Chapitre II. Le fonctionnement mémoriel des sols
p. 29-75
Texte intégral
1LE FONCTIONNEMENT des sols assure la mémorisation des différentes informations du milieu ou des actions que subissent les sols. Les propriétés des sols enregistrent des traces et des indicateurs du climat, de la végétation, des conditions hydriques, des actions anthropiques.
I- Le Fonctionnement physique : couleur, structure et texture
2La couleur est mesurée avec un code, le code Munsell. Elle enregistre notamment la fonction oxydation-réduction (redox) du sol. Elle est aussi fonction de la composition d’un sol en humus (noir), en fer (rouge ou jaune), en carbonates (blanc). Les variations de couleur participent à la définition des différents horizons du sol.
3La structure reflète l’organisation du sol en unités élémentaires observables. Suivant la forme ou la taille, on distingue une structure : grenue ou grumeleuse, polyhédrique, en colonnes, massive, meuble ou à grains libres, lamellaire, prismatique, sans structure, etc. Ces types de structures se retrouvent dans les différents horizons du sol et leur taille reflète la composition en matière organique (structures grumeleuses) ou la teneur en argiles (structures lamellaires ou prismatiques).
4La texture des sols est la composition granulométrique d’un sol, souvent déterminable au toucher et observable au microscope. On distingue ainsi suivant la composition : une texture sableuse, sablo-limoneuse ou limono-sableuse, limoneuse, limono-argileuse ou argilo-limoneuse et argileuse. La texture est en relation avec la densité et la perméabilité d’un sol.
II.- Le fonctionnement hydrique
5Les sols sont caractérisés par des propriétés et un fonctionnement hydrique (Drescher et al., 1988 ; Hillel, 1984 ; Lambert, 1996 ; Miyazaki, 1993). La texture du sol commande ses propriétés de perméabilité ou de vitesse d’infiltration de l’eau dans le sol : un sol argileux est plus imperméable qu’un sol sableux. L’infiltration est donc fonction de la granulométrie du sol. La porosité est un autre facteur déterminant de la perméabilité et de la teneur en eau d’un sol. La perméabilité d’un sol diminue fortement avec la compaction. Teneur en eau, perméabilité et porosité dépendent aussi de la structure du sol.
III.- Les processus d’éluviation-illuviation
6Les déplacements d’argiles sont essentiels dans la genèse des sols. On distingue des processus de départ (éluviation) et des processus d’apport (illuviation). Les départs caractérisent des horizons E ou Ae des podzols. Les apports caractérisent les horizons B ou Bt avec la présence d’argiles d’illuviation. Ces processus sont dépendants du climat. En effet, les horizons de départ sont d’autant plus épais, et les horizons d’apport sont d’autant plus profonds, que le climat est humide. Au contraire, les horizons de départ sont d’autant plus inexistants, et les horizons d’apports en surface, que le climat est sec. Les sols sableux du Sahel par exemple, sont souvent caractérisés par la présence d’un horizon argilique à faible profondeur (West et al, 1987).
IV.- Les processus chimiques
7Les échanges chimiques sont complexes. On distingue d’abord le cycle des nutriments via le système racinaire : cycle du carbone, de l’azote, du phosphore. Les processus d’oxydo-réduction manifestent aussi les échanges hydriques et gazeux dans le sol. Le cycle des métaux (Fe, Al) est très complexe et met en jeu des processus bio-chimiques (Skinner et Fitzpatrick, 1992). Le fer dans les sols est un indicateur des processus d’oxydo-réduction en fonction de la topographie et du climat. Il est caractérisé par des processus minéralogiques complexes, fonction du départ ou de l’immobilisation de cet élément. Le fer est présent sous des formes minéralogiques complexes : hématite, goethite, glauconite en fonction des processus d’oxydo-réduction, de concentration et de déplétion. Le pH permet de visualiser la réserve d’acidité dans le sol. C’est un logarithme décimal de l’inverse de la concentration d’une solution en ion H+. Le pH varie entre 0 et 14 (entre 4,5 et 9,5 dans les sols). Suivant qu’il est inférieur ou supérieur à 7, la solution est acide ou basique. Il est fonction du bilan chimique du sol, des échanges cationiques et de l’activité des enzymes du sol.

