Âge et vitesse de formation des sols, une étude pas si facile

Depuis peu le grand public sait que les sols (ces milieux peu visibles dans lesquels poussent les plantes cultivées ou sauvages) mettent de longues durées pour se former. Mais il pose souvent des questions du genre « à quelle vitesse se forme un sol ? », ou bien « combien de temps faut-il pour former un sol ? ». J'avoue que la première fois qu'on m'a posé cette question je n'ai guère su répondre. Car la réponse n'est pas aussi simple qu'il pourrait sembler.

Sur internet comme dans la littérature scientifique on trouve toutes sortes de valeurs relatives à cette vitesse. Les chiffres vont de 0,1 à 10 mm par siècle. La fourchette est large ! Mais il n'y a aucune raison pour que cette vitesse soit la même partout et à toutes époques. Elle va dépendre de l'intensité des différents facteurs de la pédogenèse et de la nature du matériau parental (composition minéralogique, compacité).

Par ailleurs une autre question majeure se pose : de quel « sol » parlons-nous ? Nous essaierons de fournir des réponses à toutes ces questions, ci-après.

Remarque. Dans les raisonnements et les exposés qui vont suivre, il n'est pas toujours facile de séparer ce qui relève de la vitesse de la pédogenèse et ce qui ressortit à la durée de la formation des sols. Cette vitesse peut être estimée au laboratoire par des expériences (vitesse instantanée), ou déduite de l'estimation de la durée de formation (vitesse moyenne).

Un auteur anglo-saxon nous suggère ceci :

Ceci n'est pas faux, mais les choses sont plus compliquées. En outre, que veux dire « vieux » pour un sol ?

Nous allons voir qu'il existe un certain nombre d'approches qui peuvent aider à estimer l'âge des sols, c'est-à-dire leur durée d'évolution.

Le moyen le plus simple pour déterminer l'âge d'un sol est de connaitre la date du début de la pédogenèse. Malheureusement, c'est rarement le cas. Ce « moment zéro » peut être :

Source - © - Nelly Duigou

Figure 1. Herbacées pionnières sur un dépôt volcanique très récent de l'Etna

Parmi les herbacées pionnières, on reconnait Saponaria sicula.

On a alors :

Mais il faut être sûr qu'une ou plusieurs phases d'érosion ne sont pas intervenues dans l'intervalle. Une telle certitude est difficile à acquérir.

On obtient : X mm / Y siècles = vitesse moyenne de formation de ce sol en mm/siècle.

Ci-dessous, cinq exemples. Deux ont été présentés par d'anciens auteurs, trois autres sont fournis par des études plus récentes.

Exemple 1. Les trois buttes de coquilles d'huitres de Saint-Michel-en-l'Herm et de Beauvoir-sur-Mer (Vendée)^[1]. Leur hauteur variait entre 4 et 6 m (figure 2). Leur volume a été estimé à environ 500 000 m³. Elles ont été datées par les archéologues grâce à divers artefacts. Leur édification a débuté au milieu du XI^e siècle (Verger, 1959 [24]).

Source - © ~1930 D’après Ouest France (2017)

Figure 2. Une butte de coquilles d'huitres à Saint-Michel-en-l'Herm (Vendée)

À leur partie supérieure se sont formées des « rendzines » (= des rendosols) très caractéristiques, sur une épaisseur d'environ 40 cm (Dupuis et al., 1965 [14]).

« Le sol est une rendzine amorçant un début d'évolution vers un sol brun calcaire. » [...] « Ainsi se trouve démontrée l'extrême rapidité de la pédogenèse puisqu'en moins de 9 siècles, (vraisemblablement en 6 siècles car la datation au carbone 14 porte sur les huitres de la base des buttes de Saint-Michel-en-l'Herm) s'est formé un sol épais de 40 cm. L'extrême perméabilité de la roche-mère et l'humidité hivernale du climat atlantique l'ont sans doute accélérée » (2 conditions favorables).

