Études environnementales

Sol : Formation, généralement meuble, constituée d’un complexe organo-minéral qui résulte de la transformation superficielle des roches sous l’action conjointe des agents météoriques et des êtres vivants.

Étapes de la formation d’un sol. La formation d’un sol résulte de la fragmentation des roches en particules de plus en plus fines et de l’incorporation de celles-ci à de la matière organique en cours de décomposition. L’eau, les racines et les alternances de gel et de dégel contribuent à la fragmentation des roches (I). La roche désagrégée constitue la roche mère, qui s’amenuise petit à petit (II). Les animaux et les végétaux participent à la formation des sols (pédogenèse), de leur vivant, en agissant sur la fragmentation des roches, et après leur mort, en fournissant de la matière organique fraîche. À mesure que le sol se développe, des couches appelées horizons s’individualisent (III). L’horizon A, proche de la surface, est en général riche en matière organique, tandis que l’horizon C est surtout minéral et possède une composition très voisine de la roche initiale. Un sol évolué est associé à un couvert végétal dense, qui l’entretient par recyclage de la matière organique. À ce stade, le sol comporte un horizon B, qui correspond à l’accumulation de minéraux lessivés (entraînés mécaniquement depuis la surface).

Les sols se forment à partir des affleurements rocheux qui portent alors le nom de roche mère ou roche parentale (du sol) quelle que soit la nature des matériaux, qu’il s’agisse de roches plutoniques, métamorphiques, volcaniques, sédimentaires ou de formations superficielles (alluvions, moraines, éboulis, etc.). Des processus physiques, chimiques et biologiques désagrègent et altèrent les roches mères dont les minéraux primaires sont plus ou moins transformés; la phase ultime de l’altération est la formation de nouveaux minéraux dits secondaires, comme la kaolinite dans les sols tropicaux. Simultanément, les végétaux et la faune qui se développent sur les substrats minéraux produisent de la matière organique fraîche (feuilles, fruits, cadavres d’animaux, excréments) qui est décomposée par une armée de bactéries et de champignons microscopiques. Au cours de la transformation de la matière organique, des minéraux solubles et gazeux sont libérés (minéralisation) et réagissent avec d’autres molécules organiques pour former de l’humus, matière organique brune qui se présente à l’état de colloïdes (humification). Les produits de la décomposition des roches et de la matière organique se mélangent pour former des agrégats organo-minéraux qui donnent aux sols leur structure.

Au cours de l’altération et de l’humification, une partie des sels solubles est entraînée dans l’eau qui s’infiltre par percolation à travers le sol, processus appelé lixiviation; les colloïdes sont déplacés en suspension par la circulation de l’eau, phénomène du lessivage. Dans le premier cas, les sels dissous sont évacués hors du sol; dans le second, les colloïdes sont redistribués et s’accumulent dès que l’eau ne peut plus les déplacer. Ainsi, durant la pédogenèse, la tranche de sol se différencie et se présente comme une superposition de couches, que l’on appelle des horizons, d’une épaisseur allant de quelques centimètres à quelques décimètres, parfois de un à deux mètres, et exceptionnellement de plusieurs dizaines de mètres. Dans la partie supérieure, l’horizon A est un horizon d’appauvrissement en substances minérales et de transformation de la matière organique; l’horizon B est un horizon où s’accumulent les particules insolubles et les nouveaux minéraux. Au-dessous, l’horizon C correspond à la roche mère en cours de décomposition.

Les sols se composent de débris minéraux insolubles produits par la fragmentation et l’altération des roches mères, de sels minéraux solubles, de matières organiques vivantes et mortes, de gaz et d’eau.

Les propriétés physiques du sol sont déterminées par le calibre des particules qui le composent. Les particules minérales vont de la catégorie des cailloux et des graviers à celle des particules inférieures à 2 µ. Les débris grossiers, tels que les sables et les graviers, sont chimiquement inactifs, mais les particules minérales plus petites, les colloïdes, principalement les argiles, servent de réserve de nutriments qui sont absorbés par les racines des plantes. Le calibre et la nature de ces minuscules particules minérales déterminent en grande partie la capacité d’un sol à stocker l’eau, élément vital pour toutes les plantes.

