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IV. Formation et évolution du sol
La pédogenèse constitue l’ensemble de la formation et de l’évolution d’un sol. Deux processus clefs participent conjointement à la mise en place du sol : la désagrégation physique et l’altération chimique. Les végétaux jouent un rôle fondamental dans cette mise en place. Le sol évolue avec le temps sous l’influence de différents facteurs, laissant place peu à peu à des horizons homogènes formés entre la roche mère et la surface.
1. Formation du sol
Le sol se forme à partir d’une roche via deux processus complémentaires : la désagrégation physique et l’altération chimique dont les cinétiques dépendent de plusieurs facteurs.
a. Désagrégation physique
La désagrégation physique est primordiale pour initier la formation d’un sol. Plusieurs facteurs physiques sont responsables de la désagrégation des roches sans modification chimique : 
- du facteur thermique : les cycles chaud–froid s’opèrent dans certaines régions tempérées froides et humides, l’eau infiltrée dans la porosité des roches augmente en volume (9 %) lors des phases de gel, exerçant alors une pression (cryoclastie) ; les hautes températures (incendies) peuvent aussi induire une fracturation par expansion de la surface des roches (thermoclastie) ; 
- du facteur hydrique : les cycles d’humectation induisent un gonflement–rétraction des minéraux argileux qui favorisent la fragmentation des roches fréquent dans les roches marneuses ; 
- le facteur de pression : la décompression d’une roche formée en profondeur lors de sa remontée en surface favorise l’expansion des fractures horizontales formant une structure en écailles, appelée desquamation ou exfoliation ; 
- le facteur biologique : le système racinaire des plantes s’insère dans la porosité des roches et exercent une pression lors de sa croissance.
b. Altération chimique
L’altération chimique modifie chimiquement les minéraux primaires en minéraux secondaires (néoformés ou en solution). 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 : CaCO3 + H2O + CO2 = Ca2+ + 2 HCO3-) des réactions incongruentes lorsque seuls certains minéraux sont libérés dans la solution du sol (par exemple, l’altération de l’anorthite en kaolinite : CaSi2Al2O8 + 3 H2O + 2 CO2 = Si2Al2O5(OH)4 + Ca2+ + 2 HCO3-).
Réaction de dissolution
La dissolution est une réaction qui consistant à mettre les minéraux en solution dans un milieu aqueux. Elle concerne les minéraux des roches salines. C’est le cas, par exemple, du gypse :
CaSO4∙2H2O = Ca2+ 2 H2O + SO42-
Les acides carbonique (H2CO3), nitrique (HNO3) et sulfuriques (H2SO4), présents naturellement ou non dans les eaux, sont capables d’accélérer la dissolution des minéraux du sol.
Réaction de décarbonatation
La décarbonatation ne concerne que les roches carbonatées. Elle est réalisée via l’eau et le CO2 de l’air et agit sur la calcite de la façon suivante :
CaCO3 + CO2 + H2O = Ca2+ + 2 HCO3-
Remarque
On parle abusivement de « dissolution des carbonates » alors qu’il ne s’agit pas de dissolution comme observé pour les sels.

