4. Biologie et écologie
5. Propriétés et processus physiques
6. Propriétés et processus chimiques
7. Fonctionnement physico-chimique
8. Description et diagnostic
9. Développement et systématique
10. Occupation et usages
11. Dégradation et protection
12. Sols et changement climatique
Pédologie
1. Le sol : une fraction superficielle continentale
1.1. Qu’est-ce qu’un sol
Le sol correspond à la formation naturelle de la surface continentale—de quelques centimètres pour les sols peu évolués à plusieurs dizaines de mètres pour les sols très développés—située à l’interface entre la lithosphère, l’hydrosphère, l’atmosphère et la biosphère (Figure 1.1). L’ensemble du compartiment sol est appelé « pédosphère ». Il est composé de constituants solides (la terre), liquides (la solution du sol) et gazeux (l’atmosphère du sol). Le sol est un milieu dynamique, évoluant à travers les dimensions spatiales et temporelle, se formant et évoluant à partir de la transformation de matières minérales (issues du matériau parental) et de matières organiques (issues des organismes vivants) sous l’action de différents facteurs environnementaux. Les sols remplissent de nombreux services pour l’humanité, tel que le support dans la production alimentaire, nécessitant une adéquation entre l’occupation (forestière, agricole, urbaine, etc.) et les propriétés physiques, chimiques et biologiques des sols afin de limiter toute dégradation aux conséquences parfois irréversibles. La science du sol, appelée « pédologie », vise donc à étudier les constituants, les propriétés et les fonctions des sols, mais également leur développement et leur distribution dans les paysages.
Figure 1.1. Le sol à l’interface des grands compartiments de l’environnement (Chorover et al., 2007).
D’après la FAO, le sol est défini comme un corps naturel continu possédant trois dimensions spatiales et une dimension temporelle. Les trois principales caractéristiques qui gouvernent le sol sont : (1) le sol est formé de constituants minéraux et organiques et inclue des phases solide, liquide et gazeuse ; (2) les constituants sont organisés en structures spécifiques du milieu pédologique qui forment l'aspect morphologique de la couverture du sol […] ; (3) le sol est en évolution constante, donnant ainsi une quatrième dimension : le temps (IUSS Working Group WRB, 2015). Cette définition à cependant évoluée à travers le temps et selon l’ouvrage de référence ou le système de classification (Hartemink, 2016). Il faut également considérer l’acteur qui s’intéresse au sol et pour lequel sa définition du sol sera spécifique.
1.2. Historique des sciences du sol
Les premières traces historique de l’étude des sols remontent au Pléistocène (−11 000 a) en lien avec la naissance de l’agriculture. Les connaissances de l’utilisation des sols en agriculture ont progressé avec les Grecs et les Romains pour atteindre un paroxysme au XIXe siècle lors de la révolution industrielle : nutrition végétale (1840), échanges cationiques dans le sol (1850), rôle des microorganismes du sol (1860–1890). Malgré cette longue préoccupation du sol en agriculture, il faut attendre la fin du XIXe siècle pour obtenir de vraies recherches scientifiques sur le sol.
2. Formation et évolution des sols
L’observation d’un sol dans sa dimension verticale permet de distinguer un ensemble non-homogène constitué de couches successives plus ou moins horizontales et d’épaisseurs variées : ce sont les horizons du sol dont le développement se fait à partir d’un matériau parental (également appelé roche-mère lorsqu’il s’agit d’un matériau induré), à distinguer du substratum qui correspond au matériau sous-jacent, qu’il soit ou non à l’origine du développement du sol (dans la majorité des cas, le substratum est le matériau parental). Le gradient minéral augmente avec la profondeur à l’inverse du gradient organique qui décroît généralement de la surface vers la profondeur. La distinction entre sol et sous-sol (i. e. matériau parental en cours d’altération appelé altérite) n’est pas toujours évidente : il faut considérer un continuum entre ces deux unités dont le gradient d’altération diminue avec la profondeur. En effet, sous climat équatorial, l’ensemble altérite–sol peut représenter jusqu’à 100 m d’épaisseur, alors que le sol sensu stricto ne dépasse rarement 20 m d’épaisseur. La pédogenèse constitue donc l’ensemble des processus de formation et d’évolution d’un sol avec le temps dans un environnement donné, depuis un substrat lithogénique vers un sol évolué à horizons bien distincts.
Remarque
Il existe des exceptions au continuum classique matériau parental–altérite–sol. C’est le cas, par exemple, d’altérites non surmontées de sol (e. g. les dunes du Sahara) ou de sols reposant directement sur la roche en place.
Chaque sol évolue selon son propre rythme qui dépend des conditions environnementales jusqu’à atteindre un équilibre. Cette évolution est souvent connectée à celle des écosystèmes sus-jacents. Les principales étapes successives de la pédogenèse sont (Figure 2.1) :
– le stade initial : étape qui concerne les premières modifications du matériau parental par des processus physiques, chimiques et biologiques jusqu’à la colonisation d’une végétation pionnière ;
– le sol rudimentaire : résulte des premiers apports en matière organique qui s’intègrent à la matière minérale ;
– le sol peu différencié : résulte d’un enrichissement progressif en matière organique et d’une répartition en horizons distincts ;
– le sol évolué : comprend de nombreux horizons différenciés ;
– le stade terminal : équilibre entre les horizons, c’est le pédoclimax (non représenté).

