COURS DE PEDOLOGIE Chap1 : GENERALITES I - INTRODUCTION ET DEFINITION La science qui étudie les sols, leur formation, leur constitution et leur évolution, est la pédologie. Plus généralement, aujourd'hui, on parle de science du sol, englobant ainsi toutes les disciplines (biologie, chimie, physique) qui s'intéressent au sol. La pédologie, science qui définit les caractères des sols, étudie leur formation et leur évolution (pédogenèse) leurs propriétés physiques, morphologiques, chimiques, minéralogiques, ainsi que leur répartition. Elle inclut aussi l’étude des aptitudes des sols en vue de leur mise en valeur agricole ou forestière. En d’autre terme le sol correspond à la formation meuble constituée d’un complexe organominéral qui résulte de la transformation superficielle des roches sous l’action conjointe des agents météoriques et des êtres vivants. Selon la nature ou ses qualités productives de la terre on peut distinguer plusieurs types de sol : sol calcaire, sol argileux, …, sol fertile. La partie superficielle, meuble de l’écorce terrestre, résultant de la transformation, au contact de l’action de la couche sous –jacente (R mère), est soumise à l’érosion et à l’action de l’homme. Les sols se développent sous l’action du climat, des végétaux, des animaux, du relief et de la roche mère. Par conséquent, la pédologie se situe ainsi au carrefour des sciences de la terre et des sciences de la vie, elle est fondamentale pour la préservation de l’environnement naturel. II – LES PRINCIPES DE LA FORMATION DES SOLS (PEDOGENESE) 1) Les facteurs de la formation d’un sol La genèse d’un sol dépend de 3 facteurs principaux : la roche mère qui, par ses propriétés physiques (dureté ou fiabilité) et par sa composition chimique, favorise une évolution plus ou moins rapide du sol ; Les végétaux qui fournissent la majeure partie de la fraction organique du sol ont une influence permanente sur son évolution ; Le climat qui joue un rôle décisif grâce à la température (qui influe sur la vitesse d’altération de la roche mère) et aux précipitations (qui conditionnent l’intensité des phénomènes de migration se déroulant dans le sol). 2) La formation d’un sol Deux mécanismes assurent la formation d’un sol : la dégradation de la roche mère, l’apport de matière organique. 1 Ces phénomènes sont par la suite complétés par migration de certains éléments. Etape 1 : Les sols se forment à partir des affleurements rocheux qui portent alors le nom de roche mère, quelque soit la nature des matériaux qu’il s’agisse de roches plutoniques, métamorphiques, volcaniques, sédimentaires ou des formations superficielle (alluvions, moraines, éboulis, etc). La dégradation de la roche mère est le résultat de processus physiques d’une part, de phénomènes chimiques et biologique d’autre part. Les actions physiques (alternance de gel et dégel faisant éclater les roches, pénétration des racines qui écartent les fissures…) provoquent une fragmentation de la roche et la formation des particules de tailles diverses (cailloux, gravier, sables…). L’altération chimique est due à l’action des eaux chargées d’acides. Celles –ci dissolvent les roches calcaires et hydrolysent les minéraux silicatés (feldspaths, micas), engendrant le complexe d’altération formé d’argiles, d’oxyde de fer et des sols divers (de calcium, de potassium, de magnésium…) qui cimente les grains. Etape 2 : Incorporation de la matière organique. Les litières produites par les feuilles mortes et les autres débris végétaux se décomposent sous l’action des microorganismes du sol. Deux phénomènes se produisent en parallèle : la minéralisation ou la dégradation des molécules organiques (lignine, cellulose) l’humufication, processus de synthèse qui, à partir de molécules organiques au cours de la minéralisation, édifie principalement les acides humiques. 2 Etape 3 : Différenciation des horizons du sol Les eaux d’infiltration entraînent les éléments solubles (on dit qu’elles les « lessivent ») ; ceux-ci migrent plus ou moins profondément et contribuent à former des horizons dits d’accumulation. Des migrations ascendantes ou « remontés » sont également possibles sous certains climats à forte évaporation. N.B : les sols peu évolués ou jeunes sont peu épais et non structurés en horizons bien distincts. En revanche les sols évolués sont profonds et présentent une succession d’horizons bien marqués. Un sol n’est donc pas figé : c’est un système qui évolue l’influence des facteurs du milieu. 