La partie organique du sol comprend des débris végétaux qui ne sont pas décomposés, des restes d’animaux (matière organique fraîche) et des quantités variables de matières organiques amorphes (en cours de décomposition), appelées humus. Elle constitue de 2 à 5 % de la masse du sol dans les régions humides, mais en représente moins de 0,5 % dans les sols arides ou plus de 95 % dans les sols tourbeux.

Les solutions du sol correspondent à de l’eau infiltrée qui, par percolation, se charge de gaz dissout (oxygène, dioxyde de carbone) et de substances minérales dissoutes ou dissociées par l’hydrolyse (ions minéraux). Elles véhiculent les substances nutritives (les cations Na+, Mg++, K+) qui sont captées par les poils absorbants des racines. Quand un ou plusieurs éléments nutritifs nécessaires à la croissance des plantes font défaut dans les solutions, le sol n’est pas fertile.

Les gaz contenus dans le sol sont principalement l’oxygène, l’azote et le dioxyde de carbone. L’oxygène est important pour le métabolisme des plantes et leur croissance; sa présence est nécessaire au développement des bactéries du sol et des autres organismes essentiels à la décomposition des matières organiques.

Elles se définissent par la texture et la structure du sol. La texture d’un sol dépend du calibre des particules qui le composent. La fraction grossière comprend les cailloux et les graviers d’un diamètre supérieur à 2 mm. La fraction fine est répartie en sables, limons et argiles. Appartiennent à la catégorie des sables les particules dont le diamètre est compris entre 2 mm et 50 µ; la catégorie des limons va de 50 à 2 µ, les argiles sont inférieures à 2 µ. En général, les grains de sable, rugueux au toucher, sont bien visibles à l’œil nu. Les particules de limon ne peuvent être observées sans microscope; elles laissent une trace semblable à de la farine quand on les écrase entre les doigts. Les particules d’argile sont invisibles à l’œil nu et forment une masse collante quand elles sont mouillées.

Selon les proportions de sable, de limon et d’argile, les textures suivantes ont été définies : argileuse, argilo-limoneuse, limono-argileuse, argilo-sableuse, limoneuse, limono-sableuse, sablo-limoneuse et sableuse. La texture d’un sol détermine sa productivité. D’ordinaire, les sols sableux ne peuvent pas stocker suffisamment d’eau pour une alimentation correcte des plantes et ils perdent une grande partie de leurs sels minéraux, qui migrent dans le sous-sol. Les sols qui comptent un pourcentage plus élevé de particules fines, comme les argiles et les limons, sont d’excellents réservoirs d’eau et contiennent des substances minérales directement absorbables par les végétaux. Les sols qui contiennent une forte proportion de particules de la taille des argiles sont composés en grande partie de minéraux argileux (illite, montmorillonite, kaolinite) qui ont tendance à se gorger d’eau. Ce sont des sols lourds, collants, difficiles à labourer (charrues puissantes nécessaires) et souvent mal aérés, ce qui nuit à la croissance normale des plantes.

La structure d’un sol correspond au mode d’assemblage de ses particules. Lorsque celles-ci s’agglutinent en agrégats, elles sont à l’état floculé et la structure est grumeleuse. Lorsqu’elles demeurent indépendantes les unes des autres, la structure est dite particulaire. Texture et structure commandent la porosité totale, ou pourcentage d’espace vide par unité de volume du sol, et la circulation de l’eau de l’air et des gaz; selon les cas, le sol sera bien aéré ou au contraire asphyxiant.