Remarque
L’évolution d’un sol n’est pas toujours continue : elle peut être entrecoupée de phases régressives vers des stades antérieurs issues d’accidents naturels (glissement de terrain, glaciation…) ou d’actions anthropiques. L’alternance de phases progressives et régressives distinctes donne naissance à un sol polycyclique.
2.1. Facteurs de formation des sols
La formation et le développement des sols dépendent de plusieurs facteurs environnementaux : cinq facteurs agissent sur différents composants du sol (le matériau parental, le climat, la topographie, la biologie et l’humain), tout en étant étroitement liés au dernier facteur, le temps (Legros, 2007 ; Gobat et Guenat, 2019). Ces six facteurs n’ont cependant pas nécessairement la même importance selon le contexte géographique. Ainsi, ils peuvent être introduits sous la forme d’une équation :
sol = fonction [(matériau parental, climat, topographie, biologie, humain) × temps]
2.1.1. Le matériau parental
Le sol est issu de l’altération d’un matériau parental consolidée (appelé roche-mère) ou meuble qui, avec le temps, expose des éléments minéraux dont la nature chimique et minéralogique dépend de celle du matériau initial. En effet, la diversité des substrats rocheux contribue à une diversité de sols : les roches cristallines (e. g. granite) ou cristallophylliennes (e. g. gneiss ou micaschiste) qui favorisent des sols acides (substrats dominant à travers le monde), les roches sédimentaires (e. g. calcaire) qui favorisent des sols alcalins, les roches volcaniques qui piègent la matière organique et les formations superficielles (e. g. alluvions, colluvions, lœss) de natures variées. De nombreux paramètres physiques du sol dépendent également de la nature du matériau parental : perméabilité, structuration, granulométrie, etc.

Par ailleurs, la nature du matériau parental permet d’estimer de nombreux processus pédologiques. À titre d’exemple, les échanges chimiques s’opérant entre la roche et le sol dépendent de la surface de contact (dalle rocheuse unique vs nombreux petits fragments formés dans les éboulis) et le temps de contact (roche plus ou moins perméable). Outre l’influence sur la qualité de ces éléments, la nature du matériau parental informe sur la cinétique d’altération selon le type de minéraux présents.

Cependant, le lien de parenté entre le matériau sous-jacent et le sol n’est pas toujours conservé (différentes minéralogies, compositions chimiques, textures, etc.) ; un sol peut être allochtone et se développe ainsi sur un substrat sur lequel repose le sol sans lien de parenté : le terme substratum est donc privilégié. Plusieurs causes permettent d’expliquer ces observations : un matériau parental ayant totalement disparu avec l’évolution du sol, un déplacement du sol par une glaciation, un éboulement accidentel.