3) Structure et organisation des sols Horizon O : Litière : d’épaisseur variable selon l’activité biologique et l’érosion de surface, elle est constitué essentiellement des éléments organiques qui tombent au sol et se décomposent. Horizon A : Couche arable. C’est la couche cultivée par l’araire (charrue). Elle contient un sol assez fin et bien pourvu en matières organiques. C’est la partie du sol où il y a le maximum d’activité biologique et des racines en particulier. 10 cm le sol est maigre 30 cm c’est un bon sol 50 cm c’est un sol très profond. Horizon B : Sous- sol Le sous –sol peu profond (30 à 60 cm) contient peu de matières organiques mais il est encore fréquenté par les racines. Il hérite des matières minérales transformées dans la couche A par l’activité biologique et par l’eau qui passe dans le sol. Le sous –sol profond est fréquenté par les racines grandes végétales. La plus part des arbres dépassent rarement le mètre de profondeur sauf pour aller chercher une source d’eau. Horizon C : Roche mère fragmentée La roche mère est fragmentée par les effets de l’érosion (eau, T°, racines) Horizon R : Roche mère intacte C’est la couche qui n’est pas attaquée par l’érosion et qui en générale transmet ses propriétés chimiques au sol qui est le résultat de sa dégradation. III – PROCESSUS FONDAMENTAUX D’ALTERATION Une fois mises aux conditions météorologiques, les roches subissent une altération chimique et physique. L’altération, séparation des éléments d’une roche par l’action de phénomène physique et chimique. 3 L’altération physique se traduit par la fragmentation de la roche (sans modification de sa constitution). L’altération chimique décompose la roche en modifiant lentement la nature des minéraux constitutifs. 1) ALTERATION PHYSIQUE L’altération physique provient essentiellement des variations de Température (une chaleur intense par exemple), de l’action de l’eau gelant dans les fissures de la roche, et d’organisme vivants, tels que racines d’arbres et animaux fouisseurs. Les roches se dilatent ou se contractent suivant la température, provoquent l’émiettement, la desquamation et l’exploitation des roches superficielles. Le gel et les organismes agrandissent les fissures, exposant les couches plus profondes à l’altération chimique. Les roches subissent une désagrégation sans changement de leurs compositions chimiques. Sable siliceux à partir d’un grès Et sable calcique à partir d’un calcaire 2) ALTERATION CHIMIQUE L’altération chimique modifie la composition minérale initiale de la roche.E lle se fait de nombreuses façons : par dissolution des minéraux ; (par l’eau et les acides faibles du sol) ; par oxydation (réaction chimique avec le dioxyde de carbone) ; Par hydratation (combinaison de l’eau et de minéraux produisant une réaction chimique). On distingue 3 processus : a) L’HYDROLYSE C’est l’action directe de la molécule d’eau polaire entraînant une libération des éléments chimiques du réseau des différents minéraux. b) L’HYDRATATION C’est une adjonction des molécules d’eau entraînant un gonflement ce qui provoque un ameublissement : brotite- muscovite c) L’OXYDATION C’est l’effet de l’oxygène atmosphérique. Ce processus touche surtout aux différents métaux (Fe, Mn) causant leur passage de la forme réduite (Fe2+) à la forme oxydée (Fe3+). 4 IV – PROCESSUS BIOCLIMATIQUES DE L’ALTERATION Si la composition du matériel d’origine contrôle et conditionne le complexe d’altération, les facteurs bioclimatiques (climat général, végétation) et le facteur temps (durée d’évolultion) jouent aussi un rôle considérable. Exemple : un même granite ne s’altère pas de la même façon en zone tropicale au tempérée et le même complexe d’altération varie selon que ce sol serait jeune ou vieux. 