Figure 1 : les structures dans les horizons du sol

Figure 2 : la texture des sols

Figure 3 : caractéristiques hydriques d’un sol

Figure 4 : les processus d’éluviation-illuviation
V.- Le fonctionnement biotique
8Le fonctionnement biotique du sol est largement dépendant de la faune et de la microfaune (Benckiser, 1997 ; Coleman et al., 2004 ; Stolp, 1988). Les différents horizons organiques sont caractérisés par l’activité de la pédofaune. On distingue une mégafaune (rats, taupes, limaces, cafards, mille-pattes, fourmis, cigales, araignées, différents insectes), une mésofaune (arthropodes, collemboles, nématodes, acariens, vers de terre), une microfaune et microflore (champignons, mycorhizes, rhizobactéries, bactéries et spores, protozoaires, actinomycètes, microbes). La pédofaune est composée de nombreux prédateurs (nématodes, arthropodes, mites, mille-pattes, fourmis, pseudoscorpions, myriapodes, araignées, herbivores, mycophages) qui assurent l’aération du sol et la transformation de la matière organique.
9Les vers de terre exercent une activité de pédoturbation importante dans les sols (Edwards, 2004). Ils représentent la plus importante biomasse vivante de la planète. Ils enfouissent la litière et par leurs déjections contribuent à la transformation de la litière des sols et la fabrication de l’humus. Ils fournissent une importante quantité de sucres (polysaccharides) au sol.
10Le sol est vivant (Gobat, Aragno et Matthey, 1998) et composé de nombreux micro-organismes : ces derniers représentent une part importante de la matière organique des sols. La santé du sol et l’activité de la rhizosphère dépendent beaucoup de cette activité microbienne. La biologie est un facteur essentiel de la fertilité et de la stabilité du sol. La biomasse microbienne du sol contrôle la matière organique et la santé du sol et les échanges au niveau de la rhizosphère. Le sol est un système d’échange symbiotique avec les plantes par la pédofaune et les protozoaires, les flagellés, les ciliés, les bactéries. Cette biodiversité contrôle les échanges organiques et minéraux dans le sol. Elle assure la symbiose des nitrates, des carbonates, du carbone et la minéralisation et l’immobilisation des nutriments dans le profil. Les échanges biotiques sont essentiels pour comprendre les échanges du sol et la genèse des horizons du sol, ainsi que la fertilité et les propriétés. Le sol est un complexe biotique composé de bactéries, de champignons, d’actinomycètes, de mycorhizae et de bactéries. Ces organismes sont des facteurs essentiels de la pédoplasmation des sols et de la qualité du sol.
VI.- Le fonctionnement racinaire
11Les racines représentent une part importante de la masse organique du sol. Cette rhizopshère représente une biomasse très variable dans les différentes formations végétales. Les racines ont un rôle essentiel dans la porosité du sol et jouent un rôle dans l’agrégation du sol. Elles favorisent l’activité de la faune et le rôle des fouisseurs et des détritivores du sol. Elles représentent de véritables porosphère et drilosphère dans les horizons superficiels du sol. Elles jouent un rôle dans l’activité mycorhizienne du sol.
12Les saccharides et les polysaccharides sont produits par l’activité fongique et microbienne du système racinaire des sols. Ils assurent l’agrégation, la cohésion, la porosité et la capacité de rétention en eau du sol (Robert et Schmit, 1982). Très fragiles, ils sont facilement dégradés lors des changements de végétation ou par les actions anthropiques.
13De nombreuses maladies du sol sont des maladies fongiques (Alternaria carthami, Phytophtora sojae, Pytium et Rhizoctonia solani) ou des maladies du système racinaire (Amnosum racinaire, Heterobasidion amnosum). Ces maladies engendrent une perte de feuilles et de branches avant d’atteindre le système racinaire. Elles se manifestent souvent par la compaction à la surface des sols et le développement anormal de la mégafaune du sols (rats taupiers et taupes).

