avoir des séquences différentes s’ils mutent

C) Sont toujours obligatoirement situés sur le même chromosome que le gène ancestral

D) Ne se dupliqueront qu’une seule fois

E) Codent pour des molécules homologues

F) Forment une famille multigénique.

Les gènes résultant d’une duplication peuvent avoir des séquences dif-férentes s’ils mutent, codent pour des molécules homologues et forment une famille multigénique

� Sont des innovations génétiques :

A) Les remaniements chromosomiques

B) Les mutations

C) Les duplications de gènes

D) La méiose

E) La sélection naturelle.

Les remaniements chromosomiques, les mutations, les duplications de gènes sont des innovations génétiques

� Les familles multigéniques :

A) Sont formées de gènes ayant des séquences d’ADN communes

B) Dérivent d’un gène ancestral par accumulation de mutations géniques

C) Sont le témoin d’innovations génétiques survenues dans le passé de l’espèce

D) Dérivent d’un gène ancestral par duplication, transposition et mutation génique.

L’accumulation de mutations produit un ou des allèle(s) d’un gène. Pour la création d’une famille multigénique, il est nécessaire d’avoir au pré-alable une ou des duplication(s) du gène ancestral. La réponse B n’est donc pas exacte.

Exercice 1



Des anomalies chromosomiques lors de la méiose

Des remaniements chromosomiques lors de la méiose

� Le caryotype de Monsieur A

Translocationéquilibrée

Chromosomessexuels

Y

X

Un chromosome14 normal

Un chromosome14 transloquépar un 21

Un chromosome21 normal

14, 14, 21, 21, X, Y

La méiose aboutit à la séparation des chromosomes homologues. Chaque gamète porte un lot haploïde de chromosomes.

Si l’on considère les chromosomes 14,21 et XY alors 8 combinaisons sont possibles.

14, 21, Y 14, 21, X 14, 21, 21, Y 14, 21, 21, X

14, Y 14, X 14, 21, Y 14, 21, X

Exercice 2

Évolution normale Évolution anormale

Parents

Gamètespossibles

Enfantspossibles

Mère Père Mère Père

Phénotype féminin

Syndrome du triple X

Phénotype féminin

Syndrome de Turner

Phénotype masculin

Syndrome de Klinefelter

non viable44 + XXX 44 + X 44 + XXY 44 + Y

Phénotype féminin normal

Phénotype masculin normal

Phénotype féminin normal

Phénotype masculin normal

44 + XX 44 + XX 44 + XY 44 + XY

Exercice 3



� L’individu B qui est une femme présente un caryotype normal. Chaque ovule présente donc la garniture chromosomique suivante :

� Recherche des caryotypes possibles des enfants de ce couple :

+ +

Translocationéquilibrée : cette fille a

un phénotypenormal

Caryotypenormal :

cette fille aun phénotype

normal

Fécondation Fécondation

+ +

Monosomie 21 :fausse couche

Trisomie 21 :cette fille a unphénotypemongolien

Fécondation Fécondation



Diversification du vivant par hybridation puis polyploïdisation

■ Première étape

La formation de l’hybride Sene-cio squalidus a eu lieu à l’issue d’une fusion entre un gamète de Senecio aethnensis et Senecio chrysanthemifolius.

Les deux espèces parentales pos-sèdent le même nombre de chro-mosomes et les chromosomes sont suffisamment proches pour qu’ils puisent s’apparenter lors de la méiose. Senacio squalidus est fertile.

■ Seconde étape

Senecio squalidus s’hybride avec Senacio vulgaris. L’hybride possède donc 30 chromosomes mais il est stérile. En effet, les deux espèces parentales ne possèdent pas le même nombre de chromosomes. Ceux-ci ne pourront pas être associés par paires lors de a méiose produi-sant les gamètes.

Pourtant Senacio cambrensis est fertile. Que s’est-il passé ?

On constate égalment que senacio cambrensis possède 60 chromo-somes donc deux lots de chromosomes issus de senacio squalidus et deux lots de chromosomes issus de senacio vulgaris.