Exemple 2. Une « rendzine » (= rendosol) épaisse de 20 cm, formée sur les murs de la forteresse de Staraïa Ladoga, en Russie (Dupuis et al., 1965 [14] ; Demolon, 1949 [13]). Dokouchaev (le père incontesté de la pédologie russe, voire mondiale) décrivit en 1883 une rendzine formée sur les blocs de calcaires siluriens dont étaient construits les remparts de la forteresse de Staraïa Ladoga édifiée en 1166 et abandonnée en 1703. Il a donc observé un sol de 20 cm d'épaisseur formé en 180 ans à partir de blocs de calcaires bruts.

Exemple 3.Podzolisation superficielle en forêt de Saint-Trojan (ile d'Oléron). La côte Ouest de l'ile a été protégée de l'érosion marine et éolienne par cinq palissades successives construites depuis 1820. L'objectif, conjointement à l'implantation d'une végétation appropriée (semis de pins maritimes, genêts, ajoncs et oyats), était la fixation des dunes qui jusque-là étaient mobiles. L'installation de ces palissades a permis de gagner 2 000 mètres de terre sur la mer. Ce dispositif a permis de dater la dune la plus ancienne dont la mise en place remonte au maximum à 1820.

Sur cette dune (constituée à plus de 94 % de sables) Caner et al. (2010 [12]) ont décrit en 2008 une micropodzolisation affectant les 15 à 20 premiers centimètres du sol. Sous un épais horizon de surface constitué uniquement de matières organiques mal décomposées (horizon codé O), on observe un mince horizon blanchi (codé E) puis un horizon brun (codé BPs). Cette évolution morphologique obtenue en moins de 188 ans s'accompagne de changements minéralogiques majeurs dans la fraction des argiles très fines (< 0,1 µm) des horizons E, avec néoformation de smectites.

Quatre facteurs agissant ensemble expliquent ce processus pédogénétique rapide : la grande perméabilité du matériau parental, sa faible teneur en calcaire (< 10 %), la végétation de résineux fournissant une litière acidifiante, et un climat atlantique à forte pluviométrie.

Exemple 4.Sols formés dans des amas de coquilles au Sénégal (Leprun et al. 1976 [20]). Il s'agit d'amas de coquilles formés par les habitants depuis 1 020 ans (datation au carbone 14 par les archéologues), dans les iles du Saloum, à coté de la localité de Diorom Boumak. Le climat y est caractérisé par des précipitations moyennes de 800 mm et des températures de 28°C. Les auteurs y ont observé un sol épais de 40 cm d'épaisseur et décrivent « une pédogénèse de rendzines assez bien évoluée qui a abouti à la formation d'un complexe argilo-humique caractéristique, à une différenciation morphologique et physico-chimique en horizons et à une décarbonatation partielle. »

La rapidité de la pédogenèse (40 cm en 1 020 ans) est attribuée à la nature meuble et divisée du matériau d'origine qui permet une pénétration facile par l'eau et les racines.

Exemple 5.Sols du Massif de la Montagne Pelée (Martinique) formés dans des dépôts volcaniques (Quantin et al., 1991 [22]). Le climat est tropical humide : pluviométrie moyenne annuelle comprise entre 2000 et 2500 mm. Plusieurs épisodes éruptifs d'âges différents ont été étudiés et datés en 1989. Ces dépôts présentent des caractéristiques minéralogiques et pétrographiques presque constantes (ponces dacito-andésitiques blanches), ce qui a permis une véritable étude de chronoséquence. Tous les sols peuvent être désignés comme « peu évolués sur cendres et ponces. »

Tous les facteurs de la pédogenèse sont favorables à une formation des sols rapide : matériau meuble, très poreux, minéraux altérables abondants, climat chaud et forte pluviosité.

Malgré des âges très différents, l'épaisseur des sols formés semble quasi identique. En réalité, les degrés d'altération et de désagrégation des minéraux ne sont pas les mêmes, ni les épaisseurs concernées. Un critère quantitatif permet d'illustrer ce degré d'altération, c’est le pourcentage pondéral des fractions granulométriques 0-20 µm. Les principaux résultats sont présentés dans le tableau 1.

La vitesse de formation des sols est éminemment variable, car elle dépend de nombreux facteurs.

