[PDF] L'étude du sol au laboratoire : caractéristiques physiques

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CHAPITRE IV

L'ETUDEDU SOL AU LABORATOIRE

CARACTERISTIQUESPHYSIQUES,CHIMIQUES,

MINERALOGIQUESETBIOLOGIQUES

A.COMBEAU,P. SEGALEN et G.BACHELIER

Lorsqu'onachèveladescriptiondétailléedesdifférentshorizonsconstituantleprofildu sol,

uncertainnombred'échantillonspeuventêtreprélevéset amenés aulaboratoireen vue dedéter

minationsquiviendront compléteroupréciserles données duterrain. Lesmesuresqu'onpeuteffectueraulaboratoiresontextrêmementnombreuses.On ne peut lesréalisertoutes pourchaqueéchantillon.Lechoixrésulteduproblèmeposé aupédologue.On passe en revue dans cechapitrelesprincipalescaractéristiquesquifont l'objetdemesuresdans le sol eninsistantdavantagesur lesprincipesque surlestechniquespourlesquellesnesontfour nies que desindicationssommaires.

Ellessontclasséesenquatre

rubriques:

1) Lesmesuresphysiquesquiconcernentlagranulométrie,lastructureet lesrelationsentre

l'eau et le sol.

2) Lescaractéristiqueschimiquesouélectroniquestellesque lacapacitéd'échangeet les

baseséchangeables;laréactionet lepotentielde redox.

3) Lacaractérisationdesconstituantsminérauxqui aprisungranddéveloppementpar la mise

en oeuvre detechniquesphysiques.

4) Lescaractéristiquesbiologiquesquemettenten oeuvre desméthodes

trèsspéciales.

4.1.-Caractéristiquesphysiquesdusol.

Lespropriétésphysiquesdu solsontlarésultante: a) de lanatureet de laproportiondesdiversconstituants,end'autrestermesde latexture; b) del'agencementspatialde cesdiversconstituants,donc de lastructure; c) de laquantitéet del'étatde l'eauoccupantenpartieou entotalitélesvidesexistantentre lesunitésstructuralesdu sol. 63

4.1.1.Texture des sols.

Lescaractéristiquesessentiellesd'un sol sontfonctiondesproportionsrelativesde ses élémentaires.Unpetitnombre declassesdedimensionsont étédéfiniesdans ce but. Elles ontété présentéesàproposdel'étudedu sol en place. L'analysegranulométrique(ou analysemécanique)apourbut dedéterminerlesproportions desdiversconstituantsélémentairesdu sol. Cesconstituantsélémentairessontnormalementasso

ciés les uns aux autres, dans le sol en place,pourformerdesagrégats,plus ou moinscohérentset

poreux. Lesproportionsrelatives,dans un mêmeéchantillon,desparticulesdesdifférentesclasses granulométriquesdu soldéfinissentlatexturedu sol. Selon les pays et les auteurs, lenombredes classestexturalesvarieenfonctiondesélémentsretenus.Lorsquel'onnetientcompteque de

2 typesd'éléments(parexempleargile-limon,argile-sableoulimon-sable),onobtient9classes

structurales,comme dansl'ancienneclassificationfrançaisedestextures.Si, aucontraire,3éléments

sont pris en compte,séparémentousimultanément,lenombredesclassestexturalesaugmente:

13 dans laclassificationdel'USDA,17 dans lanouvelleclassificationfrançaise(voirdiagramme des

textures). L'analysegranulométriqued'un sol estréaliséede la façon suivante:opérantsur une quan

tité deterrefine connue, del'ordrede 10 grammes, onéliminedans unpremiertemps leséléments

quicimentententre elles lesparticulesélémentaires:matièreorganique,ionscalcium.Pour cefaire,

l'échantillondeterreesttraitésuccessivementavec de l'eauoxygénée(quidécomposelamatière