Figure 5 : la faune et la microfaune du sol

Figure 6 : les vers de terre

Figure 7 : le rôle des racines dans l’agrégation du sol
VII.- les échelles de fonctionnement, la micromorphologie
14Les sols ont un fonctionnement multiscalaire. Pour représenter les sols, il est nécessaire d’établir une cartographie des relations sols-végétation sur les différents supports disponibles en fonction de leur définition. On utilise ainsi une couverture Landsat 4-5 (définition 30 m), une couverture Landsat 7 (définition 17,5 m), une couverture Spot 4 (définition 15-20 m), Spot 5 (définition 5-10 m) et une couverture aérienne (définition 1 m). L’utilisation d’un drone (le drone PIXI de l’IRD) ou d’un cerf-volant, avec des définitions de 5-10 cm, permet de généraliser les vues au sol (définition de 1 à 0,1 mm). La cartographie des sols permet d’étudier l’organisation des sols aux différentes échelles (Legros, 1996) : du continent, du pays, de la région, du versant, de la surface du sol ou de la lame mince. La distribution multiscalaire est un élément important pour comprendre le fonctionnement en mosaïques des unités pédologiques et végétales.
A- Les concepts de base de la micropédologie ou de la micromorphologie
1. Les principes de la relation plasma/squelette
15Premier cas : sur la lame mince il existe une seule unité, une seule famille d’éléments. La structure est définie comme MONIC, du grec monos qui signifie « un ». Il n’existe qu’une seule fabrique. On peut cependant distinguer :
des cas qui présentent une absence de squelette, une structure monic plasmique, avec seulement du plasma. La fabrique est simple, avec quelquefois des pores interstitiels ou une matrice colloïdale, argileuse ou limoneuse monogénétique.
des cas qui présentent une absence de plasma, une structure monic squelettique ou granulaire (par exemple l’horizon R/C des arènes). Ce cas est très rare. C’est celui d’un sédiment jeune, monocyclique, avec une altération souvent ménagée ou une évolution in situ.
16Deuxième cas : il n’existe pas de relation entre le plasma et le squelette, c’est une structure PORPHYRIC, large fabrique dans un plasma dense ou avec de petites unités. Il n’y a pas de pores interstitiels, la structure est ouverte ou à espace simple (porphyro squelettique), à pas double ou triple. Cette structure peut être la marque d’une imbibition ou d’une hydromorphie importante sans battance et preuve d’une certaine homogénéité du milieu.
17Troisième cas : il existe des relations entre le plasma et le squelette.
Le plasma est organisé en manteau autour des grains, c’est une structure CHITONIC (du grec chiton = « tunique »), nommée encore aggloméro-plasmique. Cette organisation implique une circulation épidermique centrifuge ou centripète, avec des cycles d’évapo-transpiration contrastés, voire des processus d’exsolution ou de dissolution.
Le plasma est organisé en pont entre les grains du squelette minéral. C’est une structure GEFURIC (du grec gefura = « pont »), nommée encore organisation intertextique. Elle signifie qu’il existe des germes de circulations obliques et/ou latérales ou des résidus avec des cycles d’imbibition plus importants et plus contrastés que dans le cas précédent.
Le plasma est organisé en tubes ou cavernes. Dans ce cas, le plasma est souvent sans rapport avec le squelette. Les agrégats ou fentes et fissures ne remplissent pas l’espace. Le plasma est discontinu, la structure est ENAULIC (du grec enaulos = « dans une caverne »). Cette structure a pour signification des circulations hydriques verticales ou latérales mais polygéniques, en plusieurs temps. On observe des phases successives : une inactivation puis un remplissage de la structure initiale, enfin une éluviation et une illuviation d’argiles ou de silts.
2. Les concepts opératoires
18Le guide descriptif de Breewer et Sleeman (1988), complété par Fédoroff et Courty (1992) établit les principaux concepts de la structure et de l’organisation du sol. Les constituants principaux du sol sont cristallins, amorphes ou inorganiques, organiques et à m.o. amorphe ; on distingue aussi les grains du squelette et le plasma. Le matériel du sol constitue le « soma ». La structure du sol, d’échelle mégascopique, est columnaire, en blocs, en plaquettes, litée, concrétionnée, vésiculaire en bandes ou globulaire. On distingue des structures physiques macroscopiques, des structures de frontières et de contact, des structures de vides et des structures associées (à globules, cutanes, pédotubules, miscellanes). L’organisation (ou fabrique) est une combinaison entre la granulométrie, la forme et la distribution des constituants du sol. On distingue des fabriques physiques (poric et aporic, intergrade, fragmic et granic) distribuées (chlamydic ou iunctic, agglomeric, enaulic, aporic ou porphyric) plus ou moins complexes (dimatric ou plectic, mélangée, séparée, bandée), cristallines (ou « eristic ») ou orientées. La texture est liée à la cristallinité et la granularité des constituants. Bullock et al. (1985) ont mis au point une nomenclature micromorphologique encore plus pratique, complétée par les travaux de Delvigne (1998) sur la micromorphologie des altérations minérales.
Les concepts de base
19L’assemblage ou l’arrangement est du domaine de la texture microscopique. Souvent on parle de fabrique ou d’organisation du sol. L’unité d’organisation, d’assemblage ou de fabrique, est la plus petite partie homogène observable. L’organisation, la fabrique, l’assemblage partiel sont la plus petite partie homogène à une échelle donnée. La structure du sol est du domaine macroscopique.
La forme des éléments du squelette
20L’élément de squelette est automorphe, subautomorphe, hypidiomorphe ou xénomorphe.
L’orientation et la distribution du plasma et du squelette
21– L’orientation et la distribution générale
22On distingue la distribution et l’orientation. L’orientation est définie comme, de base, référée ou non référée, relative. La distribution se présente en bande, en grappe, arquée ou en pile d’assiettes. Elle peut être concentrique ou en éventail. Elle est aussi linéaire oblique, alignée, parallèle, orthogonale, radiale ou aléatoire, au hasard.