Sous forme de vapeur ou de liquide, l’eau occupe environ un quart du volume d’un sol. La quantité d’eau retenue dépend de la taille et de la disposition des pores du sol. Dans les sols meubles à gros grains, l’eau a tendance à être drainée par la gravité, laissant un faible résidu. Les sols à texture fine sont plus poreux, et retiennent par conséquent des quantités d’eau plus importantes que les sols à texture plus grossière. L’eau migre et est stockée selon la dimension des pores. Deux tiers environ de l’eau retenue par le sol, une fois l’excès drainé par la gravité, sont disponibles pour les plantes. Le tiers restant adhère aux particules du sol avec une force telle que l’eau ne peut être extraite par les plantes. Cette eau a des propriétés différentes de celles de l’eau libre. Elle est appelée eau liée.

Les forces agissant sur l’eau du sol, nommées succion du sol, ont diverses origines. Les forces de liaison viennent de l’action capillaire et des interactions électrostatiques entre l’eau et les particules du sol. La pression osmotique dépend de la quantité de sels dissous dans l’eau; elle affecte indirectement le mouvement de l’eau dans le sol. Le potentiel d’eau total désigne la somme des forces de liaison et des forces osmotiques. Il s’y ajoute la force de gravité.

Les besoins en eau des plantes sont satisfaits par l’eau du sol. La limite supérieure de la réserve dépend de la capacité au champ du sol, et la limite inférieure découle du pourcentage de dessèchement permanent du sol, ainsi que de l’enracinement des végétaux. La capacité au champ est la quantité d’eau présente dans un sol deux ou trois jours après une humidification totale, exprimée par rapport au poids sec du sol en unité de volume. Le pourcentage de dessèchement permanent est le pourcentage d’eau présent dans un sol dans lequel les plantes fanent et restent fanées quand elles sont placées, ensuite, dans une atmosphère humide.

On a comparé le sol à un laboratoire chimique très élaboré où s’opère un grand nombre de réactions auxquelles participent presque tous les éléments. Certaines réactions sont simples, mais la grande majorité d’entre elles sont extrêmement complexes. En général, les sols sont composés de silicates, dont la complexité varie du simple oxyde de silicium, le quartz, au très complexe silicate d’aluminium hydraté, présent dans les sols argileux. Un sol est caractérisé, en chimie, par sa capacité d’absorption, c’est-à-dire par le pouvoir de fixation des ions minéraux sur les colloïdes due à des phénomènes électriques. Les colloïdes électronégatifs constituent le complexe absorbant qui attire les cations, en particulier les cations métalliques (Na+, K+, Ca++, Mg++) appelés bases échangeables. Cette capacité et cette possibilité d’échange dépendent de la teneur du sol en colloïdes et de la quantité de cations disponibles. Elles déterminent sa fertilité naturelle et c’est grâce à ces propriétés que l’on peut améliorer le sol en utilisant des fertilisants qui enrichissent la quantité de bases échangeables.

Parmi les ions du sol figure l’ion H+ existant dans les solutions, sa concentration détermine la réaction chimique ou degré d’acidité du sol. Pour le déterminer, on utilise la notion de pH, définie comme l’inverse du logarithme de la concentration en ions H+ d’une solution. Un sol est acide lorsque son pH est égal ou inférieur à 6; il est neutre lorsque son pH est égal à 7; et il est basique pour un pH au-delà de 7. On sait que certaines plantes ne peuvent pas pousser sur des sols acides, tandis que d’autres s’en accommodent. Pour neutraliser l’acidité d’un sol, on incorpore de la chaux (CaCO3) dont les ions Ca+ se fixent sur les colloïdes, et l’anion CO3 se combine avec H+; cette pratique du chaulage permet de cultiver les sols développés sur des roches granitiques.

Les caractères biologiques des sols dépendent de la matière organique. Le terme général qui désigne le mélange complexe de matières organiques dans le sol est l’humus. L’humus n’est pas un mélange stable de produits chimiques, mais plutôt un mélange variable dynamique représentant toutes les étapes de la décomposition d’une matière organique morte, de la plus simple à la plus complexe. Le processus de décomposition est causé par l’action d’un grand nombre de bactéries microscopiques et de champignons. Ces micro-organismes, dans le cycle de la nutrition, attaquent et digèrent les composants organiques complexes qui constituent la matière vivante et les réduisent en composants simples pour que les plantes puissent s’en nourrir. Un exemple caractéristique de l’action des bactéries est la formation d’ammoniac à partir des protéines animales et végétales. D’autres bactéries oxydent l’ammoniac pour former des nitrites et d’autres bactéries encore agissent sur ces nitrites pour former des nitrates, un composant d’azote qui peut être utilisé uniquement par les plantes. Certains types de bactéries sont capables de fixer ou d’extraire l’azote de l’air (fixation d’azote) et de le rendre disponible dans le sol. Même les résidus de débris organiques qui n’ont pas été décomposés contribuent à la qualité du sol en le rendant plus léger et plus poreux.