organique)et avec del'hexamétaphosphatedesodium(qui masquel'effetdes ionscalcium).Laterre est alors agitée pourréaliserunesuspensionhomogène.Lorsquecettesuspensionestlaisséeau repos, lesparticulesélémentairessedéposentdans le fond durécipient.Leurvitessede chute

obéità la loi de STOKES,c'est-à-direqu'elleestconstante,etproportionnelleau carré du rayon

de laparticule.Eneffectuantdesprélèvementsdesuspensionà des temps connus,correspondant auxvitessesde chute desparticulesde moins de 2 lA.et de moins de 20IA.,onobtiendrades échan +limon. Les 3fractionssableu

sesserontdéterminéespar tamisage. Lesrésultatssontrapportésà un poids deterresèche de

100 g.

Onutilisecouramment, poursynthétiserlesrésultatsdel'analysegranulométrique,des représentationsgraphiquesencoordonnéestriangulairespermettantdequalifierlatexturedu sol. Un exemple d'un teldiagrammeest letriangledestexturesmis aupointauLaboratoiredesSols de

1'1.N. R.A.Versailles(figure19).

Lestexturestrès finescorrespondentaux sols àteneursélevéesenargile.plastiques,à fort pouvoirderétentiond'eau. Lesstructuresgrossièressontcellesdes solsrichesen sables.légers, sanscohésion. Lanotiondetextured'un solprésenteuneimportancepratique considérable:elledétermine dans une large mesure lescaractéristiquesprincipalesde ce sol dans lesdomainesde larétention d'eau, de lacapacitéd'échanged'ionset de lastructure.

4.1.2.Structure des sols.

Lesparticulesélémentairesconstituantle sol ne sont pasnormalementindividualisées,mais associéesenagrégats.Lastructuredu sol estdéfinieparl'agencementdesélémentsles uns par rapportaux autres. Elleenglobela forme et ladimensiondes mottes, ouélémentsstructuraux.et leurdispositionrelativedans unhorizondéterminé.Lasous-structurecorrespondà laformeet à ladimensiondes unitésstructuralesdont lajuxtapositionforme des élémentsstructurauxplusvolu mineux. Lesélémentsstructurauxpeuventêtreclasséspartaille,mais aussi enfonctionde leur forme. Selon cederniercritère.troisclassesdestructurespeuventêtre distinguées: 64
a)Structureparticulaire.Le sol estalorsconstituépar desélémentsdusquelette,non agré b)Structuremassive oucontinue.Le sol forme alors un bloc unique.Sous-classes:types ciment, grès,poudingue. c)Structuresfragmentaires.Lesconstituantsélémentairessontassociésenagrégatsou en mottes. Cestroistypesdestructureset leurssubdivisionsont déjà étédétaillésdans lechapitre précédent. Lastructuredu sol est une notionessentiellementdescriptiveetqualitative,mais ellecondi

tionnedirectementlaporositéetl'étatd'ameublissement.Laporositétotale du sol est laproportion

du volume total de soloccupépar l'eau aprèsressuyage(oumicroporosité)et lamacroporositéou

capacitéminimum pourl'air. Lacohésiondu sol estdéfiniecomme sarésistanceà larupture.L'ameublissementcorrres pond aucontraire àlamobilitédes éléments les uns parrapportaux autres, et peut êtreestiméà partirde larésistancedu sol à lapénétrationd'unepointemétallique. Lastructuredu soln'estpas unecaractéristiquedéfinitivedu sol. car elle est soumise à l'actiond'uncertainnombred'agentsdedégradation,dont le plusimportantest l'eau. D'où lanotion dynamique destabilitéstructuralequi peut êtredéfiniecommel'aptitudedesterrres

àrésisterà

l'actionde l'eau.Cettestabilitéstructuraleestfonctiondirectede lacohésiondes agrégats, de la

nonmouillabilitédu sol, et de ladispersabilitédescolloïdes.Cestroisfacteurssonteux-mêmes

sous ladépendancede la nature et de laproportiondel'argile,de laquantitéet du type dematière

organique. et de la nature des ions du complexeabsorbant.Lastabilitéstructuralepeut êtreestimée

