[PDF] Cours dEcopédologie Chapitre III. Les propriétés physiques du sol

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Chapitre II. Les Propriétés physiques du solII.1.L'organisation morphologique des solsA partir de quelle unité débute l"organisationmorphologiqued"un sol?Quelles sont ses différents types d"échelles?A quel niveau termine l"organisation d"un sol?II.1.1. Les organisations élémentairesII.1.1.1.Notion de textureOn appelletexturela résultante du mélange de terres fines et grossières dont les pourcentagesvarient d"un sol à l"autre.Tableau II.1.Échelle granulométrique de la texture du solTerre fineTerre grossièreArgilesLimons finsLimonsgrossiersSablesfinsSablesgrossiersGraviersCailloux< 2 µ m2-20 µ m20-50 µ m50-200 µ m0.2-2 mm2-20 mm> 20 mmLes particules les plus intéressantes sont les terres fines.La plupart des sols se composent d'unmélange des trois fractions, chacune ayant des effets plus ou moins marqués sur lescaractéristiques du sol naturel. L'effet de l'argile est le plus important: elle donne un solvisqueux qui retient l'eau et les substances nutritives. Le limon rend le sol glissant. Le sabledonne un sol meuble, bien aéré et bien drainé.a)La classe texturaleUne classe texturale est définie par la proportion des fractions granulométrique (sable, limonet argile). On peut la déterminer:au toucher au terrain, mais ça reste une détermination imprécise,au laboratoire au moyen généralement de la pipette Robinson qui se base sur desméthodes de sédimentation, basés sur la loi de Stock (1845).

La détermination d"une classe texturale se fait aumoyen d"une représentation graphique desrésultats de l"analyse granulométrique appelée Diagramme Triangulaire Textural (DTT).Ilexiste de nombreux triangles de texture. Celui-ci représente la classification adoptée par ledépartement de l'Agriculture américain (USDA)(Figure II.1).

Figure II.1. Diagramme triangulaire de la texture des solsb)Importance de la détermination de la texture du solLa plupart des sols se composent d'un mélange des trois fractions, chacune ayant des effetsplus ou moins marqués sur les caractéristiques du sol naturel. L'effet de l'argile est le plusimportant: elle donne un sol visqueux qui retient l'eau et les substances nutritives. Le limonrend le sol glissant. Le sable donne un sol meuble, bien aéré et bien drainé.II.1.1.2. Notion de structureLa structure du sol correspond à la façon dont les argiles et la MO et plus particulièrementl"humus sont imbriqués dansle sol.Seule la structure du sol peut être modifiée par ajout de MO et/ou deCa2+. En présence de selsminéraux (Fe/Al) et de MO les argiles formentdes Complexes Argilo-Humiques (CAH).Les argiles peuvent fixer la MO (hum us) par a dsorption sur/ dans leursfeuillets parl'intermédiaire des oxydes et hydroxydes d'Al et de Fe quiforment un revêtement pelliculaire.Plus les argiles sont fins, plus laMO est retenue, et plus la minéralisation est lente.

Les CAH s"agglomèrent en agrégats en incorporant des filamentsmycéliens, du mucusbactérien (polysaccharides) et des radicelles.Les sols peuvent être caractérisés partrois types de structures fondamentales:Structure fragmentaire:Les agrégats permettent à la fois une rétention de l"eau etdes échanges chimiques avec la solution du sol et les racines. C"est la structure la plusintéressante pour l"agriculture.Structure particulaire:Les particules de terre sont trop grandes et il n"y a pasd"agrégation entre elles (la plage de sable). Sa capacité d"infiltration est très élevéemais sa capacité de rétention très réduite, le sol est donc incultivable.Structure compacte:À l"opposé de la structure particulaire, les particules sont trèsfines (grande proportion d"argiles) et s"agglomèrent, elle limite fortement l"infiltrationde l"eau dans le sol qui s"engorge, on le dit saturé en eau. Ce sol s"appauvrit enoxygène etdevient difficilement pénétrable par les racines.II.1.1.3. Notions Agrégats et Micro-agrégats(Figure II.2)La structure est l'organisation du sol est conditionnée par les colloïdes : argiles, substanceshumiques et hydroxydes. Les argiles favorisent lafragmentation du sol en produisant desfentes de retrait à la dessiccation. Elles peuvent enrober les autres particules et colmater lespores. Elles peuvent fixer des composés organiques paradsorptionsur leurs feuillets parl'intermédiaire des oxyhydroxydes d'Al et de Fer qui forment un revêtement pelliculaire. Cescomplexes organo-minéraux ( ou argilo-humiques) sont agglomér és en agréga ts (m acro etmicro-agrégats) incorporant des filaments mycéliens et des bactéries à polysaccharides.