Exercice 4

2n = 20

2n = 20

2n = 20

n = 10

n = 10

Senecio aethnensis

Senecio chrysanthemfolius

Senecio squalidus

gamète

gamète

+ =

Senecio vulgaris

Senecio squalidus

Senecio cambresis

gamète

gamète(une des 4

combinaisons possibles)

2n = 40

2n = 20

2n = 30

n = 20

n = 10

+ =



Hypothèse 1 : une non ségrégation des chromosomes lors d’une mitose a entraîné un doublement de nombre de chromosomes rétablissant la fertilité de Senecio cambrensis. En effet lors de la méiose les chromo-somes pourront s’apparier par paire.

Seneciocambresis

2n = 30 2n = 60

Absence de division du cytoplame en deux cellules filles lors de la

mitose

Hypothèse 1

Hybride stérile car laméiose est impossible

Hybride fertile car laméiose est possible

Hypothèse 2 : un problème lors de la méiose produisant les gamètes de Senecio vulgaris et squalidus a doublé le nombre de chromosomes

Senecio vulgaris

Senecio squalidus

Senecio

cambresis

gamète

gamète

2n = 40

2n = 20

2n = 60

n = 40

n = 20

+ =Hypothèse 2

Problème lors dela méiose :

Problème lors dela méiose :

non séparation des chromosomes homologues

non séparation des

chromosomes

homologues


190 Corrigé du devoir autocorrectif – Séquence 4 – SN02


Question de synthèse

Introduction

L’unicité de chaque individu d’une population est due à l’existence d’al-lèles différents pour un grand nombre de gènes et au fait de posséder une combinaison allèllique originale sur ses chromosomes

Nous rechercherons l’origine de ces combinaisons originales d’allèles

chez chaque individu.

Tout individu diploïde est issu du développement d’une cellule-œuf résultant de la fécondation, c’est-à-dire de la rencontre au hasard de 2 gamètes produits par ses parents : les allèles apportés par ces gamètes sont à l’origine des combinaisons alléliques propres à l’individu. La méiose étant le mécanisme permettant la production de gamètes chez les diploïdes, il s’agit d’expliquer comment elle aboutit à la production

de divers types de gamètes.

Ce sujet porte essentiellement sur la méiose. Il ne s’agit pas de traiter des

différentes étapes de la méiose mais de s’appuyer dessus pour expliquer

le brassage génétique.

1. La méiose et le brassage interchromosomique

Considérons 2 gènes indépendants donc portés par 2 paires différentes de chromosomes homologues, les 2 gènes étant présents sous forme de 2 allèles chacun : par exemple, 1 caractère gouverné par le couple d’al-lèles (A//a) et 1 caractère gouverné par le couple d’allèles (B//b).

Cellule mère des gamètes

Cette cellule-mère des gamètes subit une répli-

cation de son ADN avant d’entrer en méiose : ne pas oublier qu’alors, ses chro-mosomes possèdent 2 chromatides (allèles identiques sur les 2 chro-

matides d’un même chromosome du fait de la réplication semi-conser-vative).

Partie 1

� N.B.


191Corrigé du devoir autocorrectif – Séquence 4 – SN02

a. Les mécanismes

La méiose comporte 2 divisions successives. Lors de la première division de méiose, en métaphase I puis anaphase I, les paires de chromosomes homologues se comportent de façon indépendante ; la répartition et la séparation des chromosomes de chaque paire se fait au hasard et de manière indépendante : il en résulte 2 types de répartitions possibles aboutissant à 4 types de cellules-filles à l’issue de la 1re division de méiose.

Les deux allèles de chaque gène sont ainsi séparés et dans les cellules filles sont créées des associations nouvelles des allèles des deux gènes.

La seconde division de la méiose ou division équationnelle sépare les deux chromatides de chaque chromosome, ce qui ne modifie pas les types de combinaisons d’allèles. Il y a formation de 4 types de gamètes, cellules haploïdes de génotypes (A, B), (a, b), (A, b), (a, B).



b. Bilan des résultats

Au cours de la méiose, les chromosomes homologues, en se répartissant de manière aléatoire, donnent naissance à des gamètes génétiquement différents. En considérant 2 paires de chromosomes, on obtient 4 com-binaisons différentes ; pour n paires, la méiose donnera naissance à 2n combinaisons chromosomiques dans les gamètes.