Réaction d’hydratation
L’hydratation consiste à l’incorporation de molécules d’eau dans des minéraux peu hydratés. C’est le cas, notamment, des feuillets argileux et des oxydes de Fe, entre l'hématite et la ferrihydrite :
Fe2O3 + 0,5 H2O = Fe2O3∙0,5H2O
Réaction d’hydrolyse
L’hydrolyse est une destruction des minéraux par l’intermédiaire de l’eau. On retrouve ce type de réaction chez les minéraux carbonatés (réaction généralement congruente) et chez les minéraux silicatés (réaction généralement incongruente), comme l'hydrolyse de l'albite en gibbsite :
NaAlSi3O8 + 8 H2O = Al(OH)3 + 3 H3SiO4 + Na+ + OH-
Selon les conditions du milieu, un même minéral peut donner des minéraux secondaires différents. Les H+ de l’eau incorporés dans les mailles cristallines entraînent la libération de OH dans la solution de sol. Cette réaction augmente donc le pH, ce qui fragilise les liaisons Al–O ou Si–O.
Réaction d’oxydoréduction
Cette réaction consiste à un échange d’électrons qui modifie la valence de l’ion. Elle concerne principalement les oxydes de Fe en équilibre entre l’état ferreux (Fe2+, comme la fayalite) et l’état ferrique (Fe3+, comme l'hématite) :
Fe2SiO4 + 1/2 O2 = Fe2O3 + SiO2
c. Décomposition de la matière organique
La dégradation de la matière organique suit une cinétique de premier ordre dépendant des conditions biotiques (activité microbiologique) et biotiques (climat). Son temps de résidence varie de plusieurs mois (pour des composés organiques) à plusieurs milliers d’années (pour l’humus). Des valeurs de constantes de décomposition des différentes molécules composant la matière organique sont obtenues par modélisation (Tableau 9). Les différentes voies de dégradation produisent des composés solubles ou non de diverses natures : CO2, CH4, NH4+, NO3-, H2PO4-, SO2-, Ca2+ et K+.
Tableau 9. Constantes de décomposition k et efficacité d’utilisation microbienne 
des différentes molécules de la matière organique du sol (d'après Paul, 2006)

molécule organique k (j-1)
efficacité (%)
sucre 0,2 60
acide aminé 0,2 60
cellulose 0,08 40
hémicellulose 0,08 40
lignine 0,01 10
produit microbien décomposable 0,8 40
produit microbien récalcitrant 0,3 25
matière organique active 3∙10−4 20
matière organique vieille 8∙10−7 20
2. Évolution du sol
a. Grandes étapes de la pédogenèse
Chaque sol évolue selon un rythme spécifique fonction des conditions environnementales jusqu’à atteindre un équilibre. Les principales étapes successives sont :
- la phase initiale : concerne les premières modifications de la roche mère par des processus de désagrégation et d’altération jusqu’à 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.

L’évolution des sols n’est pas toujours continue : elle peut être entrecoupée de phases régressives vers des stades antérieurs issues des risques naturels ou d’actions anthropiques. L’alternance de phases progressives et régressives distinctes donne naissance à un sol polycyclique.
b. Processus de migration
La migration correspond à l’ensemble des phénomènes d’entraînement d’éléments minéraux ou organiques du sol sous formes solubles (sels minéraux) ou particulaires (argiles, composés humiques, complexes organo-métalliques). Ces transferts sont fortement favorisés par l’eau. Trois types de migration sont possibles selon la direction : descendante, ascendante et oblique.
Migration descendante
Dans les sols correctement drainés, la migration descendante est dominante, ce qui provoque un lessivage s.l. des éléments, facteur fondamental dans l’évolution d’un sol. Selon les éléments considérés, on distingue :
- la lixiviation : concerne les ions en solution et la silice, elle est à l’origine de la décarbonatation des sols calcaires et de la désaturation du complexe absorbant ; selon le climat, ces éléments peuvent être éliminés du système par la solution du sol selon la mobilité des ions ou précipiter sous forme d’un horizon (horizon calcique par exemple) ;
- la chéluviation : concerne les cations lourds (Fe3+ et Al3+) complexés à la matière organique sous forme de chélates ; ce processus affecte les sols humifères acides provoquant l’apparition d’un horizon ferro-humique ;
- le lessivage s.s. : concerne les particules argileuses à l’état dispersé, il est à l’origine d’un horizon de perte (éluviation) et d’un horizon de gain de particules argileuses (illuviation).