1°) ALTERATION BIOCHIMIQUE Elle est liée à l’action de la matière organique, qui part des horizons de surface et progresse vers le bas. Elle affecte surtout les sols jeunes. Les processus de transformation, étant plus importants, cette altération domine les climats tempérés et froids. On distingue : L’hydrolyse L’acidolyse L’acidocomplexolyse 2°) ALTERATION GEOCHIMIQUE La matière organique ne joue qu’un rôle très limité du fait de la décomposition très rapide. Les eaux de surface à PH neutre et Température élevée entraînent une hydrolyse totale (dissolution) des minéraux primaires. Cette dissolution est survie d’une néoformation plus ou moins importante d’argiles. Cette altération domine les climats chauds et humides. On distingue 3 processus en fonction du degré de drainage et du PH Drainage Milieu confiné Milieu semi confiné Milieu filtrant PH >7 acide acide Processus Bisiallitisation Monosiallitisation allitisation Argile néoformée Smectite Kaolinite Gibbsite 5 Chapitre2 : I- LES CONSTITUANTS DU SOL INTRODUCTION Les sols se composent de débris minéraux insolubles produits par la fragmentation et l’altération des roches mères, de sels nutritifs solubles utilisés par les plantes ; de diverses formes de matière organique vivante et morte, de gaz et de l’eau nécessaires aux plantes et aux êtres vivants sous terre. Les particules minérales vont de la catégorie des cailloux et des graines à celle des particules inférieures à 2 µn. 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. 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 amorphe (en cours de décomposition) appelée 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 acides ou plus de 95% dans les sols tombeux. Les solutions du sol correspondent à de l’eau infiltrée qui, par percolation, se charge des gaz dissous (oxygène dioxydes de carbone) et de substances minérales dissoutes ou dissociées par l’hydrolyse (ions minéraux). Elles véhiculent les substances nutritives (les cations Na+, Mg2+, K+, Ca2+) qui sont captées par des 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 contenu dans le sol sont principalement l’oxygène, l’azote et 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. Toute couverture pédologique est un mélange de constituants minéraux et organiques, d'air, d'eau et d'organismes vivants. Ces constituants sont organisés entre eux et dans l'espace, formant des "assemblages" ou des "structures" spécifiques du milieu édaphique. Les "horizons pédologiques" en constituent un bon exemple II – FRACTION MINERALE La fraction minérale du sol est constituée en majeure partie de fragments de roches et des minéraux qui en sont issus. Il s'agit de minéraux originels inaltérés ou de minéraux originels plus ou moins profondément transformés par les processus d'altération, auxquels peuvent s'ajouter des minéraux de néoformation, spécifiques du milieu édaphique. L'ensemble de ces minéraux est distribué dans les différentes fractions granulométriques du sol, déterminant sa texture. 6 On peut également considérer qu'une partie des éléments minéraux du sol est présente sous forme d'ions (cations et anions), soit à l'état dissout dans la solution du sol, soit adsorbés à la surface des colloïdes organo-minéraux (éléments dits "échangeables"). Cette fraction minérale représente l'ensemble des produits de la dégradation physique puis chimique de la roche mère. On peut les classer par diamètres décroissants (granulométrie) : les sables les limons l'argile Tous ces éléments constituent le « squelette » du sol. La fraction minérale est composée d'une fraction grossière et d'une fraction fine : fraction grossière : les particules ont un diamètre supérieur à deux micromètres. Nous avons ici les petits graviers, les limons, le sable. Cette fraction est sans intérêt immédiat pour les plantes, mais est primordiale pour garder l'eau en réserve dans le sol. Il s'agit du squelette du sol, de la réserve, qui finira par se transformer en fraction fine. fraction fine : les particules sont inférieures à 2 µm. Cette fraction est biologiquement et chimiquement active. Elle est composée de colloïdes. L’étude de la fraction minérale le long des profils pédologiques est plus simple sur les roches ignées par rapport aux roches sédimentaires. La