Le sol : une interface vivante entre lithosphère et atmosphère

Résumé en cinq points

Notions et mécanismes

L'origine de la phase solide

Le sol est la couche superficielle meuble située entre la lithosphère d'une part, l'atmosphère et l'hydrosphère d'autre part. Sa phase solide a deux origines qui se rencontrent.

La première est ascendante, c'est l'altération de la roche mère. L'altération physique la fragmente sans modifier sa composition, par le gel, les variations thermiques et les racines. L'altération chimique transforme les minéraux, surtout par hydrolyse des silicates, qui libère cations et silice en solution et néoforme des minéraux argileux, et par dissolution des carbonates. Cette voie fournit la fraction minérale et les éléments nutritifs.

La seconde est descendante, c'est l'évolution de la litière, en trois transformations. La décomposition fragmente et simplifie la matière organique morte. La minéralisation la convertit en dioxyde de carbone, en eau et en ions minéraux. L'humification transforme une partie des résidus en composés complexes, sombres et lentement dégradables, l'humus.

En masse, la fraction minérale domine très largement, la matière organique dépassant rarement quelques pour cent en horizon de surface cultivé et atteignant une dizaine sous prairie ou forêt. Cette faible proportion contraste avec son rôle fonctionnel, déterminant.

La granulométrie et les propriétés colloïdales

On classe les particules minérales par taille. Les argiles sont inférieures à deux micromètres, les limons vont de deux à cinquante micromètres, les sables de cinquante micromètres à deux millimètres, au-delà on parle d'éléments grossiers. La texture est la proportion relative de ces trois fractions, reportée dans un triangle des textures qui donne le nom du type textural.

Les rôles diffèrent. Les sables assurent drainage et aération car ils laissent de gros pores, mais ne retiennent ni l'eau ni les ions. Les limons retiennent bien l'eau mais sont sensibles à la battance, formation d'une croûte de surface sous l'impact des pluies. Les argiles assurent la rétention des cations et une part de la rétention d'eau, et donnent au sol sa cohésion.

Les argiles sont des phyllosilicates, minéraux en feuillets. Des substitutions d'un cation par un autre de charge inférieure dans le réseau y créent une charge globale négative permanente. Cette charge, combinée à une très grande surface spécifique, leur donne des propriétés colloïdales : elles retiennent par attraction électrostatique des cations qui restent échangeables avec la solution du sol.

La matière organique humifiée porte elle aussi des charges négatives, apportées par ses groupements carboxyle et phénol dissociés. Argiles et humus s'associent par des cations divalents, l'ion calcium en particulier, qui font pont entre deux charges négatives. Cette association forme le complexe argilo-humique, à double rôle : chimiquement l'adsorbant ionique du sol, réservoir de cations nutritifs, physiquement l'agent d'agrégation des particules, donc de la structure du sol et de sa stabilité face à l'eau.

Le profil d'un sol brun

Un profil est une coupe verticale du sol, et les horizons sont des couches distinguées par couleur, texture, structure et teneur en matière organique. Dans un sol brun, on décrit quatre ensembles de haut en bas. L'horizon organique réunit la litière et ses produits de décomposition, et il est mince dans un sol brun à humus de type mull, car la litière est vite fragmentée et enfouie.

L'horizon organo-minéral est brun, meuble, structuré en agrégats. Il mélange matière organique humifiée et fraction minérale sous forme de complexe argilo-humique, et c'est le plus riche en racines et en organismes. Sa couleur vient de la brunification : l'hydrolyse des minéraux ferromagnésiens libère du fer, qui s'oxyde et se fixe sur les argiles. Vient ensuite l'horizon de roche mère altérée, où la roche est encore reconnaissable mais fragmentée et chimiquement transformée, puis la roche mère non altérée.

La transition entre horizons est progressive dans un sol brun, ce qui traduit un brassage biologique intense. Des limites nettes indiquent au contraire un brassage faible ou des transferts verticaux marqués.

Une biodiversité fonctionnelle

Le sol héberge une part considérable de la biodiversité terrestre, classée par taille. La microflore réunit bactéries et champignons, un gramme de sol contenant de l'ordre du milliard de cellules bactériennes. La microfaune, inférieure à quelques dixièmes de millimètre, comprend protozoaires et nématodes. La mésofaune, jusqu'à deux millimètres, comprend acariens, collemboles et enchytréides. La macrofaune, au-delà, comprend vers de terre, larves d'insectes, myriapodes et cloportes.