La nature de l’humus dépend de l’intensité de la minéralisation et de l’humification, elle-même influencée par l’activité biologique. Or, celle-ci est conditionnée par un grand nombre de facteurs que sont le climat, la végétation, la nature de la roche mère, la disposition du relief. On distingue quatre types d’humus. Le mull est un humus doux élaboré sous la forêt de feuillus des climats tempérés ou sous la prairie établie sur roche calcaire. Le mor, ou humus brut, se forme sous les climats froids ou très pluvieux, sur des substrats pauvres en bases (roches cristallines, sables siliceux), en présence d’une végétation pauvre en azote (forêt de conifères, lande de bruyères). Le moder est un humus intermédiaire entre le mull et le mor, et la tourbe se forme dans des milieux privés d’air parce qu’ils sont saturés en eau presque en permanence.

Dans des conditions naturelles primitives (celles que l’on trouve dans les régions qui n’ont jamais été labourées ou déboisées), il existe un équilibre entre la quantité d’humus détruite ou absorbée par les plantes et la quantité de matière organique fraîche qui s’ajoute, due au cycle végétal et à la durée de vie des animaux. Quand l’agriculture est pratiquée ou le processus naturel altéré par des activités humaines ou par des accidents, comme le feu, l’équilibre est rompu et une réduction du contenu organique du sol se produit jusqu’à ce qu’un nouvel équilibre soit atteint.

En raison de l’extrême variété des substrats, des climats, des formations végétales et des systèmes de pentes, sans oublier les héritages pédologiques pour les sols anciens ou la durée de la pédogenèse, la palette des sols est très diversifiée. Néanmoins des classifications des sols ont été tentées; elles reposent sur la morphologie et la composition du sol, l’accent étant mis sur les propriétés qui peuvent être vues, senties ou mesurées, par exemple, la profondeur, la couleur, la texture, la structure et la composition chimique. La nature, le nombre, l’épaisseur des horizons, ainsi que le type d’humus, sont également importants pour l’identification et la classification. Les sols, qui ont de nombreuses caractéristiques communes, sont groupés en séries. Ces séries, étroitement liées, sont combinées en familles. Elles sont à leur tour réunies en groupes, les grands groupes en sous-ordres et les sous-ordres en ordres.

La classification française repose sur une combinaison de critères; elle prend en compte le degré d’évolution, le type d’altération lié aux conditions climatiques et édaphiques, et les caractères physico-chimiques stationnels.

Les sols peu évolués ont un profil de type AC. Cette classe regroupe des sols jeunes sur pentes fortes (donc sans cesse rajeunis), des sols formés sur des matériaux récents ou renouvelés (sols alluviaux des lits d’inondation), des sols qui ne peuvent évoluer en raison de la sécheresse (sols des déserts) ou du froid (sol de toundra).

Les sols à altération biochimique dominante se développent sous les climats tempérés et froids dans des stations bien drainées où la forte production d’humus et la nature de celui-ci commandent les réactions chimiques. Ils comprennent quatre classes. Les rankers (sols de l’étage alpin sur roche dure siliceuse colonisée par la pelouse) ou les andosols (sur roche volcanique) comportent essentiellement un horizon humifère. Les rendzines se forment sur substrats carbonatés; là, le calcaire actif freine la dégradation de la matière organique qui demeure présente et également répartie dans le profil de type AC; au sein du sol subsistent des débris calcaires non altérés. Les sols bruns sont caractéristiques des régions tempérées humides et de la forêt de feuillus sur des roches qui libèrent de l’argile et des oxydes de fer; leur humus est un mull et ils connaissent un début de lessivage. Les podzols, sols de la forêt boréale, ont un humus de type mull et des horizons bien marqués, résultat d’une altération chimique qui ne laisse que les grains de quartz à la base de l’horizon A (horizon cendreux); les éléments entraînés s’accumulent dans l’horizon B; le profil est alors de type ABC.