composition entre les différents horizons permet de suivre l’évolution de la roche mère. On appelle le complexe d’altération l’ensemble des minéraux secondaires résultant de l’altération des minéraux primaires. On distingue dans ce schéma évolutif les processus suivants : Héritage : minéraux hérités ne subissant qu’une simple micro division sans transformation chimique (exemple : Qz- Muscovite) ; Transformation : ce processus intéresse les biotites et les serites, (phyclosilicate). La micro division est accompagnée par une perte partielle des cations. La structure initiale des minéraux est conservée. Exemple : Argile micacée : illite (perte de K) Mica : Vermiculite (perte de K et interfoliane Mg) solubilisation : les minéraux sont totalement détruits. Les éléments chimiques sont libérés à l’état soluble ou pseudo soluble. CaCo3 + H+ HCo3- + Ca2+ Néoformation : les éléments chimiques, libérés lors des phénomènes de transformation ou de solubilisation, évoluent et se combinent entre eux vers des formes cristallines : Argile (Smectite-kaolinite). III – FRACTION ORGANIQUE 7 La fraction organique du sol, bien que ne représentant que quelques % de la masse totale du sol, joue un rôle physico-chimique capital et est souvent déterminante au point de vue de sa fertilité. Elle est toutefois constituée d'un ensemble de substances de natures et de propriétés très variées. Comme le font remarquer Chamayou et Legros (1989), "leur seul point commun, outre leur caractère organique est qu'elles font partie de la chaîne des réactions chimiques ou biochimiques qui jalonnent la décomposition dans le sol des débris végétaux ou animaux préalablement incorporés. Le contenu en matière organique des sols est influencé globalement par : - les facteurs climatiques, - la végétation, - la texture du sol, - les conditions topographiques, influençant le microclimat et le drainage, - les pratiques culturales. Quant à l'évolution des matières organiques dans le sol, elle se caractérise par un grand nombre de mécanismes et de voies de transformation qui interviennent simultanément. La matière organique du sol peut être définie comme une matière carbonée provenant de la décomposition et du métabolisme d'êtres vivants végétaux, animaux, fongiques et microbiens. Elle est composée d'éléments principaux (le carbone-C, l'hydrogène-H, l'oxygène-O et l'azote-N), d'éléments secondaires (le soufre-S, le phosphore-P, le potassium-K, le calcium-Ca et le magnésium-Mg, ainsi que d'oligoéléments). Elle se répartit en quatre groupes : la matière organique vivante, animale, végétale, fongique et microbienne, qui englobe la totalité de la biomasse en activité, les débris d'origine végétale (résidus végétaux, exsudats), animale (déjections, cadavres), fongique et microbienne (cadavres, exsudats) appelés « matière organique fraîche », des composés organiques intermédiaires, appelés matière organique transitoire (évolution de la matière organique fraîche), des composés organiques stabilisés, les matières humiques ou humus, provenant de l'évolution des matières précédentes. Le terme général qui désigne le mélange complexe de matière organique dans le sol est l’humus. L’humus n’est pas un mélange stable de produit chimique, mais plutôt un mélange variable dynamique représentant toutes les étapes de la composition d’une matière organique morte. 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 qui sont le climat, la végétation, la nature de la roche mère, la disposition du relief. Le mull : est un humus doux élaboré sous la forêt des feuilles des climats tempérés ou sous la prairie établie sur la roche calcaire ; Le mor, ou humus brut, se forme sous les climats froids ou très pluvieux, sur des substances pauvres en bases (roches cristallines, sable siliceux) en présence d’une végétation pauvre en Azote ; 8 Le moder est un humus intermédiaire entre le mull et le mor ; La tourbe se forme dans des milieux privés d’air parce qu’ils sont saturés en eau presque en permanence. 