Cette biodiversité est dite fonctionnelle parce que chaque groupe assure un rôle identifiable. La macrofaune et la mésofaune fragmentent la litière, ce qui augmente la surface accessible aux microorganismes et accélère la décomposition. La microflore assure la minéralisation et l'humification, donc la libération des éléments nutritifs. La macrofaune fouisseuse mélange les horizons et crée des galeries. Les microorganismes colonisent enfin la surface des minéraux et participent à l'altération de la roche mère.

Ce dernier point est explicitement exigé. Les biofilms sont des communautés microbiennes fixées à une surface et enrobées d'une matrice de polymères qu'elles sécrètent. Sur un minéral, un biofilm maintient un film d'eau au contact de la roche même quand le milieu s'assèche, donc prolonge la durée d'altération. Il concentre dans un espace confiné métabolites acides et molécules complexantes, créant un microenvironnement bien plus agressif que la solution du sol. Et le prélèvement des cations libérés déplace l'équilibre de dissolution dans le sens de l'altération. Les lichens exercent la même action sur les roches nues.

Les relations entre ces organismes forment un réseau trophique à deux entrées de matière, la litière et les racines vivantes. Détritivores et rhizophages les consomment, les microorganismes dégradent le reste, nématodes et protozoaires consomment bactéries et champignons, et des prédateurs occupent les niveaux supérieurs.

Les phases fluides

Dans un sol favorable, environ la moitié du volume est occupée par des vides, remplis d'eau et d'air en proportions variables.

La solution du sol est la phase liquide. Elle contient les ions libérés par l'altération des minéraux et par la minéralisation de la matière organique, ceux des précipitations et dépôts atmosphériques, et ceux des fertilisations. En équilibre permanent avec le complexe d'échange, qui l'approvisionne quand elle s'appauvrit, elle alimente racines et organismes du sol.

L'atmosphère du sol est la phase gazeuse. Elle vient de l'atmosphère extérieure mais s'en distingue, car l'activité biologique la modifie. La respiration des racines et des microorganismes y consomme du dioxygène et produit du dioxyde de carbone, dont la teneur atteint dix à cent fois la valeur atmosphérique, et elle est saturée en vapeur d'eau. Ce déséquilibre est le moteur de la diffusion des gaz vers l'extérieur.

Les sols sont donc des sources de gaz à effet de serre, ce que le programme demande d'expliquer. Ils émettent du dioxyde de carbone par la respiration des racines et la minéralisation de la matière organique, de l'oxyde nitreux par la nitrification et surtout par la dénitrification incomplète dans les microsites anoxiques, et du méthane là où un engorgement durable permet des métabolismes méthanogènes anaérobies. L'état d'aération commande donc la nature des gaz émis.

Porosité et eau du sol

La porosité est la fraction du volume total occupée par les vides. Elle dépend de la texture, de la structure en agrégats et de l'activité biologique, en particulier des galeries. On la partage selon un critère fonctionnel, la possibilité d'une rétention capillaire. La macroporosité, formée de pores larges, ne retient pas l'eau contre la gravité et assure le drainage et la circulation de l'air. La microporosité, formée de pores fins, retient l'eau par capillarité.

Trois états hydriques sont à définir précisément. La teneur en eau à saturation est atteinte quand tous les pores sont pleins, ce qui asphyxie le sol. La capacité au champ est la teneur en eau après ressuyage, c'est-à-dire après écoulement gravitaire de l'eau des macropores. Le point de flétrissement permanent est la teneur en dessous de laquelle la plante ne peut plus extraire l'eau, trop fortement retenue dans les pores fins, et ne se rétablit plus. La réserve utile est la différence entre ces deux dernières valeurs, seule part de l'eau du sol mobilisable par la plante.

Un sol sableux, à forte macroporosité, se draine donc vite et a une faible réserve utile, alors qu'un sol argileux retient beaucoup d'eau mais en immobilise une grande part sous le point de flétrissement. Les meilleures réserves utiles s'observent dans les sols équilibrés à dominante limoneuse.