Une séquence de sols dans le paysage dont le facteur de variabilité est le matériau parental est appelée lithoséquence. C’est le cas, par exemple, le long d’une pente où affleurent des roches de natures différentes suivant une succession de strates géologiques.

2.1.2. Le climat
Le climat joue un rôle primordial dans la pédogenèse, notamment à travers la vitesse de formation et d’évolution des sols. Deux variables sont particulièrement importantes :
– la température : elle intervient dans les processus (bio)chimiques (au niveau des réactions d’altération des minéraux et de décomposition de la matière organique accélérées sous climat chaud) et physiques (à travers les fortes variations de températures). Il est estimé que la vitesse d’une réaction chimique double lorsque la température augmente de 10 °C. À l’inverse, à des températures <0 °C, l’eau liquide n’est pas disponible pour les réactions chimiques. À l’échelle globale, il faut considérer un effet combiné entre la latitude (perte de 1 °C en se déplaçant de 100 km vers le nord) et l’altitude (perte de 1 °C en s’élevant de 180 m d’altitude) ;
– les précipitations : l’eau est indispensable pour l’altération et la quantité d’eau utilisable par le sol s’estime à partir des précipitations (P) et de l’évapotranspiration potentielle (ETP) selon la formule P – ETP :
   - si P – ETP > 0 : il y a un excès en eau, le drainage favorise le transfert des éléments minéraux jusqu’à l’appauvrissement du sol, voire son acidification,
   - si P – ETP < 0 : il y a un déficit en eau, l’évaporation favorisant la concentration des éléments minéraux dans le sol jusqu’au risque de salinisation,
Cette estimation n’est cependant qu’approximative car ne considère par la forme de l’eau (pluie vs neige, averse violente vs pluie continue, etc.). L’eau agit également dans le transfert des élé-ments solubles et des particules en suspension.

Les contrastes climatiques (journaliers ou saisonniers) jouent grandement sur les processus pédologiques : alternance entre périodes sèches (été) et périodes humides (hiver), alternance entre gel et dégel, etc. Ils peuvent influencer les réactions physiques (fragmentation) et chimiques (réactivation biochimique).

Lorsqu’une série de sols, dont les caractères morphologiques impliquent des variations climatiques lors de lors formation ou de leur évolution, est considérée, il est question de climoséquence. Ainsi, sur un même matériau parental, il est possible d’observer des sols typiques de climat tempéré humide et d’autres de climat tempéré continental.

2.1.3. La topographie
La topographie, contrôlée par la géomorphologie, agit directement sur plusieurs paramètres du sol :
– la circulation de l’eau : les écoulements suivent les pentes et entraîne la migration d’éléments solubles ou particulaires ;
– la stabilité des terrains : impacte les couches pédologiques en favorisant l’érosion, voire la migration de fragments rocheux (éboulis, colluvionnement) ou de sol dans son ensemble (reptation si homogène sur toute une couche du sol ou solifluxion si localisé et lié à un mouvent de rotation) ;
– le microclimat : lié à l’exposition des pentes et jouant sur l’activité biologique (végétation, microbiologie, etc.).

Le concept de toposéquence se réfère à une différenciation latérale des sols le long d’une pente. Il n’est pas rare d’observer des différences de profondeur avec la topographie, souvent liées à la migration de particules de sols (accumulation en bas de pente) aidé par une pédogenèse plus active dans les fonds de vallées du fait des conditions plus humides par accumulation de l’eau. Par ailleurs, les paramètres chimiques peuvent également évoluer le long de la pente : les sols sont généralement moins acides en bas de pente suite à l’accumulation des cations alcalins et alcalino-terreux ayant migrés depuis les hauteurs.