D’autres migrations concernent le matériel du sol dans son entier et non les éléments chimiques le constituant. Par exemple, le colluvionnement correspond à la migration de matière arrachée à un versant (colluvions) s’accumulant sous forme d’amas en bas de pente. Ce dépôt témoigne d’un transport relativement réduit, contrairement aux alluvions, et donc de nature proche des matériaux parents sans tri granulométrique. La forte teneur en eau d’un sol peut, quant à elle, entraîner un mouvement graduel de type coulée : c’est la solifluxion.
Migration ascendante
La migration ascendante peut être liée à deux processus : l’asséchement du sol dans les régions où les précipitations sont inférieures à l’évaporation et la remontée d’une nappe d’eau. Ce phénomène est à l’origine de précipitation de substances dissoutes en surface : croûtes calcaires (remontée de Ca(HCO3)2), croûtes salées (remontée de NaCl), et certaines cuirasses latéritiques en régions tropicales. La végétation est également responsable de l’ascension d’éléments nutritifs par le prélèvement racinaire en profondeur et le dépôt de matière organique en surface.
Migration oblique
La migration oblique est perceptible dans les sols à relief accentué provoquant un appauvrissement en haut de pente et un enrichissement en bas de pente. Ce phénomène contribue à la formation de chaînes de sols génétiquement liées (appelées catenae) le long d’une toposéquence.
c. Facteurs d’influence
Roche mère
La nature de la roche mère offre des spécificités tant sur l’aspect chimique (roche silicatée ou carbonatée) que physique (roche meuble ou dure). Ces paramètres vont donc influencer l’altération (e.g. une roche poreuse permet la pénétration de l’eau ce qui favorise l’altération), puis la structuration du sol en place. La nature et l'arrangement des minéraux, ainsi que la présence et l'orientation des diaclases ou des joints de stratification, importent dans la forme et l'intensité des altérations.
Climat
Le climat, par l’intermédiaire de la température et des précipitations, joue un rôle primordial dans la pédogenèse. La température intervient dans les processus de l'altération chimique et de désagrégation physique (par le biais de la cryoclastie avec de fortes variations thermiques), de même que dans la cinétique de décomposition de la matière organique. En climat chaud, l’altération est plus intense, alors qu’elle est limitée sous climat froid favorisant une forte accumulation de matière organique non décomposée. L’humidité agit tant sur la mobilité des éléments solubles (ions) que celle des particules en suspensions (argiles) pouvant entraîner, in fine, la perte des horizons supérieurs.
Topographie
La géomorphologie, par le biais de la topographie, agit directement sur plusieurs paramètres : l’écoulement hydrique au sein du sol, la stabilité du terrain et le microclimat. En effet, plus un sol est soumis à une pente importante, plus l’eau aura tendance à s’écouler en surface limitant le transfert vertical. L’écoulement de sub-surface favorise l’érosion des sols.
Végétation
Le type de formation végétale agit principalement sur l’évolution sur sol au niveau du système racinaire : stabilisation du sol et échanges chimiques. De plus, la qualité et la quantité de matières organiques apportée au système dépend directement de la nature de la végétation et de son développement.
Facteur anthropique
L’humain, au travers de l’agriculture et de la déforestation, modifie l’équilibre et l’évolution naturels des sols. En milieu agricole, on assiste à un appauvrissement des sols et à une transformation progressive de la composition chimique par un prélèvement continue des nutriments du sol par les plantes cultivées sans recyclage. L’emploi d’engrais et d’amendements tendent de limiter cet appauvrissement. Les engins agricoles compactent le sol modifiant son évolution naturel. La déforestation limite la stabilité naturelle du sol, favorisant son érosion.
3. Horizonation
Un horizon est défini horizontalement comme un groupe homogène par ses caractéristiques physico-chimiques (couleur, structure, texture, perméabilité, matière organique… ; Figure 13). Le processus de mise en place et d’évolution des différents horizons est appelé horizonation.
a. Les humus
La matière organique déposée en surface suit des processus de décomposition dans les couches supérieures du sol (horizon O). Il existe plusieurs types d’humus liés aux conditions environnementales :
- mull : type actif avec décomposition rapide (C/N < 15) sous forêt multistrate, milieu eutrophe, forte activité biologique, litière peu épaisse, pH proche de la neutralité tendant à s’acidifier par sa désaturation, présence de l’horizon OL, biodiversité riche,
- moder : dégradation de la matière organique lente (C/N entre 15 et 25), biodiversité plus faible avec présence d’enchitréides et d’insectes, pH plus acide, litière moyenne, présence des horizons OL, OF et OH,
- mor : type peu actif avec une très faible dégradation (C/N > 25) sous forêt monostrate, forte accumulation de débris, faible activité biologique, conditions très acides, litière très épaisse et compartimentée, présence des horizons OL, OF et OH ;
- le type anaérobie lors de la présence d’une nappe d’eau :
- anmoor : temporairement saturé en eau, bonne activité biologique lors des périodes de désaturation, peu d’accumulation de matière organique, présence de l’horizon OL,
- tourbe : saturation en permanence en eau, activité biologie réduite, accumulation quasiunique de matière organique (A0 hypertrophié).
Figure 13. Description des principaux horizons d’un sol
Le type de végétation et les conditions climatiques conditionnent la nature des humus : la plupart des feuillus (frêne, aulne, hêtre) favorisent les humus mull, alors que les conifères et les Ericaceae favorisent les humus morr. Il existe également une classification basée sur le rapport acides humiques (AH) sur acides fulviques (AF) :
- type 1 : AH/AF < 1 dans les environnements forestiers, podsols et sols tropicaux,
- type 2 : AH/AF > 1 dans les rendosols et brunisols,
- type 3 : AF >>> AH dans les sols semi-désertiques.