23– La distribution relative g/f/c/f
24La distribution reflète les types de relations qui existent entre le plasma et le squelette du sol. Elle est un indicateur des circulations hydriques. On distingue : une distribution monique, chitonique, énaulique, géfurique, porphyrique serrée, porphyrique à pas double ou à pas lâche. On peut également mesurer le rapport g/f/c/f.
Les microstructures
25Les microstructures du sol sont des indicateurs des vides du sol, de la densité, de la porosité et de la capacité de rétention en eau et d’aération du sol.
26– Générales
27On distingue en fonction de leur taille décroissante (de 1000 à 10 µ), l’agrégat, la motte et le fragment.
28– Les vides
29Les vides du sol sont des indicateurs de la porosité et de l’aération du sol. Les nodules sont des indicateurs des apports minéralogiques dans les profils pédologiques. Suivant la taille ou la forme, on distingue : des chambres, des chenaux, des vides planaires, des vésicules ou des cavités. Les vides sont aussi distingués suivant leur nature : vides d’entassement, vides composés, vides simples.
30– Les types de microstructures
31Ce sont d’abord des microstructures à entassement de grains, à grains pontés, à grains revêtus, à entassement de grains et de microagrégats, à entassement de grains avec chenaux, ou à entassement compact de grains. La structure est cavitaire, en éponge, à chenaux, à structure canaliculaire, à chambre ou structure vésiculaire. La structure est également minérale, grenue, polyédrique subangulaire, ou polyédrique angulaire. La structure est orientée, lamellaire ou prismatique. La structure est fissurale, fendillée, craquelée, massive ou complexe.
Le matériel
32– Le matériel fin (et les pollutions) présente une limpidité ou hyalinité. Il est obscur, hyalin, tacheté ou pointillé.
33– Les composants organiques
34Il s’agit surtout du résidu végétal, résidu organique, tissu, matériau organique fin, cellule, résidu cellulaire ou matériau fin organique amorphe. La masse présente des ponctuations, un pigment organique, monomorphe ou polymorphe.
35– La masse basale ou plasma
36Le plasma ou masse basale présente des motifs de biréfringence, des assemblages de biréfringence, indifférencié, cristallitique, tacheté, en taches isolées, tacheté continu, strié, granostrié, porostrié, monostrié. Le plasma est à striation parallèle, réticulée, entrecroisée, aléatoire, circulaire, concentrique, en croissant. La fabrique peut être striale. L’agrégation du plasma du sol représente le degré de cohésion du sol et enregistre les mécanismes de déplacement des fractions fines du sol. L’arrangement du plasma du sol reflète les processus hydriques de mise en place des éléments fins du sol. L’assemblage du plasma du sol est un indicateur du fonctionnement des argiles en relation avec les conditions hydro-climatiques et édaphiques.
Les traits pédologiques et cristallins
37Les traits pédologiques sont des indicateurs de fonctionnement du sol, des apports (illuviations) et des déplétions (éluviations).
38– Les traits pédologiques généraux
39Le trait pédologique est textural. Il est suivant le cas lié à une déplétion, à un appauvrissement, cristallin, amorphe ou cryptocristallin. Le trait pédologique d’assemblage est un trait pédologique complexe, juxtaposé ou superposé.
40– Les revêtements
41Les revêtements caractérisent les types d’apports argileux dans le profil. Les remplissages de plasma sont des indicateurs des processus d’éluviation, ou d’illuviation dans les horizons B des sols. Les types de textures caractérisent la distribution granulométrique. Le revêtement est défini comme un hypo-revêtement ou un quasi-revêtement. Il est interne, externe, typique, en croissant, en coiffe, en coiffe continue, avec barbe ou apophyse, avec croûte interne, croûte simple. En ce cas, il est feuilleté, non feuilleté, microfeuilleté, lité ou lité complexe.
42– Les remplissages
43Le remplissage est dense total, dense partiel, continu lâche ou discontinu lâche.
44– Les nodules
45Le nodule se présente en nucleus, en géode, en septaria, avec pseudomorphose ou halo. Il est amiboïde, digité, disjoint, agrégé, avec imprégnation. Le degré d’imprégnation présente un mode orthique ou anorthique.
46– Les intercalations
47Les intercalations sont organisées en réseau ou de type crénelé.
48– Les traits cristallins
49Les cristaux sont emboîtés et l’arrangement est autotopique, hypidiotopique, porphyrotopique, poecilotopique ou xénotopique.
La bioactivité
50– Les déjections
51La déjection est en forme de sphère, d’ellipsoïde, de conoïde, en pomme de pin, en cylindre, en bacillo-cylindre, en obus, en clono-cylindre, en tuiles rondes, en filaments, en rubans. L’excrément est mamelonné, tubéreux, avec fragmentation ou un vieillissement propre.
B. Les microstructures et micro organisations
52De nombreuses microstructures enregistrent des processus pédologiques : altération, accumulation de Fe, Mn, Ca ou gypse, illuviation, éluviation, hydromorphie, ou encore podzolisation. On peut distinguer une micro-organisation absente (certaine homogénéité du milieu, hydromorphie ou matériel monogénétique, etc.), litée (organisations pelliculaires superficielles, décapages et microcyclothèmes sédimentaires ou biosédimentaires, apports +/-allochtones, etc.) ou agrégée (polygénie, inactivation, dessiccation, dissolution, pertes en fines, etc.).
53Les microstructures sont multiples et leur signification paléo-environnementale pas toujours très claire :
microstructures d’entassement de grains (synsédimentaires, pertes en fines, etc.) ;
en chenaux ou canaliculaire (bioturbation, dissolution, éluviation, etc.) ;
spongieuse à porosité cavitaire (dissolution, vides d’entassement synchrones, etc.) ;
polyédrique subangulaire à fissures (dessiccation, pertes en fines et érosion, déplétion-exsolution/dissolution, etc.) ;
granulaire à porosité d’entassement (syngénétique ou pédoturbation, etc.) ;
massive à cavités résiduelles (dissolution, etc.).
C. Les échelles d’observation et d’organisation spatiale
