Cours de pédologie

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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.
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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
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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.
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» 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 %
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