Figure II.2. Structure schématique d'un macro-agrégat (A) et micro-agrégat (B).

II.1.2. L"horizon pédologiqueUnhorizonest une couche du sol, homogène et parallèle à la surface.On décrit un horizon en fonction de son épaisseur, de sa composition granulométrique(argiles,limons,sables, cailloux), de son degré d'altération de laroche-mère, de sonacidité...L'ensemble des horizons constituent leprofil de solouSolum(Figure II.3).

Figure II.3. Les différents horizons d"un profil de solLes différents horizons d"un profil du sol sont:Les horizonshumifères:sont les horizons les plus riches en êtres vivants.O, comprenant lalitièreet lesmatières organiquesen cours de transformation.Si la terre est assez riche et exploitable, on parle deterre arable.OL-litière. La litière comprend l'ensemble des débris bruts (restes de bois, defeuilles et de fleurs fanées).OF-horizon de fragmentation (parfois appelé à tort horizon de fermentation).La température et l'humidité ysont optimales, en raison de l'isolation fournie parla litière.OH-horizon humifié. Cet horizon est composé quasi exclusivement de matièreorganique morte transformée par les organismes du sol.L"horizon mixte A: composé d'éléments minéraux et d'humus.Sa structure dépendde l'incorporation plus ou moins rapide de l'humus. Les horizons minéraux sont lesmoins riches en organismes vivants.L"horizon lessivé E: Il est drainé par l'eau qui s'infiltre, ce qui le rend pauvre en ions,en argiles, en composéshumiques et en hydroxydes de fer et d'aluminium.

L"horizon d'accumulation B: Horizon intermédiaire apparaissant dans les solslessivés. Il est riche en éléments fins ou amorphes (argil es, hydroxyd es de fe r etd'aluminium, humus) , arrêta nt le ur descent e àson niveau lorsqu'ils rencontrent unobstacle mécanique (fre in à ladiffusion) ou une modificat ion del'équilibreélectrostatique.L"horizon d'altération S: Il est le siège de processus physico-chimiques etbiochimiques aboutissant à la destruction desminérauxdu sol (altération minérale)C-roche-mère: peu altérée.R-roche-mèrenon altérée: Couche géologique à partir de laquelle se sont formés lessols.II.1.3. La couverture pédologiqueLe terme couverture(s) pédologique(s) au singulierou au pluriel est utilisé en pédologie pourdésigner le sol ou les sols qui recouvrent plus ou moins en continu l'espace terrestre.Située entre l'écorce terrestre (parti e supérieur e de l a lithosphère ) et l'atm osphère, lacouverture pédologique est en évolution constante.II.2. Le sol et l"eauQuels sont lesétatsde l"eau dans le sol?Quelle est la relation entre l"eau et le sol?Quelle est la relation entre l"eau du sol et celle de l"atmosphère?II.2.1. Etat de l"eau dans le sol (Figure II.4)L"eau peut se trouver dans plusieurs états à l"intérieur d"un sol, ces états se distinguentessentiellement par l"intensité des forces qui lient l"eau et les grains.On distingue classiquement:il"eau de constitution qui entre dans la composition chimique/minéralogique de certainsminéraux (essentiellement les argiles);il"eau liée à la surface des grains, qui est solidaire des grains ;il"eau capillaire qui est retenue par les pores les plus fins du sol au-dessus du niveau dela nappe: la zone de remontée capillaire peut être complètement ou partiellementsaturée;il"eau libre qui peut circuler dans les pores du sol sous l"effet des forces de pesanteur:

le volume occupé par cette eau définit la notion de porosité efficace qui est plus petiteque la porositégéométrique ;ila glace qui se forme en fonction des conditions de température et qui mobilise enpriorité l"eau libre.