54Ces notions sont fondamentales pour appréhender les problèmes d’organisation et de géométrie des dépôts, ceux de stratigraphie (discontinuité et lacunes). Il convient de travailler à toutes les échelles praticables d’observation afin de définir les signaux et de les interpréter dans leur environnement initial ou post-dépôt. Les notions de lacune et de discordance sont à examiner en détail. Il faut y intégrer la notion d’érosion, d’altération et d’évolution géomorphologique, aux différentes échelles, de la coupe au paysage. Les notions de faciès et de séquence ou microséquence sont importantes. Elles interfèrent à la fois à l’échelle de la fabrique minérale, des diagenèses, des épigenèses ou de l’altérogenèse, mais également à l’échelle locale (coupe) ou régionale (bassin, massif, etc.). L’examen des continuités et des discontinuités des sédiments ou des sols sont à prendre en compte à toutes les échelles d’observation, pour interpréter en termes d’environnement et pouvoir discuter de la fiabilité des marqueurs et pas seulement pour définir les signaux.
55L’appréciation à faible grossissement de l’homogénéité d’une lame mince doit être prise en considération avant toute interprétation.
La lame homogène ne présente qu’une seule unité : par exemple une arène, un horizon podzolique, un horizon plasmique Bt, etc.
La lame moyennement homogène, montre deux unités distinctes : par exemple un remplissage silteux infiltrant une arène, une croûte de calcite fine sédimentaire corrodant un horizon argileux brun dans un sol brun calcaire, etc.
La lame faiblement homogène, présente n unités distinctes : par exemple une croûte zonée, avec des organisations pelliculaires successives, brèches carbonatées, horizon colluvial, horizon argileux pédologique à cutanes, horizon éolien à pseudo-sables, horizon laminaire d’origine algaire, etc.
La lame hétérogène, présente n unités imbriquées, se ravinant, se remaniant ou se corrodant les unes les autres : par exemple des microgrés ferrugineux et quartzeux dans un vieux remplissage de l’endokarst, cimentés par de la silice amorphe (calcédoine et opale) ayant subit une dissolution de la silice, une néoformation de sidérite, puis dans les fissures de déplétion, des cutanes de silts et de calcite magnésienne en milieu phréatique turbide avec invasion de manganes, etc.
D. Les organisations carbonatées
56La sitologie des types d’encroûtements est importante. Il existe différents sites d’O.P.S. carbonatées : des bioconcentrations (concentration par organisation biologique), des satuconcentrations (concentration par apports et bouchage), des abruconcentrentations (concentration après érosion d’horizons). Les carbonates sont distribués dans des toposéquences longitudinales, latérales et transverses, des morphoséquences (schémas morphoséquenciels) et des chronoséquences ou scénarios.
57L’étude micromorphologique implique de prendre en considération une échelle spatiale intégrée et de bien replacer les formations dans leur contexte morpholithologique, morphodynamique et biologique avant de les interpréter (et de les expliquer) en termes de mécanismes. La « sitologie » des croûtes calcaires par exemple est plus intéressante que leur nature sédimentologique, pédologique, biologique (qui peut interférer). Il est plus fertile de connaître le contexte des encroûtements et de décrire les organisations :
58(1) encroûtements sur sable dunaires (avec ou sans « reg ») après décarbonatation des coquilles ou des éléments calcaires ;
59(2) encroûtements de surface sur un régosol par organisations pelliculaires superficielles, battance, processus évapo-transpiratoires, etc. ;
60(3) encroûtements dans un horizon pédologique profond, avec concrétions et horizon B Ca au niveau des échanges racinaires et des précipitations carbonatées de nappes ;
61(4) encroûtements dans une dépression palustre ou lacustre, dépression temporairement inondée, eaux saturées en CaHCO3, apports sédimentaires et/ou lessivages obliques, biocarbonatations, etc. ;
62(5) encroûtements à la périphérie des dépressions et sur les terrasses alluviales, processus de battement de nappe, croûtes phréatiques, etc. ;
63(6) encroûtements par évaporation d’apports latéraux (sintric calcretes) à l’aval d’un impluvium, glacis au pied d’un massif calcaire, d’un cône volcanique, processus épidermique, rôle des organismes (algues, bryophytes, bactéries...), etc.
64(7) encroûtements dans des zones de fractures ou des dykes, par remontée des aquifères, dissolution/précipitation, minéralisation, etc.
65Dans un même encroûtement, en effet, de nombreux processus peuvent se surimposer, au fur et à mesure que le paysage évolue : passage d’un sol décapé à un glacis colluvial puis encroûté bréchique, à un horizon loessique lité et enfin, évolution biosédimentaire algaire zonée.
1. Les concepts d’étude
66Les échelles d’observations sont importantes : étude en coupe, étude macro-et micro-, étude des continuités/discontinuités. Les organisations ont une géométrie : relations plasma/squelette, déplétions, diagenèse (isovolume ou non). Les organisations carbonatées présentent des microséquences et des organisations micromorphologiques. Les organisations carbonatées sont biochimiques, géochimiques, sédimentaires, évapotranspiratoires, hydrochimiques ou biochimiques et les mécanismes sont souvent morphopédologiques. En fait, aucun des mécanismes n’est éliminé et ils peuvent tous intervenir dans un ordre variable, avec des lacunes et des récurrences, en fonction des changements des conditions du milieu, l’évolution du site, l’histoire anthropique, pédologique et climatique de l’environnement.
2. Les types de cristallisations
67On distingue plusieurs types. Les cristallisations phréatiques sont à calcites flottantes ou aragonites flottantes, en cas de tranquillité et « eustatisme » de la superficie de l’eau. Les cristallisations flottantes dans le ciment indiquent une perturbation mécanique et une situation sous la surface phréatique. Les cristallisations subaquatiques sont rugueuses (à calcite rhomboédrique) ou anguleuses. Les cristallisations vadoses sont lisses ou à aiguilles lisses.