àpartirdel'indicedestabilitédéfinipar S. HENIN. Cet indice est établiàpartirdesrésultatsde

3 tests derésistancedesagrégats(de 0,2

à2 mm dediamètre)àl'actiondel'eau:sansprétral

tementàl'alcool,aprèsprétraitementàl'alcool,aprèsprétraitementau benzène, et d'untestde

mesure de ladispersion.L'indiced'instabilitéobtenu,rapportde ladispersionsur la moyenne des

3fractionsagrégées. estd'autantplus faible que lastructuredu solrésistemieux

àl'actionde l'eau.

Touteaméliorationdel'étatstructurald'un sol, grâce aux façonsculturales,supposele main

tien oul'obtentionpréalabled'une bonnestabilitéde lastructure.Pourprotégerouaméliorerlastabi

litéstructurale,on peutprotégerlasurfacedu solpourréduirel'effetd'impactdesgouttes d'eau; on peutégalementlimiterlastagnationde l'eau en surface, outenterd'agirsur latexturedu sol (marnage,labourprofond,sablage).Lestechniquesles plusrépanduesd'améliorationde lastabilité sont celles: a) quitendentàmodifierl'étationique dusol:remplacementdes ions sodium ducomplexe par desionscalcium parplâtragedans le cas des sols

àalcali, parexemple;

b) quivisentàaméliorerla teneur en matièreorganiquedusol:fumureorganique,engrais verts, résidus de récolte, maintien du sol sousjachère. L'améliorationde lastructureelle-même du sol peut être le fait.soitdecertainsagents natu rels(alternancesdedessiccationet d'hurnectatlon,action du gel, rôle de la faune du sol et des raci nes) soit destechniquesculturales(drainage. labours, façonssuperficielles). Enconclusion,lastructuredu sol commande de trèsnombreusespropriétésphysiquesayant desincidencessur ledéveloppementdes plantescultivées.Mais chacune de cespropriétés,consi

dérée séparément, estinsuffisantepourexpliquerl'étatdu sol, le rôle desfacteursdominantset

leursinteractions.

4.1.3.Relations Sol-Eau.

1. Etat de l'eau dans le sol.

Le sol a lapropriétéderetenirl'eau dans lesintersticesdesparticulessolides,où ilexiste des formes derétentionquipermettent àl'eaud'échapperpartiellementàl'actionde la pesanteur.

mais qui la rendent, dans unecertainemesure,inutilisablepar les végéaux. L'eaus'étalesur les

65
particulessolidessous forme de filmsd'autantplus épais que le sol est plus humide. Aucontact de 2particules,leraccorddes filmsconduit àlaformationde ménisques,délimitantdesmanchet tes. L'eau des films estsoumise àunepressiondue auxforcesd'adhésion,d'autantplusélevéeque le film est plus mince, et lesménisquesplusincurvés.Cettepression estsouventappelée"pres sioncapillaire.., ouencore "tensiond'humidité», En sol saturé,iln'ya ni film, ni ménisque, et lapressioncapillaireestnulle. En solhumide mais ressuyé, l'airapénétrédans le sol, et lapressionpeutvarierde 100à1000 g/cm

2•

En sol

desséché àl'airlibre, lapressioncapillairepeutatteindre1 000atmosphères.On étudie engéné rai, non pas lapressioncapillaireelle-même, mais sonlogarithmedécimal,correspondant

àlanota

tion pF quiexprimeledegréréel desécheressedu sol:en effet, une mêmequantitéd'eau dans un solargileuxet dans un solsableuxseradisponiblede façon trèsdifférentedans les 2 cas.Cha queéchantillonde sol estcaractérisépar unecourbecaractéristiquedespressionscapillairesen fonctiondu taux

Lesvaleursles plususitéesdu pFsontles

suivantes:

Tableau 3

RELATIONS

ENTRELE pF ET LE TAUX D'HUMIDITE DU SOL

Pression capillaire gfcm2pFTaux d'humidité

0

Sol saturé.