2. La méiose et le brassage intrachromosomique

Considérons 2 gènes liés donc portés par la même paire de chromo-

somes homologues, chaque gène présent sous forme de 2 allèles : exemple, 1 couple (B//b) et 1 couple (C//c).

Cellule mère des gamètes (2n)

a. Les mécanismes

On constate un remaniement des chromo-somes en prophase de 1re division appelé crossing-over. Des fragments de chroma-tides homologues génétiquement diffé-rentes peuvent alors être échangés.



b. Bilan des résultats

Le crossing-over aboutit à la production de 4 types de gamètes, ayant des combinaisons alléliques différentes ; 2 types possèdent un chromosome à chromatide recombinée. Il s’agit d’un brassage intrachromosomique.

En considérant 1 paire de chromo-somes portant 2 gènes, le bras-sage intrachromosomique conduit théoriquement à 22 combinaisons d’allèles dans les gamètes. Si on considère x gènes portés par une paire de chromosomes, le bras-sage intrachromosomique conduit théoriquement à 2x combinaisons d’allèles possibles.

Conclusion

La méiose est à l’origine d’une très grande diversité des gamètes

produits par un individu, en com-binant à la fois le brassage intra-

chromosomique et interchromo-

somique (exemple : 2nx types de gamètes possibles, théorique-ment, en admettant que les n paires de chromosomes portent toutes x gènes ; chez l’Homme cela donnerait 22300 avec 23 paires et 100 gènes/chromosome).

La fécondation, rencontre au hasard de 2 gamètes porteurs de com-

binaisons alléliques différentes (pour chaque gamète : 1 parmi les 2nx possibles), aboutit à un nouvel

individu possédant une combinai-

son unique et originale d’allèles.



Pratique d’un raisonnement scientifique

Recherche d’informations utiles à la résolution d’un problème scientifique

� Le phénomène présenté par les photographies du document 1 est la méiose. En effet, la photographie d montre des figures de chromo-somes homologues appariés, processus spécifique de la première division de la méiose.

Classement des figures dans l’ordre chronologique :

figures de chromosomes homologues appariés (chevauchements visibles) ;

chromosomes homologues de chaque paire rangés de part et d’autre du plan équatorial de la cellule ;

2 lots de chromosomes en migration vers les 2 pôles de la cellule ;

2 lots de chromosomes non appariés (1 lot dans chacune des 2 cellules filles issues de la première division de méiose) ;

2 figures de plaque équatoriale (chromosomes rangés sur le plan équa-torial de chaque cellule-fille).

2 lots de chromosomes à (1 chromatide) en migration vers les 2 pôles dans chacune des deux cellules filles.

� Schémas de la prophase I, métaphase I et anaphase II

Schéma d’une prophase 1 Schéma d’une métaphase 1

Schéma d’une anaphase 2

Partie 2

Exercice 1

d = prophase I

f = métaphase I

a = anaphase I

c = prophase II

e = métaphase II

b = anaphase II



Choisir et exposer sa démarche personelle, élaborer une argu-mentation et proposer une conclusion ?

Dans les deux exemples proposés, il s’agit d’espèces diploïdes : dans les cellules des individus, chaque gène est présent en deux exemplaires ou allèles.

Dans ces deux exemples, on étudie la transmission de deux caractères (dihybridisme), chaque caractère étant gouverné par un gène (un couple d’allèles).

Dans ces deux exemples, les individus de la génération parentale sont de lignée pure, c’est à dire homozygotes pour les deux gènes considérés.

� Document 1 : La F1 est homogène (1 seul phénotype). Les 2 parents étant homozygotes, la souris à pelage gris et uniforme a transmis, par l’intermédiaire de ses gamètes, les deux allèles responsable de ces caractères. Il en est de même pour la souris à pelage noir et tacheté. Les souris de F1 possèdent donc 4 allèles : l’allèle responsable de la couleur grise de la souris et l’allèle responsable de la couleur noire, pour le premier couple d’allèles, et l’allèle codant pour un pelage uni-forme et celui codant pour un pelage tacheté, pour le second couple d’allèles. Or, dans les phénotypes des souris F1, un seul allèle de chaque couple s’exprime : il s’agit des allèles dominants notés n+

(« gris ») et t+ (« uniforme ») ; les deux autres allèles, non exprimés dans le phénotype, sont récessifs, notés n (« noir ») et t (« tacheté »).