2.1.4. La biologie
Les organismes vivants constituent des facteurs privilégiés de la formation et de l’évolution des sols. Il est possible de distinguer deux types d’organismes :
– la végétation : elle intervient au niveau racinaire (échanges chimiques, prélèvement d’eau, acidification, production de molécules organiques…) et au niveau des apports de matière organique (résidus de végétaux morts) qui constituent la première source de matière organique du sol. L’influence de la végétation dépend néanmoins des essences végétales considérées (nature biochimique, port des systèmes aérien et souterrain). De plus, le couvert végétal tend à stabiliser les sols et limite donc l’érosion ;
– la faune et les microorganismes du sol : ils agissent sur la composition chimique du sol (nombreuses réactions biochimiques, notamment le recyclage de la matière organique du sol) et sur les paramètres physiques du sol (structure, aération, etc.).

Une bioséquence se rapporte à une succession de sols influencés soit par une évolution de l’activité biologique (abondance d’individus, diversité des espèces) modifiant les processus pédogénétiques, soit par une évolution de la végétation (e. g. succession d’une prairie vers un milieu forestier).

2.1.5. L'humain
L’humain influence les sols de tout type de milieu : urbain (e. g. imperméabilisation des sols), agricole (e. g. travail du sol) et forestier (e. g. déforestation). Son action vise à :
– améliorer le sol : augmentation de la fertilité du sol (labour, chaulage, amendement, drainage) et optimisation de la surface exploitable (épierrage, nivellement, terrassement) ;
– dégrader le sol : pollution (apports de matière organique exogène, fertilisants, pesticides), érosion (changement de l’occupation des sols), compaction (usage d’engins agricoles), salinisation (irrigation), imperméabilisation, etc.

Les équilibres sont donc perturbés et des modifications sont apportées dans les évolutions naturelles des sols. L’appauvrissement des sols est un processus généralisé, particulièrement dans les sols agricoles (prélèvement des nutriments par les plantes cultivées en l’absence de recyclage). Les réponses à ces perturbations sont pourtant incertaines dans la plupart des cas, entraînant de nouveaux dérèglements.

2.1.6. Le temps
Le dernier facteur de formation des sols est le temps. Il s’agit d’un facteur un peu particulier du fait de son rôle transversal en jouant sur les cinq autres facteurs. En effet, la durée des processus pédogénétiques sera fonction du matériau parental (plus rapide sur roche meuble que sur roche dure, plus rapide sur roche altérée que sur roche saine), du climat (plus rapide sous climat tropical que sous climat tempéré), de la topographie, de son usage, etc. (Figure 2.2a). Il est cependant difficile d’évaluer la durée pour former un sol à partir de l’altération du matériau parental, voire la vitesse de formation d’un sol (Encart 2.1), du fait de la continuité des étapes.

La durée de formation d’un sol typique bien développé dépend de la vitesse de formation et du sol considéré (
Figure 2.2b ; Legros, 2007) : il ne faut que 1 000 ans pour obtenir un sol sans différenciation visible (exemple : sol sur alluvions ou colluvions), entre 3 000 et 5 000 ans pour un sol évolué à différenciation rapide (exemple : Podzol), entre 50 000 et 150 000 ans pour un sol évolué à différenciation lente (exemple : Luvisol), entre 300 000 et 500 000 ans pour un sol dégradé (exemple : Planosol) et entre 10 et 50 Ma pour de vieux résidus (exemple : cuirasse ferralitique).

En Europe, les sols n’atteignent qu’une dizaine de mètres de profondeur pour un âge de 10 000 ans. Par ailleurs, la grande majorité des sols européens (hors région méditerranéenne) ont moins de 24 000 ans, date du dernier maximum glaciaire (Würm). De plus, l’âge du sol ne correspond pas toujours à l’âge du matériau altéré : les sols tempérés ont généralement moins de 20 000 ans alors qu’ils peuvent se développer sur des altérites âgées de plusieurs millions d’années.