Figure II.4. Schéma des différents états de l"eau dans les sols.II.2.3. EvapotranspirationUne partie de l'eau qui pénètre dans le sol est évaporée de nouveau dans l'atmosphère soitdirectement soit par l'intermédiaire des plantes: l'ensemble de ces pertes en eau constituel'évapotranspiration. L'évaporation se fait surtout à la surface du sol. Même pendant la pluie,une partie de l'eau est immédiatement ré-évaporée car l'atmosphère n'est pas saturée en eau.Le départ de l'eau superficielle fait remonter l'eau des zones plus profondes (Figure II.5).

Figure II.5. Place de l'eau du sol dans le cycle de l'eauOn calcule l'évapotranspiration à l'aide de formules empiriques comme celle deThornthwaite, de Penman ou de Turc. On distingue l'évapotranspiration potentielle(ETP) qui est le pouvoir évaporant de l'atmosphère sur un sol avec couvert végétaldisposant de l'eau en abondance.L'évapotranspiration réelle (ETR) correspond à la perte en eau d'un sol quand l'eauvient à manquer: l'ETR est fonction de l'ETP et de la quantité d'eau présente dans lesol.L'ETR peut être mesurée expérimentalement à l'aide de cases lysimétriques. Une case

lysimétrique est un bac exposé en plein air qui contient un sol couvert d'un certaintype de végétation, ou laissé à nu, dont on évalue la quantité d'eau infiltrée et drainéepar rapport à celle apportée par les précipitations. Certains lysimètres peuvent êtrepesés régulièrement pour connaître le volume d'eau contenu dans le sol(Figure II.6)

Figure II.6. Evaporation et évapotranspiration potentielle et réelle.II.2.4. Tension de succionLa quantité d"eau évaporée diminue avec la quantité retenue dans le sol car les forces decapillarité s"opposent à son départ et l'énergie nécessaire pour extraire l'eau est d'autant plusgrande que le sol s'appauvrit en eau. Les forces de capillarité entre les grains et la tensionsuperficielle du film d'eau autour desgains déterminent un potentiel de matrice qui tend àretenir l'eau et qui peut être mesurée à l'aide d'un tensiomètre. La succion du sol dépend de satexture et de la taille des pores, de la quantité d'eau contenue par rapport à sa capacité dechamp (quantité maximale absorbée) . Le s condit ions climatiqu es sont égalementdéterminantes (Figure II.7).

Figure II.7. Eau contenue dans le sol selon sa texture (d'après Duchaufour).

La tension de succion du sol peut être exprimée en unités de pression ou en hauteur d'eau. Lespédologues emploient une unité particulière, le pF, qui est le logarithme de la pressionnégative P exprimée en cm d'eau (figure II.8):pF = log P

