New Chapitre 3 : CARACTERISTIQUES PEDOLOGIQUES DES SOLS ET …francois.bigorre.free.fr/telechargement/5-chap3.pdf · 2002. 2. 25. · Less2 Calci1 Less1 Calci3 Carb 2. Chapitre 3

Chapitre 3 : Caractéristiques pédologiques des sols et leur relation avec les propriétés physiques.

47

Chapitre 3 : CARACTERISTIQUES PEDOLOGIQUES DES

SOLS ET LEUR RELATION AVEC LES PROPRIETES

PHYSIQUES.

INTRODUCTION

Les sols développés sur les plateaux calcaires du Dogger présentent des caractéristiques très

diverses. Dans ce chapitre, la séquence de sols sera étudiée en relation avec les changements

qui se produisent dans le sol durant la différenciation pédologique.

- Dans une première partie, des critères de l'évolution géochimique des sols comme le pH, le

taux de saturation du complexe d'échange ou la nature des ions échangeables seront utilisés

afin de définir des seuils d'évolution pédologique.

- Dans une deuxième partie, nous étudierons les processus d'évolution minéralogique des

phases argileuses. Cette étude sera présentée sous la forme d'un article intitulé : "Textural and

structural differentiation of clays during the soil decalcification and clay migration.". Cet

article est soumis à la revue European Journal of Soil Science.

Dans une troisième partie, les processus de différenciation des argiles au cours la constitution

des sols seront mis en relation avec les propriétés de rétention de l'eau. Les résultats seront

présentés sous forme d'un article intitulé : "Contribution des argiles et des matières organiques

à la rétention de l’eau dans les sols. Signification et rôle fondamental de la capacité d'échange

en cations.". Cet article est accepté pour publication dans les Comptes Rendus de l'Académie

des Sciences.

Enfin, nous conclurons sur les interrelations entre genèse des sols et genèse de leurs

propriétés hydriques.


48

3.1 CARACTERES GENERAUX DES SOLS EN RELATION AVEC LA

PEDOGENESE

Les processus de différenciation des sols sur le plateau résultent de trois grandes étapes qui

ont été décrites précédemment à savoir, la décarbonatation, la décalcification et le lessivage.

A ces trois grands processus, trois grandes familles de sols peuvent être associées:

Les sols carbonatés

Les sols calciques

Les sols soumis au lessivage

Nous distinguerons ces trois grands types de sols dans l'étude de leurs caractéristiques

pédologiques.

3.1.1 DISTRIBUTION GRANULOMETRIQUE DES SOLS

Les sols échantillonnés présentent des granulométries variées (Figure 3-1).

- Les sols carbonatés présentent deux types de texture. Les horizons C ou B/C des sols

carbonatés développés sur des calcaires oolithiques sont riches en éléments calcaires de la

taille des sables ce qui leur confère une texture de type argile limono-sableuse (groupe

Carb1). Les autres horizons présentent une texture de type argile lourde (groupe Carb2).

- Les sols de type calcique sont limono-argileux à argileux (groupes Calci1 et Calci2) ou

légèrement plus sableux (Calci3).

- Dans les sols présentant une forme de lessivage, les horizons supérieurs ont

préférentiellement des textures limono-argileuses (groupe Less 1), alors que les horizons

Bt sont argileux (groupe Less 2).

Au sein de chaque classe, les variations de texture se font parallèlement à l'axe argiles-limons.


49

Sables0 10 20 30 40 50 60 70 80 90

Limons

10

20

30

40

50

60

70

80

90

100

Argiles

0

10

20

30

40

50

60

70

80

90

sols calciquessols carbonatéssols avec lessivage

Figure 3-1 : Texture des sols échantillonnés

3.1.2 EVOLUTION DES SOLS, CRITERES PEDOGENETIQUES ET

GEOCHIMIQUES.

La CEC du sol est un excellent critère de l'évolution des propriétés de surface des

constituants.

Carb1

Calci2Less2

Calci1

Less1

Calci3

Carb 2


50

Dans les sols, une partie des charges de surface est variable en fonction du pH (Mc Bride,

1989). La Figure 3-2 montre l'évolution de l'importance des charges variables sur la CEC en

fonction du pH.

Figure 3-2: Evolution relative de la CEC effective par rapport à la CEC à pH=7,0 dans les

horizons.

En milieu acide, quand le pH est inférieur à 5,4, la valeur de la CEC mesurée à pH = 7 est

surévaluée (jusqu'à 40 à 50%) par rapport à la CEC effective réelle du sol. A l'inverse, en

milieu basique, la CEC mesurée à pH=7,0 est sous évaluée, et ce, du même ordre de grandeur.

Il apparaît donc, que dans les sols de cette séquence, les charges variables des sols

représentent une grande partie de la charge de surface des constituants.

En conséquence, la variation de la CEC par rapport à une CEC de référence obtenue à pH=7,0

est un excellent indicateur du type de charge des constituants du sol. En outre, la mesure de la

CEC au pH du sol permet de préciser les charges réelles des constituants. Cette variation de la

charge apparaît importante dès lors que l'on veut interpréter les aptitudes à la dispersion des

constituants fins des sols.

-0.6

-0.4

-0.2

0

0.2

0.4

0.6

0.8

1

4 5 6 7 8 9

pH

(CEC

cob

alt-C

EC M

etso

n)/C

EC M

etso

n

pH=5,4


51

La Figure 3-3 montre l’évolution du taux de saturation en cations (S/T) des horizons en

fonction du pH. Rappelons que les CEC et l’extraction des cations échangeables ont été

obtenus par l’ion cobaltihexammine.