Les sols à altération géochimique dominante s’observent dans les régions chaudes du globe, ils sont colorés en rouge par la forte concentration des oxydes de fer et les argiles néoformées y sont abondantes. Les sols ferrallitiques correspondent au milieu de la forêt dense tropicale très chaud et très humide; épais de plusieurs mètres, ils se développent sur plusieurs dizaines de mètres d’altérites issues de roches plutoniques; la décomposition chimique est poussée à l’extrême puisque tous les minéraux primaires, sauf le quartz, sont transformés (hydrolise totale) et remplacés par de l’argile (kaolinite, gibbsite) et des hydroxydes de fer (goethite) et d’aluminium; la matière organique fraîche, en dépit de son abondance, est complètement dégradée dans les premiers centimètres du profil. Sous les climats tropicaux à saison sèche marquée, la savane l’emporte sur la forêt; les processus d’altération sont interrompus par le manque d’eau; on a des sols ferrugineux qui, exposés aux rayons solaires et à la dessiccation, durcissent et forment des cuirasses. Les sols fersiallitiques sont typiques des régions méditerranéennes; l’altération est moins poussée et différente puisque les substrats sont souvent des roches calcaires.

Les sols à pédoclimat contrasté se forment dans les régions où les climats présentent de grandes différences saisonnières. Les sols sont alternativement saturés en eau puis desséchés, ce qui retentit aussi sur la végétation. Les tchernozioms sont les sols de la prairie russe (appelée steppe) et nord-américaine. Ils correspondent à des climats continentaux froids et secs en hiver, chauds avec des orages en été. L’humus, au lieu de se dégrader, se maintient dans le profil d’où un horizon A épais, de couleur noire, et un sol très fertile (terres à blé de l’Ukraine). La partie superficielle du sol est décarbonatée, mais le carbonate de calcium précipite à la base du profil lors de l’assèchement, qui survient au début de l’été. Les vertisols, également de couleur noire ou grise, se développent sur les substrats argileux lorsque les conditions climatiques et/ou édaphiques aboutissent à une forte dessiccation survenant après une période humide; ce sont par excellence les sols des cuvettes mal drainées qui, lorsqu’ils sont secs, présentent de grandes fentes de retrait.

La nocivité d’un produit toxique pour l’environnement dépend largement de sa durée de vie. La plupart des polluants sont instables : l’action combinée des micro-organismes (bactéries) et de facteurs physico-chimiques provoquent la décomposition de ces produits en substances non polluantes. Ainsi, la biodégradabilité est une composante essentielle de la neutralisation des produits nocifs.

Cependant, les micro-organismes sont incapables de décomposer un grand nombre de substances complexes très toxiques (métaux lourds, pesticides, herbicides) issues des activités humaines. Il s’agit par exemple des phénols, des composés organiques chlorés, de la plupart des détergents, plastiques, produits d’emballage et déchets médicaux, dans lequels les nombreux groupements fonctionnels liés au noyau aromatique d’une molécule organique empêchent l’attaque microbienne de cette dernière. Cela conduit à une accumulation dangereuse de ces composés dans l’environnement (air et eau), surtout s’ils entrent dans les chaînes alimentaires.

On définit le temps de demi-vie d’un produit toxique. Par exemple, la dioxine — composé contenu dans certains herbicides — des sols à un temps de demi-vie de plusieurs années; celui du DDT est de plus de dix ans dans l’eau.

Certains organismes peuvent accumuler des composés toxiques : on les appelle des concentreurs. Par exemple, le plancton est capable de « pomper » des contaminants à l’état de trace dans les milieux aquatiques.