Dans le type 1, les acides humiques sont hydrophiles et migrent en profondeur, alors qu’ils sont hydrophobes dans le type 2 et restent dans l’horizon A.
b. Les horizons
Le sol est un système orienté : il existe un gradient positif d’altération et d’apport de la matière organique vers la surface. Il est ainsi possible de déterminer différents horizons relatifs à leurs propriétés physico-chimiques et à leur évolution. La liste non exhaustive des principaux horizons est donnée dans le Tableau 10.
Tableau 10. Principaux horizons décrivant un profil pédologique
horizon sous-horizon
caractérisation
O

horizon holorganique constituant la litière entièrement organique (A0 si important)

OL
litière non décomposée, constitué de débris foliaires sans matière organique fine
  OF litière partiellement décomposée, constituée de résidus végétaux plus ou moins fragmentés avec matière organique fine et filaments mycéliens
  OH humus bien décomposé, constitué de plus de 70 % de matière organique fine
  H uniquement en condition anaérobie (tourbe)
A

horizon d’accumulation organo-minéral de surface
  Ap couche labourée de sol cultivé
  Ah riche en humus
  Ag
contenant des traces de rouille suite à un engorgement périodique
S   horizon d’altération à la base de A
E   horizon éluvial d’appauvrissement en argiles/matière organique/oxydes métalliques
  Ea horizon blanchâtre et cendreux des podsols
  Eb horizon structuré brun et friable appauvri en argiles
B   horizon illuvial d’accumulation issu de E ou A
  Bt accumulation d’argiles
  Bh accumulation de matière organique
  Bfs accumulation d’oxydes métalliques (Al et Fe)
G   horizon réductique avec nappe apparente
g   horizon rédoxique avec nappe temporaire
X   horizon grossier présentant plus de 60 % d’éléments > 2 cm
K   précipitation de carbonates
Na   précipitation de NaCl
Y   précipitation de gypse
C   horizon d’altération, saprolite
M
  roche mère meuble ou tendre
R   roche mère dure et massive
D   matériaux fragmentés et déplacés non consolidés
Références
Paul E.A. (2006). Soil microbiology, ecology and biochemistry. Academic Press. 553 p.