Le complexe d'échange et la capacité d'échange cationique

Le complexe d'échange est l'ensemble des surfaces chargées négativement du sol, argiles et matière organique humifiée, pour l'essentiel sous forme de complexe argilo-humique. Il retient des cations, calcium, magnésium, potassium, ammonium, ainsi que des protons en conditions acides. La capacité d'échange cationique est la quantité maximale de cations qu'il peut retenir sous forme échangeable, rapportée à la masse de sol. Elle croît avec la teneur en argiles et surtout avec celle en matière organique, dont la capacité rapportée à la masse est bien supérieure.

Son importance est double. Elle constitue un réservoir de nutriments cationiques, tampon entre la solution du sol et les prélèvements racinaires, et elle limite leur entraînement en profondeur. Conséquence déjà utilisée dans le cycle de l'azote : l'ion ammonium, cationique, est retenu, alors que l'ion nitrate, anionique, reste libre dans la solution, donc lessivable. Le sol est ainsi un système ouvert, échangeant des gaz avec l'atmosphère par diffusion et des solutés avec l'hydrosphère par le drainage.

La pédogenèse et la dynamique du sol

La pédogenèse est la formation et l'évolution d'un sol. Elle résulte de l'effet conjoint de la végétation et de l'évolution de la roche mère, sous le contrôle du climat, de la topographie et du temps.

Trois modes de déplacement redistribuent les constituants. La diffusion déplace les solutés selon les gradients de concentration. La gravité entraîne l'eau vers le bas, et avec elle des solutés mais aussi des particules fines : le lessivage est l'entraînement mécanique des argiles depuis l'horizon organo-minéral vers un horizon d'accumulation plus profond, qui fait évoluer un sol brun en sol brun lessivé, reconnaissable à l'éclaircissement et à l'appauvrissement en argiles de son horizon supérieur. La bioturbation est le brassage par les organismes.

Le programme cite la bioturbation pour les plantes et les vers de terre, qualifiés d'espèces ingénieurs parce qu'ils modifient physiquement l'habitat des autres. Les vers creusent des galeries qui augmentent la macroporosité, l'infiltration et l'aération, entraînent la litière en profondeur et rejettent des turricules mêlant matière organique et matière minérale. La masse de terre qu'ils ingèrent chaque année homogénéise l'horizon organo-minéral et explique la transition progressive entre horizons d'un sol brun. Les racines pénètrent, fracturent, laissent des galeries après leur mort et exsudent dans la rhizosphère des composés qui structurent les communautés microbiennes.

L'évolution du sol et celle de la végétation sont couplées. Les plantes pionnières apportent la première matière organique et améliorent les conditions pour les suivantes, c'est la facilitation. Mais elles subissent une rétroaction microbienne négative, l'accumulation de pathogènes spécifiques favorisant leur remplacement, alors que les espèces des stades avancés bénéficient d'une rétroaction positive, notamment par les mycorhizes.

Le pédoclimax est l'état d'équilibre dynamique atteint au terme de cette évolution pour un climat donné, en France métropolitaine le sol brun lessivé sous forêt caducifoliée. Ce n'est pas un état figé mais un équilibre entre formation et destruction, qui se déplace si le climat change. La formation d'un sol brun lessivé se compte en milliers à dizaines de milliers d'années, ce qui s'accorde avec le fait que les sols des régions tempérées englacées se sont formés depuis le retrait des glaces. La vitesse de formation se chiffre en quelques centimètres par siècle au mieux, si bien que le sol est à l'échelle humaine une ressource non renouvelable.

Cet équilibre s'écrit comme un bilan avec l'érosion. Un sol s'épaissit tant que la production par altération dépasse l'exportation par érosion. Tous les sols sont naturellement érodés, y compris un sol climacique, avec une intensité qui dépend de la pente, des précipitations et de la nature du matériau. La végétation la limite fortement, en interceptant les gouttes de pluie, en ralentissant le ruissellement, en fixant les particules par les racines et en améliorant la stabilité structurale. Un sol dénudé est un sol en déséquilibre.

Exemples et ordres de grandeur

• Répartition volumique d'un sol favorable, environ moitié de solide et moitié de vides partagés entre eau et air. Matière organique de surface, de quelques pour cent en sol cultivé à une dizaine sous prairie ou forêt.
• Limites granulométriques, deux micromètres entre argiles et limons, cinquante micromètres entre limons et sables, deux millimètres pour les éléments grossiers.
• Dioxyde de carbone de l'atmosphère du sol, dix à cent fois la teneur de l'air extérieur.
• Réserve utile, de quelques dizaines à environ deux cents millimètres pour un mètre de sol.
• Densité microbienne, de l'ordre du milliard de bactéries par gramme de sol.
• Formation d'un sol brun lessivé, quelques milliers à dizaines de milliers d'années, soit quelques centimètres par siècle au plus.