(1) Du climat. Les climats chauds et humides altèrent beaucoup plus vite et intensément que les autres, directement ou par l'intermédiaire de la végétation. En revanche l'eau froide dissout le calcaire plus vite que l'eau plus chaude. Cependant, quand les durées de pédogenèse s'allongent, il est possible que différents climats se succèdent et que les vitesses de formation varient.

(2) De l'activité biologique au sens large, notamment la nature et l'abondance des débris végétaux retombant au sol. Cette activité biologique n'est pas indépendante du climat général ni du pédoclimat (le climat qui règne dans le sol).

(3) Du caractère plus ou moins facilement perméable du matériau parental. Un lœss non compacté et décarbonaté récemment est un matériau meuble et poreux susceptible de former beaucoup plus rapidement du sol qu'un calcaire dur qui contient 95 à 98 % de CaCO₃ et qui doit être totalement dissout pour libérer ses impuretés argileuses. Autre cas de figure : une roche argileuse sédimentaire (Lias, Trias) est, dès son affleurement, très compacte et imperméable. L'eau, comme les racines, ont beaucoup de mal à y pénétrer. Le sol, partie supérieure altérée et structurée en agrégats de cette roche argileuse, restera peu épais très longtemps (figure 3).

Source - © - Denis Baize

Figure 3. Sol développé dans une argile feuilletée à Pouilly-en-Auxois (Côte-d'Or)

Le débit en plaquettes du matériau parental est conservé jusqu'à une faible profondeur. Le sol, en tant qu'objet structuré en agrégats, est en réalité peu épais (35 à 40 cm) et, ici, plus foncé.

(4) Du caractère déjà altéré du matériau parental. En effet, il est plus facile et plus rapide de générer un sol à partir d'une altérite préexistante qu'à partir d'une roche dure intacte. Par exemple à partir d'une arène granitique qui est déjà ameublie et dont de nombreux minéraux sont déjà altérés.

(5) De la stabilité du milieu. Si une phase d'érosion majeure intervient, la totalité du sol déjà formé peut être éliminée, la pédogenèse repart alors à zéro. Idem si le sol est recouvert par un nouveau dépôt épais (coulée de lave, dépôt de cendres volcaniques, nouveau dépôt de lœss – figure 4).

Source - © 2021 D’après Denis Baize [4]

Figure 4. Exemple d’évolution de sols issus de lœss

Après la formation d'un luvisol typique, une phase de troncature peut être intervenue, suivie par le dépôt d'un nouveau limon éolien. Une nouvelle pédogenèse démarre alors dans le limon récemment déposé.

Les sols sont très divers à travers notre planète et même sur le territoire français. Le mot sol est général et recouvre donc toutes sortes de situations très variées.

Leneuf (1959 [19]) a consacré sa thèse à l'altération de granites calco-alcalins en Côte d'Ivoire. En utilisant des calculs géochimiques, cet auteur a estimé les durées nécessaires pour justifier la ferrallitisation complète d'une épaisseur de 1 m de granite. Il obtient des valeurs maximales de 50 000 années pour les zones très humides (précipitations moyennes annuelles de 1 800 à 2 000 mm) et de 120 000 années dans la région centrale où les précipitations sont moindres (1 300 à 1 500 mm).

Dès qu'un sol montre une épaisseur notable, tous ses horizons n'ont pas le même âge. En effet, selon la théorie de l'« enfoncement progressif » (Legros, 2007 [18]), les horizons profonds se sont différenciés plus récemment de leur matériau parental. Ils sont le résultat d'altérations plus récentes et sont donc plus « jeunes ».

Cette théorie est ainsi présentée par J.-P. Legros (2007 [18]), de façon imagée : « chaque horizon du profil ʺmangeʺ ou ʺrongeʺ au niveau de sa limite inférieure (qui est aussi sa limite avant), celui qui le précède vers le bas. En même temps, il est ʺmangéʺ au niveau de sa limite supérieure (qui est aussi sa limite arrière) par celui qui le surmonte  ». Effectivement, cette théorie est séduisante et semble parfaitement correspondre à la réalité.