1002,0Capacité au champ des sols sableux.

500

2,7Capacité au champdesterresfranches.

10003,0Capacité au champdes terres franches.

160004,2Point de flétrissement.

Rappelonsque le tauxd'humiditédu sol estexpriméen%d'eau parrapportaupoidsde

laterresèche. Le pF diminuelorsquele tauxd'humiditéaugmente.En règlegénérale,lescourbes

humidité-pFsedécalentvers leshumiditésélevéesau fur et

àmesurequ'augmentele tauxd'élé

ments fins. Le tauxd'humiditédu solsubitengénéralunevariationsaisonnièreaucoursdel'année.En périodede pluie (mais aprèsressuyage),il est

àlacapacitéau champ, envaleurmaximum de la

estéliminépardrainagenaturel.Lacapacitéau champ necorrespondpas àunevaleurdéfinie, maisàune gamme quis'étend,selon les sols,dé""'pF1,9 àpF 3,0. Enpériodedesécheresse,le tauxd'humidités'abaissepouratteindreparfoisdesvaleurs incompatiblesavecl'alimentationhydriquede la quicorrespond,quel quesoitle sol,

àpF 4,2.

L'intervallecomprisentrecapacitéau champ etpointdeflétrissementcorrespond

àla gamme

d'eauutilisablepar unvégétal.

2.Déplacementsde l'eau dans le sol.

Ilexisteplusieursmodes dedéplacementde l'eau dans le sol: a) L'eau peutdiffuseràl'étatdevapeur.Ellecirculealorsdespointsles plus chaudsvers Jespointsles plusfroids(doncde laprofondeurvers lasurfacela nuit etinversementlejour)et despointshumidesvers lespointssecs, mais ceciseulementlorsquefe tauxd'humidité estinfé rieuraupointdeflétrissement.Ceprocessuspeut êtreimportant,mais il estlimitéauxquelques centimètressuperficielsdu sol. b)Diffusioncapillaire.L'eaucirculealors,

àl'étatliquide,d'unpointhumidevers unpoint

plus sec, ce quicorrespond àunetendancedes films d'eauàs'étalerselon uneépaisseuruni forme. On peut ainsiexpliquercertainsphénomènesd'ascensionde l'eau dans un sol sec.

Maisilexistedenombreuxcasd'exception

àla loi de ladiffusioncapillaire.Parexemple,

l'expériencemontre quel'imbibitionpar le bas d'unecolonnede sol sec

àpartird'unenappelibre

88
n'intéressequ'unehauteurlimitéede terre. Mêmel'existenced'unfortgradientd'humiditéau con tact sol sec - sol humide estinsuffisantepourassurerladiffusionde l'eau dans ce cas. Un phéno mène analogue peut semanifesterlorsdel'arrosagede lasurfaced'un sol sec.

Parcontre,

toutle réseauliquideestsusceptiblede semouvoirenblocvers le hautlorsque les horizonssuperficielssontsoumisà uneévaporationou à lasucciondes racines:ils'agitd'un processusparticulierde ladiffusioncapillaire,qui a reçu le nom de"déplacementde l'eau sous forme de flhns »,Cedéplacementestindépendantdu sens et de lavaleurdugradientd'humidité. Ilfaitintervenirlacohésionde l'eau, dont ledéplacementcorrespondaumouvementd'ensemble des films. Lescouchesde solaffectéespar le phénomèned'évaporationserontdoncd'autantplus

épaisses que lesfilmsserontplus longs.