Le schéma de référence est le profil de sol brun avec ses quatre ensembles superposés, annoté des processus responsables, altération en profondeur, humification et bioturbation en surface, brunification pour la couleur. Un second schéma représente un agrégat argilo-humique, avec ses charges négatives, ses cations adsorbés et les ponts calciques.

Méthodes et savoir-faire

Deux séances de travaux pratiques sont prévues, l'une sur l'organisation fonctionnelle des sols, l'autre sur la biodiversité du sol et les services rendus. La description d'un profil, sur le terrain ou sur photographie, suit un ordre fixe : repérer les limites des horizons, noter pour chacun couleur, texture au toucher, structure, racines et traces d'activité biologique, puis rattacher chaque caractère à un processus. La couleur brune renvoie au fer oxydé, la couleur sombre de surface à la matière organique, un horizon supérieur éclairci et appauvri en argiles au lessivage.

La granulométrie se détermine par séparation des fractions puis pesée, et le résultat, en pourcentages d'argiles, de limons et de sables, se reporte dans le triangle des textures, d'où l'on déduit les propriétés de rétention en eau, de rétention cationique et d'aération. La porosité se mesure par comparaison de volumes ou de masses avant et après saturation ou séchage, le pH sur une suspension de sol dans l'eau.

La capacité d'échange cationique se met en évidence avec un colorant chargé. Un chromophore cationique est adsorbé sur les surfaces négatives du complexe, et la solution surnageante se décolore d'autant plus que la capacité d'échange est élevée, alors qu'un chromophore anionique n'est pas retenu. La comparaison des deux essais démontre la nature négative des charges du complexe.

L'étude de la biocénose passe par l'extraction des organismes d'un échantillon, leur identification avec une clef de détermination et leur classement en microfaune, mésofaune et macrofaune. Complétées par les régimes alimentaires, ces données permettent de construire le réseau trophique du sol.

À mobiliser en colle et à l'écrit

1. Décrire un profil de sol brun horizon par horizon et rattacher chaque caractère à un processus, altération, humification, bioturbation, brunification.
2. Expliquer l'origine des charges négatives des argiles et de l'humus, et le double rôle du complexe argilo-humique.
3. Déduire d'une texture donnée les propriétés de rétention en eau, de rétention cationique et d'aération.
4. Définir saturation, capacité au champ, point de flétrissement permanent et réserve utile.
5. Expliquer par la capacité d'échange cationique pourquoi le nitrate est lessivé et l'ammonium retenu.
6. Justifier que le sol est une source de trois gaz à effet de serre, chacun relié à une condition d'aération.
7. Décrire la bioturbation par les vers de terre et les racines, et la relier à la forme du profil.
8. Pièges fréquents : confondre le lessivage, qui déplace des particules d'argile, et l'entraînement de solutés. Croire que la réserve utile est toute l'eau du sol. Présenter le pédoclimax comme figé. Oublier que la matière organique, minoritaire en masse, domine la capacité d'échange.