Figure II.8. Tension de succion d'un sol (saturé, humide ou sec), d'après Brooks et al.II.2.5. Bilan hydrique du solL'étude du bilan hydrique a une grande importance pour les cultures industrielles.L'évaluation de la réserve utile du sol permet de décider de la nécessité de l'irrigation bienavant les signes de fanaison de la plante. Néanmoins, l'ETP est une valeur moyenne calculéepour une couverture végétale et un sol naturel qui ne correspond aux conditions particulièresdes terres de culture. Il faut tenir compte de l'espèce végétale cultivée et de son état devégétation. On module la valeur de l'ETP par un coefficient cultural kc peut être supérieur à 1en période de pleine activité de la plante. Cette valeur de l'ETP sur terre cultivée estl'Evapotranspiration Maximale ou ETM.ETM = ETP . KcII.2.6.Utilisation de l'eau du sol par les végétauxLes racines des plantes puisent l'eau dans la réserve utile du sol et la disperse dansl'atmosphère par évapotranspiration. Si l'eau disponible diminue tandis que la tension desuccion du sol augmente, les racines ont de plus en plus de difficulté d'extraire l'eau,l'évapotranspiration diminue; elle devient inférieure à l'ETP: c'est l'ET Réelle. Au-dessous ded'une tension de succion de 1 atmosphère (1000 hPa), l'absorption de l'eau par les racines estfortement diminuée; elle devient nulle lorsque le point de flétrissement est atteint (en général16 atmosphères, soit pF = 4,2). Ce point de flétrissement permanent variebeaucoup avec latexture du sol.

II.3. L'atmosphère du solQuelle est la différence entre l"air du sol et l"air atmosphérique?Commentse fait la régulation entre l"air du sol et l"air atmosphérique?Quelle est l"importance de l"oxygène dans le sol?Quand les pores ne sont pas pleins d"eau, l"air du sol est confiné, les parties solides gênant leséchanges avec l"air extérieur. La porosité du sol et sa distribution conditionnent donc, engrande partie, les échanges gazeux entre le sol et l"atmosphère. Malgré les difficultés de samesure, on constate que la composition de l"air du sol n"est pas la même que celle de l"airambiant.II.3.1. Composition de l"air du solL'air du sol est constitué de gaz libres et dissous qui occupent les pores abandonnés par l'eaulors de son retrait. Il a une composition toujours assez voisine de celle de l'air atmosphériqueavec lequel il est en contact permanent (Tableau II.2.).Tableau II.2. Composition en gaz de l"air du solConstituantAir du sol (%)Atmosphère extérieure (%)Azote78,5 à 8078Oxygène18 à 20,5 en sol bien aéré10 après une pluie2 en structure compacte0 dans des horizons réduits21Dioxyde decarbone0,2 à 3,55 à 10 dans la rhizosphère0,03Vapeur d'eauGénéralement saturéVariableGaz diversTraces de H2, N2O, Aren anoxie NH3, H2S, CH41(surtout Ar, autres en traces)II.3.3. Régulation de la composition de l"air du solPlusieurs mécanismes chimiques sont responsables du maintien d"un certain équilibre de lacomposition de l"air dans le sol.Exemples:Lorsque la pression du CO2diminue dans les sols calcaires, les bicarbonates sedécomposent et libèrent du CO2.Une réaction inverse ait lieu lorsque la concentration

en CO2augmente.Ca (HC03)2CaCO3+ H2O+ CO2II.3.4.Besoins en Oxygène dans l"air du solLe fonctionnement des racines et de leurs mycorhizes ainsi que l"activité microbiologique dusol, sont très sensibles à l"accessibilité de l"oxygène dans le sol.Exemple: Quand le taux d"oxygène du sol est inférieur à 1% les racines meurent.Comme l"air du sol n"est qu"en partie de l"oxygène, cela signifie qu"un taux de macroporositéinférieur à 10% du volume total de sol entraîne une réduction quasi-complète de l"activité desracines.La concentration en CO2est moins modifiée par un manque de porosité que celle en O2car,d"une part la solubilité du CO2dans l"eau est largement supérieure à celle d"O2,et d"autre part la production principale de CO2a lieu dans le solLe manque d"O2dans le sol est synonyme d"asphyxie.Lesdifférentesformesd"asphyxiedusolsontdues:iàunetexturefine:unsolfinetlimoneuxatendanceàsetassersousl"effetdelapluiepour créer une croûte à la surface (battance) ce qui limite les échanges gazeux avecl"atmosphère.Le sol est donc imperméable en surface est devient asphyxiant pour lesracines et les micro-organismes du sol.iàunestructurecompactée:Lesolestimperméableàl"eauetàl"air,ilestasphyxiantpourlesmicro-organismesdusoletlesracines. De plusle développementracinaire est difficile ainsi que le travail du sol.iàl"hydromorphie:lesolestgorgéd"eauetdépourvud"oxygèneà plus ou moinslong terme.Ilestdoncextrêmementasphyxiantpourlesvégétaux.Il faut procéder aupréalable à des travaux d"aménagement (drainage...) pour y installer des végétaux.