9 Chap 3 LES ACTIVITES BIOLOGIQUES DU SOL L’existence d’une microfaune abondante et d’une matière organique plus ou moins décomposée nous montre que les êtres vivants du sol jouent un rôle important sur la formation et la structure du sol. A – L’IMPORTANCE DES ETRES VIVANTS DU SOL A côté de la microfaune, très abondante et très variée, il existe des représentants de la macrofaune, comme les vers de terre et des représentants de la microflore. Une évaluation réalisée en Grande Bretagne montre que : les vers de terre représentent une masse de 500 à 5000kg /ha ; Les protozoaires (animaux unicellulaires) représentent une masse de 200 à 400 Kg/ha ; Les champignons représentent une masse de 1000 à 1500Kg/ha ; La masse des bactéries varie de 20Kg à plus de 2 /ha. B - LES ROLES DE LA PEDOFAUNE ET DE LA PEDOFLORE 1- Les rôles de la faune du sol La faune a des actions multiples sur le sol : Action mécanique : ce sont principalement les animaux végétariens qui fragmentent la matière organique : vers de terre, collemboles, certains nématodes. Les vers de terre ont une action primordiale en ingérant des débris organiques, en les mélangeant à la matière minérale puis en les enfouissant à une profondeur plus grande dans leurs galeries. Action chimique : les animaux enrichissent le sol en élément minéraux provenant de l’assimilation des éléments organiques ingérés. En outre, les aliments ayant transité par le tube digestif des animaux végétariens qui les rejettent sous forme d’excréments, sont mieux assimilés par la microflore. L’équilibre des populations vivant dans le sol est assuré par des animaux prédateurs comme les acariens. 2 – les rôles de la flore du sol Eux aussi sont multiples, mettant en jeu des catégories différentes des végétaux. On découvre une action mécanique : les racines des arbres participent à la fragmentation des parties minérales et des gros débris végétaux. Prélevant de l’eau dans le sol, les racines augmentent le drainage, et donc la circulation de l’eau. Cependant, c’est à la microflore du sol que revient le rôle le plus important. Elle agit après la faune et la microfaune, et son action de dégradation progressive permet l’huminification et minéralisation de la matière organique. 10 C- HUMINIFICATION ORGANIQUE ET MINERALISATION : CYCLE DE LA MATIERE La matière organique, fortement fragmentée et déjà transformée par l’action de la macro-et de la microfaune, va à nouveau subi des modifications grâce à la microflore. Les champignons et les bactéries actinomycètes préparent l’huminification en transformant la lignine et agissant sur les matières azotées. Les autres bactéries achèveront la transformation, selon leur mode de nutrition. a) Les bactéries autotrophes capables de synthétiser leur propre matière organique, ont le plus souvent un rôle bénéfique. Elles utilisent les déchets produits par les autres êtres vivants du sol pour leurs besoins. Elles permettent la récupération de l’azote ammoniacal en les transformant en sels minéraux azotés (nitrites, nitrates et acides nitriques) ; b) Les bactéries semi autotrophes doivent recevoir la matière organique carbonée mais elles peuvent fixer l’azote atmosphérique et le transformer en azote organique. Certains vivent en association étroite (ou symbiose) avec les végétaux supérieurs notamment les rhizobiums qui forment des nodosités au niveau des racines ; c) Les bactéries hétérotrophes ne peuvent utiliser que de la matière organique pour leurs propres synthèses. Elles dégradent donc les déchets produits par les autres êtres vivants du sol. Cette transformation comporte deux étapes : - une première étape rapide, due à une prolifération de microorganismes variés, conduit à l’humification, c'est-à-dire à la formation de l’ensemble des substances colloïdales présentes dans le complexe argilo humique ; - Une deuxième étape lente permet la transformation des acides humiques en matière minérale. Le taux de destruction est très faible, de1, 5 à2% par an. Il s’agit de la minéralisation, qui a subit à des produits variés en fonction du type de matière organique ……….et des conditions du milieu. 11 Chap4 : PROPRIETES PHYSIQUES DU SOL 1- TEXTURE La texture d’un sol dépend du calibre des particules qui les composent. La fraction grossière comprend des cailloux et les graviers d’un diamètre à 2mm. La fraction fine est repartie en sables, limons et argiles. 