Ce phénomène peut être illustré par la figure 5 (Baize, 2021 [4]). Dans ce sol, un horizon profond argilo-limoneux et ocre (horizon BTgd) est presque entièrement “dévoré” par l'horizon beige, nettement appauvri en argile (horizon Eg) qui le surmonte.

Source - © 2021 Denis Baize [4]

Figure 5. Luvisol (très) dégradé, en Champagne humide

Ce sol montre un degré de dégradation très avancé de l'horizon hétérogène. L’horizon supérieur beige (Eg) “dévore” presque entièrement l’horizon argilo-limoneux ocre (BTgd). En outre, un horizon d'accumulation ferro-manganique est bien visible en profondeur (entre 120 et 140 cm, au-dessus de la partie bleue du mètre).

Les horizons supérieurs sont donc les plus « vieux », du moins en ce qui concerne leurs fractions minérales car, dans ces horizons situés en surface, les matières organiques sont les plus récentes… Il n'y a donc pas de relation simple entre âge et profondeur de l'horizon considéré.

* Pour déterminer l'âge d'un sol, une difficulté potentielle est représentée par l'intervention, dans le passé, d'une phase d'érosion dont on peut avoir connaissance, ou non. À cette occasion, le sol initial peut avoir été tronqué partiellement voire détruit complètement et son épaisseur actuelle n'est pas significative et ne donne pas une bonne idée de la durée de sa formation (figure 4).

* À noter que l'âge d'un sol peut être en désaccord total avec l'âge de son matériau parental. Ainsi certaines altérites formées en contexte de socles magmatiques (Massif central, Massif armoricain) peuvent atteindre des épaisseurs de 10 à plus de 30 mètres et leur formation remonterait au Miocène voire au Crétacé. Dans un tel cas, le mince sol observé aujourd'hui s'est formé récemment aux dépens d'une formation très ancienne, après une phase d'érosion importante.

* En outre, les vitesses d'altération ne sont pas constantes dans le temps. Elles ont tendance à diminuer à mesure que le sol s'épaissit. Les mêmes quantités d'eaux de pluie chargées d'acides organiques et de CO₂ auront une action beaucoup plus intense sur un sol mince de 30 cm que sur des horizons profonds d'un sol épais de 140 cm. D'une part, ces quantités d'eau seront réparties dans un volume beaucoup plus grand et, d'autre part, une partie de cette eau sera interceptée par les racines et consommée par la végétation sans pouvoir atteindre les horizons les plus profonds. Sans parler de la température, qui n'est pas la même en surface et en profondeur.

* Attention aux sols « allochtones » c'est-à-dire dont les constituants minéraux ne proviennent pas (ou pas totalement) des matériaux géologiques situés en dessous aujourd'hui.

Exemple des dolines des Causses. Sur le Causse du Larzac, les sols des dolines, épais mais localisés, contiennent une part importante de matériaux silicatés venus du Mont Aigoual voisin (Cadillon, 1970 [11]). Ils ne sont pas seulement le résultat de l'altération des calcaires locaux mais recèlent aussi des matériaux transportés avant le creusement des grandes vallées qui entaillent désormais les causses, ce qui nous ramène à des millions d'années en arrière.

Exemple des alluvions très anciennes entre Cure et Yonne (Baize, 2019 [3]). Par-dessus différents substrats calcaires (datés du Jurassique) et à des altitudes de 35 à 100 m au-dessus des vallées actuelles, existent, dans un paysage typiquement karstique, des dépôts alluviaux en provenance du Morvan. Le caractère allochtone de ces sols est attesté par la présence d'éléments siliceux qui n'existent pas dans les calcaires sous-jacents (gros grains de quartz, fragments de roches liasiques silicifiées). Les géologues estiment l'âge de ces dépôts alluviaux au Mio-Pliocène, soit environ 5 millions d'années. Ceci explique pourquoi on ne retrouve plus aucun minéral primaire altérable dans ces sols. Tous ces minéraux ont été dissouts (calcite) ou totalement hydrolysés (feldspaths, micas noirs, minéraux ferromagnésiens) et transformés en argiles.