Figure 8 : les échelles d’organisation des sols

Figure 9 : l’agrégation du plasma du sol

Figure 10 : l’arrangement du plasma du sol

Figure 11 : l’assemblage du plasma du sol

Figure 12 : la distribution du plasma et du squelette des sols

Figure 13 : les microstructures du sol

Figure 14 : les vides et les nodules du sol

Figure 15 : les traits pédologiques
VIII.- Les compartiments d’enregistrement : les profils et les horizons du sol
68Un sol est organisé en horizons dont la nomenclature est complexe, surtout compte-tenu des différentes classifications : américaine, FAO, CPCS-1967 et Référentiel Pédologique-1992 (Baize et Girard, 1992). La signification des horizons est différente car ils n’enregistrent pas les mêmes informations.
69L’horizon Ah enregistre via la m.o. des informations directes sur la végétation. Il raconte l’histoire des reconquêtes forestières ou leur régression, le passage des forêts aux savanes. Il enregistre les actions du surpâturage ou de l’agriculture, l’action des feux. Les bioturbations permettent de mesurer dans le temps l’enfouissement des charbons de bois grâce au14C (pédo-anthracologie) et les macrorestes (pollens, graines, phytolithaires) racontent l’histoire de la végétation.
70Les horizons A1-2-3 enregistrent des informations sur les apports des versants, le colluvionnement, les déstabilisations, les phases érosives. Ils peuvent enregistrer des apports (éluviation) ou leurs départs d’argiles (illuviation) et donc des changements de végétation, par exemple la podzolisation d’un sol forestier brun par changement de végétation ou refroidissement climatique.
71Les horizons B, qui accumulent ou néoforment des argiles, renferment des informations pédoclimatiques sur le plus long terme. Leur rubéfaction est indicatrice de décapage (déforestation par exemple). Les néoformations des différentes argiles informent sur les conditions climatiques de l’altération et le fonctionnement des nappes hydriques. Dans un sol kaolinique en milieu tropical par exemple, les horizons enregistrent de grandes modifications lors du passage d’une forêt à une savane. Tous les processus changent : la dynamique verticale et profonde devient superficielle ou oblique, voire latérale pour des dégradations plus poussées. Le piégeage des colloïdes, progressif (avec plasmation), devient rapide et près de la surface. Le profil homogène et profond, devient différencié (texture). La nappe permanente devient fluctuante et temporaire.
72Les horizons C sont les horizons d’altération de la roche-mère. Leur étude permet d’établir le degré d’altération du sol et les éventuelles troncatures qui affectent le profil. Ils permettent également d’établir des lithodépendances et des allochtonies de profils. Leur étude minéralogique est indispensable pour mettre en évidence la part de la roche-mère sous-jacente dans la genèse du profil.
A.- Les transitions entre les horizons
73Les horizons successifs A, B ou C caractérisent des séquences de colluvionnement (horizons A1-A2-A3) ou de fonctionnement humifère (Ah1-Ah2-Ah3), des apports d’argiles (Bt1-Bt2-Bt3) ou des variations dans les apports de roches-mères (C1-C2-C3). L’examen des limites entre les horizons successifs est un indicateur important de fonctionnement, suivant que la limite est nette ou diffuse, régulière ou irrégulière. Les limites caractérisent des changements dans la genèse des horizons : changements brutaux, réguliers, irréguliers ou transitionnels.
74Les transitions et les limites entre les horizons sont des indicateurs des capacités de filtrage du sol. Les profils sous forêts de feuillus sont des sols bruns ou des ferralsols aux horizons transitionnels avec d’importantes capacités de filtrage, liées à une incorporation profonde et progressive de la matière organique. Les litières des forêts de feuillus représentent un important renouvellement de la matière organique (« turn over »). Les profils sous forêts de résineux au contraire sont des podzols aux horizons tranchés avec de faibles capacités de filtrage. Les litières des forêts de résineux représentent un faible renouvellement de la matière organique.