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. Elle laisse 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. La texture d’un sol détermine sa productivité. D’ordinaire, les sols sableux ne peuvent 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. La texture d’un sol est la répartition des particules minérales par catégories des grosseurs indépendamment de leur nature. Sont intérêt pratique et important car en fonction de la texture on peut savoir certaines propriétés fonctionnelles su sol : - rapport eau /sol aération complexe absorbant (% argiles) 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 des particules de la taille des argiles sont composés en grandes parties de minéraux argileux (illite, montmorillonite, Kaolinite) qui ont tendance à se gorger d’eau. Ce sont des sols lourds, collants, difficiles à labourer et souvent mal aérés, ce qui nuit à la croissance normale des plantes. Par convention, l’analyse granulométrique est pratiquée sur la terre fine (particules 2mm). C’est la composition des particules de sol lorsqu’on a détruit les agrégats. Elle se mesure par le diamètre des particules de sol. Les différentes fractions granulométriques du sol sont : Cailloux, diamètre à20mm ; Graviers, diamètre entre 2 et 20 mm ; Sables grossiers diamètre entre 0,2 et 2mm ; Sables fines diamètre entre 20 µm et 0,2mm ; Limons, diamètre entre 2 et 20 µm ; Argiles, diamètre inférieur à 2 µm, cette fraction ne correspond pas seulement aux argiles minéralogiques, mais peut contenir d’autres minéraux (QZ…). 12 En pratique, le sable gratte, le limon crisse et l’argile se moule. 2- CLASSIFICATION DES TEXTURES La classification utilisée dans ce cours est la classification américaine (fig p15 et118). La texture est déterminée après projection des pourcentages d’argiles, des limons et de sables. Selon les proportions de sable, de limon et d’argile, les textures suivantes ont été définies : - Argileuses ; Argilo limoneuse ; Limono-argileuse ; Argilo – sableuse ; Limoneuse ; Limono-sableuse ; Sablo – limoneuse ; Sableuse. N.B : Schématiquement, plus la texture d’un sol est fine (fig16 et17) Hatier (119) plus grand et son pouvoir de rétention en eau. Dans les sols sableux, l’eau n’est pas retenue dans les pores trop gros : ces sols perméables, filtrants sont bien aérés mais peuvent être secs. Mais connaître la texture d’un sol ne suffit pas à prévoir ses propriétés physiques. En effet un autre facteur détermine l’abondance et la taille des lacunes où l’air et l’eau peuvent circuler, c’est la culture. 3 - STRUCTURE La structure d’un sol correspond au mode d’assemblage des particules. Lorsque celles –ci s’agglunent en agrégats, elles sont à l’état flocule et la structure est grumeleuse. Lorsqu’elles demeurent indépendantes les unes des autres, la structure est dite particulaire 13 Influence de la structure sur la teneur en eau et en air d’un sol a) Deux types fondamentaux de structure La structure désigne le mode d’assemblage des éléments solides du sol, distingue deux types principaux : - la structure particulaire caractérise les sols dans lesquels les différentes particules sont entassées sans aucune liaison entre elles ; le sol est dit meuble en cas de texture grossière, cohérent ou compact en cas de texture fine ; - La structure grumeleuse ou construite. Dans ce cas les plus fines particules du sol forment un « ciment » qui enrobe les divers constituants du sol et les lie plus ou moins intimement et d’une façon plus ou moins stable ; il s’édifie des agrégats terreux (amas de particules à ne pas confondre avec des gros éléments du sol), sortes de grumeaux de forme et de taille variable qui laissent entre eux des espaces vides. b) Relation texture – eau et air Reprenons l’exemple des terres à texture fine qui possèdent une bonne rétention en eau. On constate que ces terres n’ont pas toujours une bonne capacité en air. En effet la porosité et la distribution des « vides » varient considérablement avec l’agencement des constituants entre eux. Un sol qui présente une structure grumeleuse stable possède, grâce aux larges espaces laissées