* Un cas particulier est celui des sols de bas de versants (appelés colluviosols) où s'accumulent les terres arrachées plus haut sur le versant. Depuis le Néolithique, en paysage agricole, de tels sols sont très communs en France. Ils peuvent représenter des épaisseurs de plusieurs décimètres et s'être formés en seulement quelques siècles voire décennies. Ces accumulations de matières déplacées le long des versants sont aussi piégées par des murets ou des haies, pouvant former ce que l'on appelle des « banquettes agricoles » et des « rideaux de culture ».

Dans certains types de paysages, ces transferts de matières ont pris une grande ampleur et permettent d'expliquer la répartition des sols. Revel et Rouaud (1985 [23]) ont mené une étude sur le bassin versant du Vermeil (692 ha – à la limite entre la Haute-Garonne et l'Ariège) dans la région du Terrefort toulousain, dont le relief est constitué de collines à pentes parfois fortes. Ces remaniements sont consécutifs à la mise en culture, (initiée dans la deuxième partie du X^e siècle, donc il y a environ 1000 ans,) et les techniques anciennes ont provoqué la descente des terres dans les parties basses. On retiendra que l'exportation par les rivières ne représente que 10 % environ des matériaux décapés, le reste étant redistribué sur place : 57 % de la surface du bassin versant aurait été décapée à la vitesse moyenne de 108 mm/siècle et sur 36 % de la surface les matériaux érodés se seraient accumulés à raison de 147 mm/siècle. Dans un tel cas, la grande épaisseur du sol n'est pas révélateur d'un grand âge mais de déplacements massifs de matières intervenus sur quelques siècles voire quelques décennies.

Au cours du Quaternaire, les grands fleuves ont déposé des sédiments grossiers (fluvioglaciaires), contenant des minéraux primaires altérables (calcite, micas, feldspaths, ferromagnésiens…). À chaque nouvelle phase glaciaire, les fleuves ont recreusé, laissant derrière eux des terrasses d'alluvions dites “anciennes”. Les plus hautes sont forcément les plus anciennes. Dès lors que les matériaux parentaux (les alluvions) sont semblables, c'est-à-dire qu'elles ont les mêmes roches et les mêmes sols dans leur bassin versant d'alimentation en amont, alors il est possible d'étudier une chronoséquence de sols, c’est-à-dire une série de sols issus de matériaux semblables (les différentes terrasses alluviales) mais qui ont des âges croissants (du bas vers le haut).

« Les sols ont pu vieillir sur ces terrasses subhorizontales sans perturbation, car l'érosion y intervient très peu. [Il y a deux raisons à cela : il s'agit de] surfaces horizontales et ce sont des espaces isolés et protégés par le fait que le réseau hydrographique les a abandonnées en s'enfonçant » (Legros, 2007 [18]).

Depuis la fin du dépôt des alluvions (qui constitue le moment zéro), l'altération intervient et les sols se forment et évoluent. Nous allons en voir deux exemples.

Exemple de la Loire moyenne. Au niveau d'Orléans, Horemans (1961 [16]) a distingué cinq terrasses (situées à 6-8 m, 12 m, 16 m, 30 m, 30-40 m au-dessus du lit majeur de la Loire) attribuées aux glaciations du Würm, du Riss et du Quaternaire plus ancien. « Chaque terrasse a enregistré une pédogenèse interglaciaire de plus que la terrasse immédiatement inférieure. On trouve ainsi, du plus récent à l'ancien, une suite de paléosols de plus en plus complexes, altérés, kaolinisés, rubéfiés, appauvris en cations alcalins et alcalino-terreux. ». Dans chaque terrasse, on retrouve aujourd'hui des galets de granite, de plus en plus altérés à mesure que l'on monte sur les terrasses les plus anciennes, jusqu'à ce que l'on puisse les écraser à la main. Dans la terrasse à 30-40 m, on n'observe plus aucun minéral altérable et il ne subsiste que des sables quartzeux, des éléments grossiers siliceux (quartz et silex roulés) et de la kaolinite.