Hypothèse : Considérons que ces deux couples d’allèles sont indé-pendants, c’est-à-dire portés par 2 paires différentes de chromosomes homologues.

Les génotypes des deux parents seront : (n+// n+ ; t//t) et (n//n ; t//t)

Les gamètes qu’ils produisent sont de génotype (n+, t+) pour l’un et (n,

t) pour l’autre. Les individus de F1, issus de la rencontre de ces gamètes, ont donc pour génotype : (n+//n ; t+//t)

� Représentation de la garniture chromosomique des parents

Activité 2



� Représentation de la garniture chromosomique des obtenus en F1

Lorsque ces individus forment à leur tour des gamètes, la méiose assu-rant une répartition aléatoire des chromosomes homologues de chaque paire dans les cellules-filles (1re division de méiose), il en résulte 4 répartitions équiprobables des chromosomes des 2 paires considérées soit 4 types de gamètes en proportions égales : 1/4 (n+, t+) ; 1/4 (n, t) ; 1/4 (n+, t) ; 1/4 (n, t+).2nd croisement : La souris à pelage noir et tacheté est un individu double récessif : le croisement effectué est un croisement-test. Cette souris ne produit qu’un seul type de gamètes : (n, t).

Dans ce cas, les résultats des rencontres des gamètes entre une souris de F1 et une souris double récessive sont les suivants :

Tableau des fécondations

On obtient 4 phénotypes en proportions égales : souris à pelage gris et uniforme, souris à pelage noir et tacheté, souris à pelage gris et tacheté, souris à pelage noir et uniforme : les 2 premiers sont des phénotypes

parentaux et les 2 derniers des phénotypes recombinés.

Les résultats théoriques issus de l’hypothèse sont en accord avec les résultats expérimentaux proposés : l’hypothèse de deux couples d’al-lèles indépendants est donc validée.



L’apparition de phénotypes recombinés est la conséquence d’un bras-

sage interchromosomique réalisé en première division de méiose lors de la formation des gamètes.

� Document 2 : Les deux gènes R et P sont liés car ils sont situés sur le même chromosome.

Les rats aux yeux noirs possèdent au moins un allèle R et un allèle P.

• Rats de lignée pure aux yeux noirs : génotype RP

RP

⎛

⎝⎜

⎞

⎠⎟ que l’on peut égale-

ment écrire ( RP//RP ): un seul type de gamète (RP)

• Rats doubles récessifs : génotype rp

rp

⎛

⎝⎜

⎞

⎠⎟ que l’on peut également écrire

(rp//rp) : un seul type de gamète (rp).

Les rats F1 ont donc comme géno-

type RP

rp

⎛

⎝⎜

⎞

⎠⎟ que l’on peut également

écrire RP // rp (rencontre des

gamètes précédents).

Les individus F1 produisent 4 types de gamètes grâce aux recombinai-sons d’allèles assurés par le bras-

sage intrachromosomique lors de la méiose (gènes liés) : (RP), (rp), (Rp), (rP). (existence de crossing-over)

Schéma �



possibles en F2 (F1 x double récessif) :

RP

rp

⎛

⎝⎜

⎞

⎠⎟

rp

rp

⎛

⎝⎜

⎞

⎠⎟

(RP) (rp) (Rp) (rp) (rP)

Tableau des fécondations

(non demandé) : S’il n’y avait aucun crossing-over, les individus F1 pro-

duiraient 50 % de gamètes (RP) et 50 % de gamètes (rp) et en F2 il y aurait

donc 50 % de rats aux yeux noirs et 50 % de rats aux yeux clairs.

Dans l’exemple étudié, il y a plus de rats aux yeux clairs que de rats aux yeux noirs : l’excès correspond aux recombinaisons c’est à dire aux gamètes (Rp) et (rP), soit :

(1777–1255)/(1777+1255) = 0,172, c’est-à-dire 17,2 % du total des gamètes produits par l’individu F1.

■

Génotypes

Gamètes

� N.B.


Sciences de la vie et de la terre · 2017-05-25 · Les tremblements de Terre sont à l’origine...

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