On peutcaractériser

"étathydriqued'un sol à un moment donné endéterminantl'humidité d'échantillonsprélevésdans destranchessuccessivesde soljusqu'àunecertaineprofondeur.La représentationgraphiquedeschiffresobtenus enfonctiondecetteprofondeurconstitueleprofil hydrique. Pour jugersil'humiditéduprofilestsatisfaisanteou non, ilconvientde fairefigurersur le mêmegraphiquelesvaleursde lacapacitéau champ et dupointdeflétrissement.La compa raison des

3courbesobtenuespermettrad'apprécier;

5

Profondeur

en cm ----_PF 2,5

Teneureneau

1520
1 11 1 1 1 1 10

Profilhydrique

_._._._pF 4,2 50
100
150
Fig.10• Relationentrelateneuren eau du solà différentspFetlaprofondeur. 67

1)Laquantitéd'eau totaleprésentedans le sol surl'épaisseurconsidérée.

2) Laquantitéd'eaudisponiblepourlevégétal.

3) Laquantitéd'eaunécessairepourramenerau soll'humiditécorrespondant

àlacapacité

au champ. Enpériodepluvieuseet sousréserveque les mesuressoienteffectuées24 ou 48heuresaprès ladernièrepluie, le sol setrouveauvoisinagede lacapacitéau champ et lesréservessontrecons tituées. Aucoursde lapériodesèche qui suivra, lespertesparévaporationsonttellesque le sol

se dessèche, lavitessededessèchementallantens'atténuantvers laprofondeur.De plus, ledessè

chement sera moinsbrutalen solcouvertqu'ensol nu. Ondésignesous le nom dedéficiten eau du sol lahauteurd'eau,expriméeen mm,néces saire pourreconstituerlesréservesdu sol etramenerle tauxd'humidité

àlacapacitéderétention,

sur toute lahauteurduprofil. Lorsquela saisonpluvieuseréapparaît, ledéficiten eau du sol se comble peu

àpeu, et le

profilhydriquesestabilisefinalementauvoisinagede lacapacitéderétention.

4. Besoins en eau descultures.

L'eau deconstitutiondesvégétauxfrais nereprésentequ'unetrèsfaiblepartiedesquantités

nécessairesaux plantes. Lafractionla plus élevée nefaitquetraverserlevégétalpourêtre éli

minée au niveau desfeuillespar latranspiration.D'oùl'intérêtde la mesure de laquantitéd'eau

transpiréepar levégétallorsquel'eau ne fait pas défaut.Cettequantitéd'eau,additionnéede

l'eau perdue au niveau du sol parévaporation,constituel'évapotranspirationpotentielle.Elle est

peu prèsindépendantedu type devégétation,et liéeétroitementauxconditionsmétéorologiques

Lorsquel'alimentationde la plante en eaun'estplusassuréedans desconditionsoptima

(sécheressedu sol, mulch naturel,épuisementdesréserves),l'évapotranspirationréelle estinfé

rieure

àl'évapotranspirationpotentielle.

Laconnaissancedel'évapotranspirationpotentielleet desprécipitationsconduit

àcalculer,

pardifférence,ledéficitthéoriqued'eau du sol, compte tenu dufaitque lesréservessontregar nies en fin de saison humide. Si ledéficitréel varie comme ledéficitthéorique,c'estquel'évapotranspirationréelle est

équivalenteàl'évapotranspirationpotentielle.S'ilaugmentemoins vite, il y aurasoitéconomiede l'eau

qui peut êtrebénéfiqueauvégétal,soitsécheresse(couvertvégétalclairsemé, flétrissemenL). Enconclusion,les besoins en eau duvégétalsontsurtoutfonctiondu climat, mais ilsdépen

dentégalementde lapériodependantlaquellelevégétalcouvrele sol et est en pleindéveloppe

ment. Laquantitéd'eaudisponiblevarieselon lescaractèresdu sol(textureetstructure)mais aussi selonl'extensiondel'enracinement.

4.2.-Caractéristiqueschimiques.

4.2.1.La capacitéd'échange.