Notions et mécanismes clés

• Rapport C/N : rapport des masses de carbone et d'azote d'une matière organique. Il vaut environ 8 pour la biomasse microbienne, 20 à 30 pour une litière de frêne ou d'aulne, 50 à 100 pour des aiguilles de résineux ou de la paille.
• Immobilisation nette de l'azote : quand la litière est trop pauvre en azote, les microorganismes puisent l'ammonium et le nitrate de la solution du sol pour construire leur biomasse. C'est la « faim d'azote » qui suit l'enfouissement de paille.
• Minéralisation nette : libération d'azote minéral au-delà des besoins microbiens. Elle domine quand le C/N du substrat passe sous un seuil de l'ordre de 20 à 30.
• Lignine : polymère phénolique réticulé des parois lignifiées. Elle se dégrade lentement, par voie oxydative, surtout sous l'action de champignons basidiomycètes de pourriture blanche, et seulement en présence de dioxygène.
• Mull : humus à horizon organique mince, litière disparue en moins d'un an, vers de terre abondants, pH proche de la neutralité ou faiblement acide, C/N de 10 à 15.
• Moder : humus à horizon organique épais, avec des feuilles fragmentées puis une couche de boulettes fécales d'arthropodes. La faune est dominée par les collemboles, les acariens et les enchytréides, les champignons sont abondants, le pH est acide et le C/N va de 15 à 25.
• Catégories écologiques des vers de terre : épigés dans la litière, endogés dans l'horizon organo-minéral, anéciques à galeries verticales qui remontent en surface chercher la litière.
• Perte au feu : perte de masse d'un échantillon séché puis calciné vers 450 à 550 °C. Elle estime la teneur en matière organique.
• Masse volumique apparente : masse de sol sec rapportée au volume total, vides compris, de l'ordre de 1,1 à 1,6 g par cm³. La masse volumique réelle des grains est voisine de 2,65 g par cm³.
• pH eau et pH KCl : le second, mesuré dans une solution de chlorure de potassium, est plus bas, car le potassium déplace les protons retenus sur le complexe. L'écart mesure l'acidité échangeable.
• Taux de saturation : part de la capacité d'échange occupée par les cations basiques, calcium, magnésium, potassium, sodium. Il baisse quand le sol s'acidifie.
• Méthanotrophie : oxydation du méthane par des bactéries des sols aérés, qui deviennent alors des puits de méthane.
• Chronoséquence : série de sols de même roche mère et de même climat, mais d'âges différents, par exemple sur des moraines datées. Elle remplace le temps par l'espace.

Chaînes de raisonnement

De la litière à la forme d'humus. Une litière riche en azote et pauvre en lignine attire les vers de terre et se minéralise vite. Les vers l'enfouissent et la mélangent à la fraction minérale. L'horizon organique reste mince et les transitions progressives, c'est un mull. Une litière acide, riche en lignine et en polyphénols, repousse les vers et s'accumule en couches, ce qui donne un moder.

Du C/N à la disponibilité en azote. Les microorganismes ont un C/N bas, et une part de leur carbone est respirée. Sur un substrat à C/N élevé, l'azote manque pour construire la biomasse microbienne. Les microorganismes le prélèvent alors dans la solution du sol, en concurrence avec les racines. La matière organique n'est donc pas une source d'azote en soi : elle ne l'est que si son C/N est assez bas.

Du biofilm à l'altération accélérée. La vitesse de dissolution d'un silicate dépend du pH, des ligands complexants et de l'éloignement de l'équilibre. Le biofilm acidifie le milieu, apporte des acides organiques qui complexent l'aluminium et le fer, et prélève les cations libérés. Les trois facteurs jouent dans le même sens, d'où une altération plus rapide au contact des cellules qu'à distance.

De l'aération au gaz émis. Un sol aéré respire et émet surtout du dioxyde de carbone, tout en oxydant du méthane atmosphérique. Un sol humide mais non saturé juxtapose des agrégats aérés et des microsites anoxiques, et la dénitrification incomplète y libère de l'oxyde nitreux. Un sol durablement engorgé devient anoxique dans son ensemble, et les Archées méthanogènes y produisent du méthane.

De la bioturbation à la forme du profil. Les anéciques remontent de la terre en turricules et enfouissent la litière. Les endogés ingèrent et rejettent la terre de l'horizon organo-minéral. Ce transport vertical dans les deux sens efface les limites nettes. Le lessivage, transport à sens unique vers le bas, en crée au contraire. L'allure du profil traduit donc le rapport entre brassage biologique et transferts gravitaires.

De l'acidification au lessivage. Sous forêt caducifoliée, la minéralisation et l'absorption racinaire libèrent des protons, qui remplacent le calcium sur le complexe. Le calcium lessivé, les ponts calciques entre argiles et humus disparaissent et les argiles se dispersent. Une fois dispersées, elles sont entraînées mécaniquement par l'eau gravitaire, et le sol brun devient un sol brun lessivé.