Exemple de la vallée du Rhône (rive gauche). Dans sa thèse, Bornand (1978 [9]) a décrit les sols développés dans toute une série de terrasses d'alluvions du Rhône, en rive gauche. Legros (2007 [18], page 232 et suivantes) a excellemment résumé son travail. Le lecteur intéressé est invité à s'y reporter. Ces terrasses sont constituées du même matériau parental : des cailloutis grossiers de galets siliceux, de galets granitiques et de galets calcaires, avec un peu de terre interstitielle sableuse calcaire et micacée (figure 6).

Source - © - Sigales

Figure 6. Alluvions très grossières des terrasses iséro-rhodaniennes (datées du Würm), dans un vignoble de Crozes-Hermitage (Drôme)

On notera l'hétérogénéité du matériau.

De la terrasse la plus jeune (alluvions récentes) à la terrasse la plus ancienne (datée du Villafranchien), on observe des sols de plus en plus vieux, plus épais et plus différenciés (figure 7). Ils constituent donc une chronoséquence de sols. D'homogènes et peu épais, les sols deviennent de plus en plus contrastés et présentent des horizons dont les granulométries, les couleurs et les compositions minéralogiques sont de plus en plus différenciées. La très grande épaisseur des sols des plus hautes terrasses datées du Günz et du Villafranchien s'explique à la fois par la durée de pédogenèse (2,3 millions d'années), par l'abondance des constituants altérables du matériau parental et par la stabilité du milieu (surfaces planes, absence de cours d'eau). Avec leur épaisseur comprise entre 15 et 20 m, ces sols sont les plus épais de France métropolitaine. En ce qui concerne les processus pédogénétiques, cette chronoséquence se traduit par la succession décarbonatation – argilification – rubéfaction – dérubéfaction.

Source - © 1978 D’après Bornand [9]

Figure 7. Reconstitution de la formation des très vieux sols des plus hautes terrasses des cailloutis rhodaniens

Pour une durée d'évolution de l'ordre de deux millions d'années, l'épaisseur des sols résiduels peut approcher 20 m.

#4_ Exemple de temps courts et de temps longs

Exemples de temps courts : évolutions rapides dans des horizons supérieurs présentant des conditions favorables.

Exemple 1. En cartographiant les sols au Sud de Saint-Florentin (Baize et Voilliot, 1977 [5]), dans un contexte de sols sableux, j'ai observé des podzosols dont la localisation était étroitement liée à une ancienne voie ferrée. À l'époque des locomotives à vapeur, le feu aurait détruit plusieurs fois la végétation naturelle, et la végétation de lande qui s'est installée ultérieurement aurait favorisé et accéléré la formation d'humus brut donc la podzolisation. Ce contexte de locomotive à vapeur suggère que, de la date de l'étude (1975) à celle du début de circulation de ces machines (années 1850), il n'avait pu s'écouler au maximum que 130 ans, ce qui serait aussi par conséquent l'âge maximal de la podzolisation.

Exemple 2. Dans le cadre de ma thèse (Baize, 1983 [1]), j'ai observé et décrit un "micropodzosol" (de 20 cm d'épaisseur) se développant à la partie supérieure d'un planosol, sableux en surface. Un tel basculement de pédogenèse, probablement lié à une modification de la végétation et à un stade d'acidification avancé, a dû prendre de l'ordre d'une centaine d'année mais ce n'est pas cela l'âge du sol considéré dans son ensemble, sol qui présente des horizons à structure pédologique sur au moins 90 cm d'épaisseur.

Exemple de temps très longs : évolution de l'altération latéritique de cendres volcaniques en fonction du temps et de la végétation.

Source - © 1959 D’après Mohr et van Baren [21]

Figure. Évolution de l’altération latéritique de cendres volcaniques en fonction du temps et de la végétation

Cette splendide illustration, extraite de Mohr et van Baren (1959 [21]), présente à la fois l'évolution dans le temps et la morphologie des sols développés sous climat tropical, à partir de cendres volcaniques. On notera les qualificatifs anglais juvenile, virile et senile, appliqués aux sols.

Source - © D’après Google Earth

Figure 8. Localisation des principaux sites étudiés situés en France métropolitaine et en Italie

Localisation par fichier kmz de tous les sites mentionnés y compris ceux de Martinique, Russie, Sénégal et Côte d’Ivoire.