entre les grumeaux, une porosité élevée : sa porosité totale (60 – 70%) peut être deux fois plus grande que celle d’un sol de même texture, mais de structure particulaire (sol podzolique : porosité 30 à 35%). De plus, dans le sol structuré, la répartition moyenne des deux types porosité est voisine de l’optimum, soit : 2/3 pour la microporosité garantissant une excellente aération. Les sols fins sans structure se tassent, deviennent cohérents, battants et donc imperméable à l’eau et à l’air (la capacité air tombe au –dessous de 10% , le seuil critique étant5%). N.B : les meilleurs sols sont bien drainés et bien aérés parce qu’ils possèdent une structure grumeleuse. 4 – POROSITE La porosité (espaces lacunaires entre les agrégats) permet d’accueillir les phases liquides et les gazeuses du sol. Elle dépend essentiellement de la structure et de l’activité biologique du sol. On distinguera macro et microporosité. La microporosité a une dimension inférieure à 20 ou 30 microns. Les lacunes de la de la macroporosité sont trop grandes pour retenir l’eau et se remplissent d’air. Les lacunes de la microporosité sont pleines d’eau après une pluie et se vident très doucement ; l’eau est retenue en partie par capillarité. Si la microporosité est pleine d’air,le sol est complètement desséché, il ne lui reste plus que l’eau inaccessible aux plantes. La microporosité a une force de rétention de l’eau supérieure à la force de gravité. 14 La force de capillarité est variable avec la dimension des capillaires. La force de capillarité est capable de faire de remonter l’eau de 25 à 40 cm dans un sol sableux et de 1,5 mètres dans uns sol argileux. Suite à cette organisation structurale, dans différentes composantes du sol, il en résulte une création d’un système poral. Cette porosité est formée de pores de différentes tailles on distingue : - Pores grossiers d 50 µm occupés par l’air après ressuyage des pluies ; - Pores moyens 10 < d < 50 µm suivant les conditions métrologiques, ils sont occupés par l’eau ou par l’air ; - Pores fins : 0,2 < d < 10 µm retiennent l’eau capillaire absorbable par les racines ; - Pores très fins d < 0,2 µm occupés par l’eau liée non absorbable par les racines. 5 – ATMOSPHERE DES SOLS La phase gazeuse dépend de la structure du sol et de son humidité. L’air atmosphérique à une composition assez stable (N 78%, O2 21%, CO2 0,03%). Ce n’est pas le cas de l’air du sol. L’oxygène de l’air du sol est apporté par l’air atmosphérique mais aussi dissous dans l’air. Le manque d’oxygène dans le sol provoque une diminution de l’activité biologique et de l’altération des substances minérales et organiques. Le gaz carbonique du sol est surtout produit par l’activité biologique. Il peut monter à 5 ou 10m dans des sols asphyxies pauvres en oxygènes. Le gaz carbonique dissous se transforme en acide carbonique qui permet de libérer des éléments minéraux des roches. Deux gaz jouent un rôle important dans les échanges gazeux qui règnent dans le sol. - L’oxygène qui conditionne la respiration des plantes et qui intervient dans les réactions d’oxydoréduction ; Le gaz carbonique : produit de l’activité respiratoire et qui est nécessaire à la photosynthèse des organismes autotrophes. 6- LA TEMPERATURE Le sol est réchauffé par les rayonnements solaires. Indépendamment des conditions de variations saisonnière et journalière, de teneur en vapeur d’eau et gaz carbonique de latitude et plus généralement de géographie et climat, le sol récupère plus ou moins bien la chaleur solaire. 15 Chapitre 5 : PROPRIETES CHIMIQUES DES SOLS I - Introduction 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 qualité 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 inférieurà6 ; il est neutre lorsque son PH est égal à 7 ; 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 CO32- se combine avec H+ ; cette pratique du chaulage permet de cultiver les sols développés sur des roches granitiques. II - Disponibilité du sol en ions minéraux Bien aéré et bien drainé, un sol sera d’autant plus fertile qu’il sera pourvu en « nutriments » 1. Complexe absorbant Définition Il désigne l’ensemble des colloïdes (argile et composés organiques) dotés de charges négatives susceptibles de retenir des cations sous forme échangeables. Signalons que des oxyhydroxydes chargés positivement retiennent de la même façon que les anions PO4 3- ; SO42- .ils constituent le complexe anionique. Les ions échangeables du complexe absorbant sont en équilibre avec les solutions du sol. Toutes solidifications de la solution du sol provoqueront un changement de cet équilibre par désorption ou absorption des ions du complexe d’échange. 