Figure 16 : transition entre horizons et capacité de filtrage des sols
B.- Les horizons A
75Les horizons A sont les horizons superficiels des sols. On distingue des horizons humifères (Ah), des horizons humifères lessivés (Ahe), des horizons lessivés (Ae) et des horizons colluviaux (A1-A2-A3). Certains horizons A sont compactés par les labours ou le passage du bétail (horizons Ap). Les horizons A enregistrent les apports des horizons de litière (Ao), de la végétation et des versants, les phases de colluvionnement et les différentes déstabilisations des profils.
1. Les horizons organiques
76Les horizons organiques sont caractérisés par la présence d’humus, de matière organique plus ou moins décomposée par l’activité du sol. Ils sont différenciés en fonction de la couleur, de la distribution et de la nature de la litière et de l’humus (Stevenson, 1994). On distingue ainsi :
des sols noirs profonds, des sols noirs à horizons Ca, des sols organiques profonds, des vertisols ;
des sols noir-brun de type solonetz ;
des sols brun-noir profonds, des sols brun-noir à horizon de transition ;
des sols bruns, des luvisols bruns, des régosols bruns, des luvisols bruns eutriques, des cryosols gleyiques bruns, des sols gleyiques humifères, des podzols humifères.
77Suivant la distribution de la matière organique dans l’horizon organique, on distingue des horizons : histique (distribution homogène régulière), ochrique (teneur faible et décroissante en profondeur), mélanique (croissante en profondeur), mollique (forte et croissante en profondeur, saturation en bases supérieure à 50 %), umbrique (idem mollique mais avec une saturation en base inférieure à 50 %).
78Suivant le type de distribution des horizons organiques, de la litière et la teneur croissante de la matière organique en profondeur, on distingue des alfisols et des ultisols, des spodosols et des mollisols. L’étude sur lames minces permet de préciser les trois stades de décomposition de la matière organique et l’apparition des cutanes de matière organique brune et noire dans les horizons organiques des sols.
79On distingue trois types d’humus suivant le stade de décomposition de la matière organique :
Humus moder : humus forestier peu évolué avec un rapport C/N de 15 à 25 ;
Humus mor : humus forestier à incorporation faible et rapport C/N supérieur à 25 ;
Humus mull : humus forestier complexe et épais et rapport C/N 10-15.

Figure 17 : les types de sols à horizons organiques

Figure 18 : les types d’humus
2. Les litières
80Les litières constituent les horizons A0 des sols.
81On distingue plusieurs types de litières qui sont surtout fonction de l’importance de la chute de feuilles, du type de couverture végétale et de la vitesse de décomposition de la matière organique. Les litières enregistrent ainsi les successions végétales et les changements dans l’activité de la microfaune et la microflore du sol. Les feuillus fournissent plus de litières que les résineux. Les climats chauds et humides sont très favorables à la dégradation rapide de la matière organique. Les climats secs sont peu favorables à sa décomposition. C’est donc dans les forêts des climats tempérés humides que la genèse des humus est la plus favorable et donne des sols bruns forestiers épais.
82Sous forêt de feuillus, la fourniture de la litière est importante, la décomposition est bonne du fait d’une importante activité biotique et la fourniture en carbone au profil est très importante.
83Sous forêt à Pinus sylvestris la fourniture en litière est faible et la décomposition de la matière organique est lente. La biomasse organique fournie au sol est donc très inférieure à celle fournie par des feuillus. Les horizons organiques des sols ont beaucoup de mal à se constituer et le profil est souvent de type podzolique. Par exemple, dans un andosol volcanique de l’île de la Réunion, avec une pluviométrie de 2000 mm/an, les aiguilles de résineux mettent plusieurs milliers d’années à se décomposer. Le degré de maturation et la vitesse de constitution des horizons organiques dépendent en partie du type de végétation. On distingue ainsi, en fonction du type de végétation et de la durée de la pédogenèse :
des sols bruns sous forêts mixtes qui peuvent être jeunes, évolués ou à pédogenèses forestières successives ;
des podzols ou des spodosols sous forêts de résineux.

Figure 19 : les types de litières
C. Les horizons B
84Les horizons B sont des horizons d’accumulation des argiles :
argiliques ou accumulations illuviales et dominantes d’argile ;
luviques ou accumulations illuviales d’argiles mais non formatrices du sol ;
fluviques ou souvent hydromorphes formés sur des dépôts alluviaux récents ;
gleyiques ou influencés par la nappe aquifère ;
stagniques ou hydromorphes permanents ;
cambiques ou horizons d’altération argilique sans cimentation ou induration ;
vertiques ou horizons à argiles gonflantes à hydromorphie alternante saisonnière, riches en cations Ca et Mg et présentant des stress-cutanes.
85Les horizons B enregistrent les différentes phases argileuses en relation avec les changements hydriques et les variations climatiques. Les horizons B sont caractérisés par des indices qui précisent leur composition ou leur organisation : Bt ou Bt2 contenant des argiles, BCa des carbonates, BNa du sodium, Bs ou Bfe du fer, Bh de l’humus, Bth des argiles et de l’humus, Bhfe horizon podzolique humifère riche en sesquioxydes, Bm cimenté induré ou pétrique, Bg tacheté ou gleyfié, Bv ou (B) horizon B structural ou vertique, Btv argileux vertique. Les horizons B enregistrent les changements de l’hydrisme, les variations dans la genèse des argiles et les conditions climatiques, ainsi que les successions végétales.
86Les horizons calcaires et gypseux sont caractéristiques des zones arides et l’on distingue : des horizons pétrocalciques en plaquettes, grillagés, homogènes ou en nodules, des horizons pulvérulents, en surface ou en profondeur. Les carbonates sont souvent secondaires dans les profils. Les carbonates sont distribués dans le temps et dans l’espace. Ils apparaissent dans les profils suivant une distribution macro-ou micro-morphologique, une distribution en lamines, en nodules ou dans la masse basale. Les types de revêtements carbonatés montrent des coiffes, des revêtements dans les fentes, dans les vides, des revêtements laminaires. Les carbonates sont liés à la décarbonatation des sols ou ont une origine stromatolithique, éolienne ou volcanique. On distingue de nombreux types d’accumulation carbonatée : accumulation primaire (altération, biosynthèse par les racines, cristallisation) ou accumulation secondaire (dissolution, déplacement, recristallisation ou remplacement). Les carbonates sont organisés à l’échelle micromorphologique en masse basale, en croûte laminaire et en différents types de remplissages. De nombreux types de revêtements carbonatés existent : revêtements, hypo-revêtements, nodules. Ils témoignent des différentes conditions de circulations hydriques dans les profils.