Tout comme pour les autres facteurs, une succession de sols présentant des variations temporelles est appelée chronoséquence. C’est le cas, par exemple, de sols issus du même matériau parental dont la teneur en argiles augmente en lien avec un processus de lessivage de plus en plus important avec le temps.

Figure 2.2. Échelle de temps de processus pédogénétiques (a ; Sparks, 2003) et des principaux types de sols (b ; Ellis et Mellor, 1995).
Encart 2.1. Vitesse de formation des sols
Bien que la vitesse de formation d’un sol soit difficilement évaluable du fait de la grande variabilité des substrats et des climats considérés, il est possible d’estimer une évolution moyenne de l’ordre de 1 mm par siècle, soit 0,01 mm·a−1 (entre 0,001 et 0,5 mm·a−1). Une équivalence massique donne environ 0,3 t·ha−1·a−1. Pour estimer la vitesse de formation d’un sol, il est nécessaire de considérer l’érosion (naturelle et anthropique) favorisant une perte de matériel ce qui limite l’approfondissement du sol. Il est important de noter qu’un sol nécessitant 500 à 5 000 ans pour sa formation peut être érodé de 10 à 50 cm en quelques heures suite à un violent orage.
Cependant, il ne faut pas confondre la vitesse de formation d’un sol (évolution du front de pédogenèse) avec celle d’altération du matériau parental (évolution du front d’altération). À titre d’exemple, l’altération d’un calcaire, bien que plus rapide que celle d’un granite, ne permet pas l’établissement d’un sol épais du fait de la prédominance de minéraux solubles exportés hors du profil (réaction congruente telle que la décarbonatation). Par ailleurs, les vitesses d’altération ne sont pas constantes dans le temps, résultant de l’évolution de l’épaisseur du sol : la quantité d’eau nécessaire pour la météorisation qui atteignent le front d’altération est de plus en plus faible et l’altération est donc de moins en moins efficace.

2.2. Processus de formation des sols
Le sol se forme à partir d’une roche via deux processus complémentaires : la désagrégation physique et l’altération chimique dont les cinétiques varient de la journée au millénaire. Ces deux processus peuvent être regroupés sous le terme « météorisation » (weathering) lorsque les agents atmosphériques en sont à l’origine.
2.2.1. Désagrégation physique
La désagrégation physique est un processus primordial pour initier la formation d’un sol. Plusieurs facteurs physiques sont responsables de la désagrégation des roches sans modification chimique : la température, l'eau et la pression. Dans certaines régions où la température varie selon des cycles chaud–froid (régions tempérées froides et humides par exemple), le facteur thermique favorise la fracturation du matériau parental : expansion de la surface des roches (thermoclastie), pression exercée par l’eau infiltrée dans la porosité des roches lors des phases de gel (augmente de 9 % du volume ; cryoclastie). Le facteur hydrique induit également le gonflement et la rétraction des minéraux argileux lors de cycles d’humectation, ce qui favorise la fragmentation des roches (roches marneuses par exemple). Le changement de pression s’opérant lors de la remontée de la roche en surface (décompression) favorise l’expansion des fractures horizontales (structure en écailles appelée desquamation ou exfoliation). Les végétaux peuvent aussi exercer une pression : système racinaire des plantes s’insérant dans la porosité des roches.
2.2.2. Altération chimique
L’altération chimique modifie chimiquement les minéraux primaires en minéraux secondaires (issus de transformation ou de néoformation). Certains minéraux ne subissent aucune transformation et sont dits hérités. On distingue les réactions congruentes lorsque tous les minéraux sont libérés dans la solution du sol (par exemple, l’altération de la calcite) des réactions incongruentes lorsque seuls certains minéraux sont libérés dans la solution du sol (par exemple, l’altération de l’anorthite en kaolinite).
3. Constituants des sols
Un sol est constitué d’une fraction solide, comprenant la matière minérale et la matière organique (incluant les organismes vivants), et d’une fraction fluide, comprenant la phase liquide et la phase gazeuse dans l’espace poral. Les proportions volumiques moyennes sont de 50 % pour la fraction solide et de 50 % pour la fraction fluide (Figure 3.1), mais elles peuvent varier d’un sol à l’autre et dans le temps. La fraction liquide est issue des précipitations et se charge en éléments chimiques lors de son contact avec le sol : elle constitue la solution du sol impliquée dans le transfert de nombreux éléments—nutritifs ou non—par infiltration et drainage. La fraction gazeuse est composée de divers gaz échangés avec les racines des végétaux (N2, O2, H2O, CO2, etc.) et les microorganismes du sol (CO2, CH4, N2O, etc.).
Figure 3.1. Constitution moyenne d’un sol de prairie tempérée (d’après Feller et al., 2016).
3.1. Constituants minéraux
La fraction minérale est issue du substratum, résultat d’un rééquilibrage des conditions physico-chimiques (pression, température, humidité, etc.). La biosphère joue également un rôle conséquent dans les modifications chimiques. Les minéraux primaires, issus de l’altération du matériau parental, se distinguent des minéraux secondaires, issus de la transformation des minéraux primaires. Les minéraux hérités correspondent, quant à eux, aux minéraux primaires non altérés. Enfin, les minéraux néoformés résultent d’éléments résiduels issus de l’altération des minéraux primaires : Si, Al, Fe et éléments solubles (Ca, Mg, K, Na, etc.). La composition minérale d’un sol est donc directement liée à la nature du matériau parental (sédimentaire, magmatique ou métamorphique) et aux conditions physico-chimiques contrôlant les réactions de transformation.