Le solprésentelapropriétéd'échangerde manièreréversiblesoitdes cations,soitdes anions.L'échangedescationsestcertainementle plusimportant. Lacapacitéd'échangedecationsd'un sol (en abrégé C. E. C. ; dans lespublicationsde lan gueanglaiseBase ExchangeCapacityou B. E. C.) est /a somme decationsqu'ilestcapable de 68
fixer. On ladésignecourammentpar lalettreT. La somme decationsautresquel'aluminiumet S l'hydrogèneestdésignéepar S. Le degré desaturationVestlerapport--X 100. S et Tsont T exprimésenmilliéquivalentspour100 g de sol (1). L'aciditéd'échangeest celle qui résulte del'actiond'un sel neutre nontamponnésur un sol. Elle seraétudiéeavecl'aciditédu sol(paragraphe6.2.3.).

1.Causesde lacapacitéd'échange.Celle-ciest due

àla foisàlafractionminéraleetàla

fractionorganique.

Causes de lacapacitéd'échangedans lafractionminérale. Elle estsituéeau niveau des miné

Dans la coucheoctaédrique,du magnésiumpeutsesubstituer

àl'aluminium(cas desmontmorillo

nites);dans la couchetétraédrique,il peut yavoirsubstitutiondesiliciumpar del'aluminium(cas del'illite,desvermiculites,etc.). En raison desdifférencesdevalence, ilenrésulteundéficitde chargeimportantquidoitêtrecompensé àl'intérieurouàl'extérieurdu réseau par descations. Une autre cause decapacitéd'échangeest due auxrupturessur lesbordsdesfeuillets. C'est la cause de lacapacitéd'échangefaiblede lakaolinitepourlaquelleil n'y a pas desubstitutiondans le réseau.

Unetroisièmecause

estdueàladissociationdeshydroxylesliésàl'aluminium.C'estle cas pourl'halloysitequi est unekaolinitehydratée. Causes de lacapacitéd'échangede lafractionorganiquedu sol. Elle estdueessentiellement àlaprésencedegroupementstels que acide(-COOH)phénol(-OH)dontle nombre et laposition

sont trèsvariables.Elle est detoutefaçonbeaucoupplus élevée que pour lafractionminérale du sol.

On a essayéd'établirdeséquationspermettantdecalculerlacapacitéd'échangeenfonc tion desteneursenargileet enmatièreorganique.Elles nepeuventavoirqu'unevaleurtrèslimitée sans portéegénérale.

2. Facteursinfluant

surlacapacitéd'échange. Uncertainnombre defacteursont uneinfluencemarquée sur lacapacitéd'échange.Ce sont:la nature desconstituantsetleurtaille;lepH;la nature descationset des anions. a) Lesconstituants.Lacapacitéd'échangeest unepropriétéde lasurfacedesparticules.Elle est doncd'autantplusforteque lataillediminue. Les sables et les limonsn'ontdoncqu'unecapa citéd'échangetrès réduite,saufdanscertainscas où cesfractionsrenfermentdesproduitsen coursd'altération,ou bien desminérauxzéolithiqesdontlacapacitéd'échange estélevée.

Dans lafractioninférieure

à2Il,lacapacitéd'échangevariebeaucoupsuivantla nature des minérauxargileux.Lesvaleurs sontlessuivantes: mé/100 g

Kaolinite5-15

Halloysite30

Illite30

Montmorillonites80-130

Vermiculites100-150

Unementionspéciale

doitêtre faitepourlesproduitsamorphescontenantde lasilice,de l'alumine,du fer etbeaucoupd'eau, connus sous le nomd'allophanes.Ils ont unecapacitéd'échan getrèsélevée etvariablesuivantqu'onladétermineenmilieuacide oualcalin. 23

(1)L'équivalents'obtienten divisant la masse atomique de l'élément par sa valence.Ex.:pour le sodium -

=23 g, 40
1 lemillléquivaient0,023 g, pour le calcium - 20g;lemillléquivalent0,020 g. 2 69
b) Le pH auquel on mesure la capacitéd'échangea uneimportancetrèsnette.Au-dessousde pH 6, lacapacitéd'échangea unevaleurgénéralementstable. Onl'attribue

àce qu'onappellela

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