Figure 20 : les types et les caractéristiques des horizons B

Figure 21 : la distribution spatio-temporelle des carbonates
D. Les horizons C
87Les horizons C sont des horizons d’altération de la roche-mère, souvent non consolidés. Les horizons C peuvent contenir des carbonates (horizons CCa ou Ck), du gypse (horizon Cs), du gypse et des carbonates (horizon Csk), du fer (horizon Cfe) ou être hydromorphes (horizon Cg). Souvent la transition avec la roche-mère est diffuse avec un horizon R/C. Dans les régions tropicales humides, l’horizon C très épais garde la structure de la roche et on le nomme saprolithe. Lorsqu’il représente une phase argileuse importante mélangée aux arènes de la roche-mère, on parle de plinthite.
IX. Milieux enregistreurs et indicateurs
88Les sols sont spécifiques de certains milieux enregistreurs qui ont un fonctionnement caractéristique. Par exemple, les karsts sont des milieux qui enregistrent le fonctionnement des sols et leur érosion (Maire, 1990). Les volcans sont des milieux enregistreurs qui permettent de préciser l’horloge des sols (Pomel, 1986). Du fait de leur étagement, les montagnes sont des milieux enregistreurs qui permettent une importante différenciation des sols. Les dépressions sont des milieux enregistreurs de l’impact du climat et des actions de l’homme sur les sols et l’aval du système d’érosion. Les milieux karstiques sont des géosystèmes complexes qui intègrent plusieurs compartiments avec des capacités de filtrages et de circulation : un amont exokarstique avec sa couverture végétale et pédologique et un aval endokarstique avec ses spéléothèmes et ses remplissages. Dans de nombreuses régions karstiques, comme en Chine, les sols sont des enregistreurs particuliers du fonctionnement (Pomel, 1995 a et b). Les remplissages endokarstiques représentent des périodes d’érosion des couvertures pédologiques. Les spéléothèmes au contraire représentent des périodes où les sols et la végétation sont stables et fournissent le CO2 nécessaire à la dissolution et au dépôt des carbonates. Les grandes éruptions volcaniques détruisent la couverture végétale et fossilisent les sols. Elles fournissent une grande quantité de verres altérables (allophanes) et rajeunissent les profils pédologiques. Elles assurent la remise à 0 de l’horloge des sols et permettent des calages chronologiques. Elles ont aussi une fonction de démultiplier le temps en augmentant la résolution des sols.
89Dans les sols, on observe de nombreux indicateurs de fonctionnement :
indicateurs des couvertures végétales et des actions anthropiques : charbons de bois, phytolithaires, macrorestes végétaux ;
indicateurs des feux : charbons de bois et cendres ;
indicateurs de l’agriculture et du surpâturage : porosité et compaction ;
indicateurs du climat et des actions anthropiques : argilanes ou siltanes, poussières, pédofaune ;
indicateurs temporels des volcans et de certaines éruptions paroxysmales à grande dispersion : tephra, verres ou minéraux volcaniques.
X. Relations sols-végétation-usages dans les sols
90La cartographie dans un massif montagneux, le Kilimandjaro par exemple, permet de montrer les relations qui existent entre les sols, la couverture végétale et l’utilisation des ressources. La distribution des sols obéit à de vastes catena qui marquent les oppositions de versants et l’étagement. Dans le détail, les mosaïques de sols correspondent aux différents usages en fonction d’une forte différenciation naturelle de versants étagés et au peuplement humain varié : agriculteurs chagga et pasteurs massaï.

Figure 22 : les types d’horizon C

Figure 23 : sols et fonctionnement du karst

Figure 24 : indicateurs de fonctionnement dans les sols
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Forêts d’hier et de demain
50 ans de recherches en Aquitaine
Michel Arbez, Jean-Michel Carnus et Antoine Kremer (dir.)
2017