Exemples et références à connaître

1. Ordres de grandeur de la capacité d'échange, en centimoles de charges positives par kilogramme : kaolinite de 3 à 15, illite de 10 à 40, smectites de 80 à 120, matière organique humifiée de 150 à 300. Un sol courant se situe entre 5 et 30.
2. Bleu de méthylène, chromophore cationique retenu par le complexe. Éosine, chromophore anionique non retenu. C'est le couple que le programme donne en exemple.
3. Charles Darwin, à la fin du dix-neuvième siècle, publie un ouvrage sur la formation de la terre végétale par les vers. C'est le premier chiffrage de la remontée de terre par les turricules. Dans une prairie tempérée, les vers ingèrent de plusieurs dizaines à quelques centaines de tonnes de terre par hectare et par an.
4. Lumbricus terrestris, ver anécique de référence : galeries verticales de plus d'un mètre, collecte de feuilles en surface.
5. Vitesses de disparition des litières, en ordre de grandeur : frêne et aulne en moins d'un an, chêne et hêtre en deux à trois ans, aiguilles d'épicéa en plusieurs années.
6. Rhizobium, symbiote des Fabacées, et bactéries libres fixatrices de diazote : le programme demande d'illustrer ainsi l'entrée d'azote dans le sol.
7. Succession après le retrait d'un glacier, exemple classique de Glacier Bay en Alaska : pionniers fixateurs d'azote comme l'aulne, enrichissement du sol, puis installation de l'épicéa. C'est un exemple de facilitation.
8. Oyat des dunes littorales : dans le sable qu'il colonise s'accumulent des nématodes et des champignons pathogènes. Ils le font dépérir au profit d'autres espèces. C'est un exemple de rétroaction microbienne négative.
9. Pouvoir de réchauffement sur cent ans, le dioxyde de carbone valant 1 : de l'ordre de 30 pour le méthane et de 270 à 300 pour l'oxyde nitreux.
10. Érosion : de l'ordre d'un dixième de tonne par hectare et par an sous forêt, souvent plus de dix sur un sol cultivé nu en pente. Une tonne par hectare représente moins d'un dixième de millimètre de sol.

Techniques

Décrire un profil sur photographie

Réflexe en quatre colonnes : horizon, observation, interprétation, processus. On lit de haut en bas et on ne passe à l'interprétation qu'après avoir décrit. La nature des limites, nette ou progressive, se commente à part, car elle renseigne sur la bioturbation.

Mini-exemple. Horizon supérieur brun foncé, grumeleux, racines abondantes, limite diffuse. Interprétation : matière organique humifiée liée aux argiles, agrégats d'origine biologique. Processus : humification et bioturbation.

Calculer une porosité

On prélève un cylindre de volume connu sans tasser le sol, on sèche à l'étuve, on pèse. La porosité vaut 1 moins le rapport de la masse volumique apparente sur la masse volumique réelle.

Mini-exemple. Cylindre de 100 cm³, masse sèche de 130 g. La masse volumique apparente vaut 1,30 g par cm³. La porosité vaut 1 moins 1,30 sur 2,65, soit environ 51 %.

Calculer une réserve utile

La réserve utile en millimètres vaut la différence des teneurs volumiques en eau à la capacité au champ et au point de flétrissement, multipliée par l'épaisseur explorée par les racines. Avec des teneurs massiques, on multiplie d'abord par la masse volumique apparente.

Mini-exemple. Teneurs volumiques de 0,30 et 0,14, profondeur de 90 cm. Réserve utile : 0,16 fois 900 mm, soit 144 mm. Le bilan hydrique complet du sol est hors programme.

Quantifier les fractions minérale et organique

La perte au feu ou le dosage du carbone organique donnent la matière organique. Pour passer du carbone à la matière organique, on multiplie par un facteur de l'ordre de 1,7 à 2. On détruit d'abord la matière organique à l'eau oxygénée et on disperse les agrégats. On sépare ensuite les sables par tamisage, puis les limons et les argiles par sédimentation. La vitesse de chute d'une particule croît avec le carré de son rayon, d'où des temps de prélèvement différents.

Mini-exemple. 20 g de sol sec perdent 0,8 g à la calcination. Matière organique : environ 4 %, fraction minérale : 96 %.

Plan de synthèse sur le sol

Gabarit qui évite le catalogue : un, constituer le sol, deux, faire fonctionner le sol, trois, le sol évolue. Chaque partie relie un constituant à des organismes et à une fonction.

Sujets classiques traités

Choisis ton niveau. Difficulté indicative ; les exercices qui se suivent restent dans l'ordre.

Erreurs fréquentes