II.4. La température du solComment que le sol reçoit son énergie?Quelssont les facteurs d"échauffement du sol?La plus grande partie de l'énergie calorifique que le sol reçoit provient de l'énergie solaire: lapart de cette dernière, qui arrive au sol, est estimée, en moyenne, en climat tempéré, à 144calories par jour etpar cm2(surface horizontale).En fait, elle varie considérablement en fonction dela latitude, dela saison, del'expositionetducouvert végétal; l'énergie calorifique reçue le jour élève la température du sol et évaporel'eau retenue; la nuit, au contraire, le sol se refroidit par rayonnement: il s'ensuit uneoscillation diurne de la température du sol, qui est caractéristique du type de sol et de savégétation.II.4.1. Facteurs d'échauffement superficiel du sol: sols chauds et sols froidsLorsqu'on mesure la température de sols différents, dans une même région et à un memoment, on constate qu'elle peut varier dans de larges limites; trois facteurs interviennent à cepoint de vue :la couleur du sol, les sols foncés s'échauffant plus vite que les sols clairs;la teneur en eau, qui joue un rôle considérable : la capacité calorifique de l'eau est, eneffet, quatre à cinq fois plus élevée que celle de l'air ou des parties solides; il faut doncbeaucoup plus de calories pour élever du même nombre de degrés la température d'unsol saturé d'eau, que celle d'un sol sec. Les sols sableux ou calcaires, qui se dessèchentrapidement, sont des sols "chauds», alors que les sols mal drainés ou tourbeux, sontdes sols "froids»;la couverture végétale, qui se comporte en écran, intervient de façon importante. Laforêt est, à cet égard, plus efficace que la pelouse: un sol de forêt dense est souvent, enété, moins chaud de 8 à 10 °C qu'un sol nu. Par les chaudes journées ensoleillées, latempérature d'un sol nu peut dépasser 50 °C en climat tempéré, et 60 à 70 °C en climattropical.

II.4.2. Action de la température du sol et de ses variationsCette action est considérable : elle s"exerce, d"une part sur la pédogenèse, d"autres part sur lavégétation.Action sur lapédogenèse:La température joue un rôle très important, aussi biendans les processus d'altération que dans ceux de la décomposition des litières.Action du gel et du de gel sur la pédogenèse (cryoturbation): les alternances de gelet de de gel jouent un rôle important dans les régions arctiques et en haute montagne ;elles ont aussi influence profondément et durablement la formation des sols d'Europedu Nord au cours des glaciations quaternaires.II.5. La couleur du solQuelle est l"utilité d"étudier la couleur d"un solLa couleur du sol a un effet important sur la proportion de la radiation solaire totale qui estréfléchie (cett e proport ion e st appelé e al bédo = % d"énergi e incident e qui e st réfléchiedirectement). Dans les conditions naturelles l"albédo varie de 0,1 à 0,3. Un sol plus foncé (parexemple riche en MO) a une albédo plus faible, il absorbe plus de chaleur qu'un sol crayeuxde couleur claire s"échauffant lentement.

La détermination de la couleur du sol: Elle est donnée grâce à un code de couleur. Ilen existe un certain nombre;Taylor et Cailleux,Munsell,Séguy,Reinhold, etc,La couleur est la résultante de trois composantes: La teinte, la clarté et la pureté. C"estun paramètre important dans la classification des sols.

FigureII.9.L'atlas de Munsell est le système d"identification des couleurs le pluslargement reconnu aux États-Unis.

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