Les minéraux ne sont pas tous équivalents en matière d’altérabilité. Les sels s’altèrent plus rapidement que les carbonates, l’altérabilité des oxydes et des phosphates est plus aléatoire. Les minéraux silicatés comptent, quant à eux, parmi les minéraux les plus résistants à l’altération. La série de
Goldich (1938) classe les minéraux selon leur résistance à l’altération (Figure 3.2), en lien direct avec la suite réactionnelle de Bowen (1922) expliquant l’ordre de cristallisation des minéraux lors du refroidissement d’un magma. Ainsi, les roches basaltiques constituées de feldspaths calciques, pyroxène et olivine sont plus altérables que les roches granitiques constitués de quartz, muscovite et feldspaths potassiques.
Figure 3.2. Série de résistance à l’altération de Goldich (1938).
Références
Bowen N. L. (1922) The reaction principle in petrogenesis. The Journal of Geology 30: 177‑198.
Chorover J., Kretzschmar R., Garcia-Pichel F., Sparks D. L. (2007)
Soil biogeochemical processes within the critical zone. Elements 3: 321‑326.
Ellis S., Mellor T. (1995) Soils and environment. Routledge, London. 392 p.
Feller C., de Marsily G., Mougin C., Pérès G., Poss R., Winiarski T. (2016) Le sol - Une merveille sous nos pieds. Belin, Paris. 240 p.
Gobat J.-M., Guenat C. (2019) Sols et paysages : types de sols, fonctions et usages en Europe moyenne. Presses polytechniques et universitaires Romandes, Lausanne. 562 p.
Goldich S. S. (1938) A study in rock-weathering. The Journal of Geology 46: 17‑58.
Hartemink A. E. (2016) The definition of soil since the early 1800s. Advances in Agronomy Advances in Agronomy. (D. L. Sparks, éd): p. 73‑126. Academic Press, London.
IUSS Working Group WRB. (2015) World reference base for soil resources 2014, update 2015. International soil classification system for naming soils and creating legends for soil maps. FAO, Rome.

Legros J.-P. (2007) Les grands sols du monde. Presses polytechniques et universitaires Romandes, Lausanne. 586 p.
Sparks D. L. (2003) Environmental soil chemistry. Academic Press, San Diego. 352 p.