2. Analyse du sol Trois mesures principales sont indispensables dans une analyse de terre pour faire un bon état des lieux de la santé d’une parcelle : le pH, le taux de matière organique et la capacité d’échange cationique (CEC). 2 1 -Le PH Le pH est une mesure de la proportion d’ions H+ dans le sol. Plus cette proportion est élevée, plus le pH est acide (inférieur à 7). C’est entre 6 et 7 que le pH est le plus favorable à l’activité 16 biologique (donc aux processus de minéralisation et d’humification) et à l’assimilation des éléments nutritifs, en évitant les phénomènes de toxicité ou de carence qui apparaissent au-delà de ces limites. 2 2-La matière organique La teneur en matière organique (MO) d’un sol est relativement stable dans le temps. Des variations sont possibles par des apports en fumiers ou composts, mais ne sont visibles qu’après 10, voire 20 ans, d’apports réguliers. Elle est idéalement située dans une fourchette de 2,5 à 3,5 % (un sol bien pourvu aura un taux de MO autour de 5 % ; Combinée aux argiles, la matière organique forme le complexe argilo-humique (ou complexe adsorbant du sol). Ce complexe « capte » les éléments nutritifs, à condition qu’ils soient chargés positivement : les ions tels le calcium (Ca++), le sodium (Na+), le magnésium (Mg++), le potassium (K+), et l’ion hydrogène (H+, responsable du pH), peuvent ainsi être retenus. À l’inverse, par exemple, des ions nitrates qui, parce qu’ils sont chargés négativement (NO3-), sont lessivables. 2 3- La capacité d’échange cationique (CEC). La capacité d’échange de ce complexe est mesurée par la CEC (capacité d’échange cationique). La CEC mesure pour sa part la « taille du réservoir », c’est-à-dire la quantité totale d’ions positifs qu’un sol peut retenir sur son complexe adsorbant, à un pH donné. Parce qu’elle est directement liée aux teneurs en argiles et en matière organique, c’est une donnée stable pour un sol. Trois résultats pour la CEC sont significatifs : sa « taille », son taux de saturation global, et son taux de saturation par le calcium (qui est l’ion permettant de maintenir pH et structure du sol) : » La « taille » de la CEC - On considère habituellement que la CEC est correcte pour 80 à 200 méq/kg de terre ; elle est élevée à partir de 170 méq/kg. Une faible CEC, fréquente en sols sableux, indique qu’il est préférable de fractionner ses apports (amendements et fertilisants) ; le « réservoir » étant limité, il est en effet rapidement saturable, et tout ce qui ne peut être fixé sera lessivable. À l’inverse, une CEC élevée, allant souvent de pair avec une bonne teneur du sol en argiles, retient plus fortement les éléments, les rendant paradoxalement peu disponibles pour la culture ; il est alors préférable, avec ce type de sols, de réaliser les apports au plus proche des besoins des cultures. » Le taux de saturation de la CEC - C’est l’un des estimateurs du « besoin en chaux ». Il évalue le « niveau de chargement » du complexe adsorbant par les ions Ca, Mg, K et Na, éléments minéraux qui luttent contre l’acidité. Plus ce taux de saturation est élevé, moins le sol est acide. 17 » Le taux de saturation de la CEC par le calcium - Dans le sol, l’ion Ca est le plus actif à se fixer sur le complexe adsorbant, ce qui explique qu’il joue un rôle essentiel pour le maintien d’une structure favorable à la circulation de l’air et de l’eau et au développement des racines. Cette saturation par le Ca est moins sensible aux variations saisonnières que le pH ; cette mesure complète donc la précédente, et permet d’affiner la détermination du « besoin en chaux ». Idéalement, le taux de saturation de la CEC par le Ca est de 80 à 85 % 18