Figure 3-3: Relation entre le taux de saturation de la CECco et le

pH des sols échantillonnés.

Trois grands types de sols peuvent être définis :

Sols carbonatés 7,6 < pH < 8,6 S/T = 1

Sols calciques 5,4 < pH < 7,6 0,9 < S/T < 1

Sols lessivés 4,7 < pH < 5,4 0,25 < S/T < 0,9

La capacité d’échange des sols est essentiellement saturée par le calcium et dans une moindre

mesure par du magnésium (Figure 3-4). Cependant les taux de Ca2+ et Mg2+ varient et ce sont

les sols qui sont le moins saturés en cations alcalins et alcalino-terreux qui présentent le

rapport Mg2+/Ca2+ le plus élevé.

De même, les ions divalents Mg2+ et Ca2+ sont toujours majoritaires devant les ions

monovalents Na+ et K+ (Figure 3-5). Le rapport divalents / monovalents diminue

parallèlement au taux de saturation. Les ions monovalents représentent au maximum 10% des

ions échangeables.

0.00

0.20

0.40

0.60

0.80

1.00

1.20

4 5 6 7 8 9pH

S/T (7,6;1)

(5,4;0,9)


52

Figure 3-4: Relation entre la proportion de la CEC saturée par

du calcium et du magnésium.

Figure 3-5: Evolution du rapport des cations échangeables

divalents/monovalents en fonction du pH.

Nous constatons que le lessivage est associé à une certaine desaturation en cations (S/T <0,9)

et à des pH < 5,4. Or nous savons que lorsque les sols sont partiellement desaturés en calcium,

1

10

100

1000

4 5 6 7 8 9pH

(Ca2+

+ M

g2+)/(

Na+ +

K+ )

y = -0.8468x + 83.525R2 = 0.9409

0

5

10

15

20

25

30

35

60 70 80 90 100 110

T saturé par Ca2+ (en%)

T sa

turé

par

Mg

2+ (e

n%)


53

la concentration en calcium de la solution est nécessairement faible. Dans ces conditions, les

cations monovalents, K principalement, prennent une importance relative face à Ca et Mg.

In fine, il apparaît d’ores et déjà que le lessivage ne se produit pas aux pH plus élevés que 5,4.

Il ne semble pas que la mise en culture et les pratiques de fertilisation et d’amendement aient

pu changer de façon profonde l’environnement géochimique des sols.

3.1.3 EVOLUTION ACTUELLE DES SOLS

La forte industrialisation de l’Est de la France depuis le 18e siècle à considérablement accru

les phénomènes d’acidification engendrés par les eaux de pluies. Aussi il est important de

quantifier l'impact des pluies acides sur les sols. Nys et al. (1995) ont montré une diminution

du rapport C/N dans les horizons de surface des sols forestiers de l'Est de la France durant les

25 dernières années. Ils ont attribué cette diminution de C/N à l'apport dans le sol d'azote

atmosphérique par les pluies. Thimonier (1994), qui a pu mettre en évidence des changements

de végétation herbacée dans les hêtraies du Nord-Est de la France. Pour Thimonier, le

développement ces 20 dernières années d’espèces nitrophiles et acidiphiles traduit une

augmentation de la richesse azotée et une acidification du milieu.

Ces résultats montrent une évolution rapide des propriétés du sol en réponse à une évolution

des conditions environnantes, à une échelle de temps beaucoup plus courte que celle

couramment attribuée aux processus pédogénétiques.

Au sein de notre échantillonnage, trois sols échantillonnés en 1995 avaient déjà été

échantillonnés en 1972 (Gury, 1972) sur les mêmes points de prélèvement. Ces sols sont un

rendosol colluvique, un calcisol et un Néoluvisol. Le Néoluvisol, plus profond, partiellement

désaturé et donc sensible à l'acidification a été étudié plus en détail.

La Figure 3-6 montre que le pH du néoluvisol a diminué sur l'ensemble du profil mais

principalement en surface, et ce, en parallèle avec une baisse du taux de saturation en Ca

(Figure 3-6). En outre, le rapport C/N mesuré sur 5 horizons provenant de trois sols différents

a lui aussi chuté (Tableau 3-1).

Nos résultats vont donc dans le sens des travaux cités précedemment. Bien entendu, on ne

peut pas exclure un biais expérimental lié à l'évolution des techniques de mesure ou même à

la variabilité naturelle des sols à l'échelle du prélèvement et nous concluerons principalement

en réaffirmant des résultats antérieurs.


54

Cependant, nos résultats, mais surtout les travaux antérieurs de Nys et al. (1995) et Thimonier

(1994) montrent clairement que dans le milieu étudié, l'évolution des sols est rapide et les

changements sont perceptibles à l'échelle humaine. Bien entendu, cela concerne en premier

lieu les sols dont le profil est décarbonaté. Nous voyons que le pouvoir tampon du sol joue

alors un rôle déterminant dans l’évolution des sols et de leurs propriétés.

Figure 3-6: Evolution du pH et du rapport Ca échangeable/CEC d'un sol brun lessivé entre

1972 et 1995.

Tableau 3-1 : Evolution du rapport C/N de

5 horizons provenant de 3 sols

échantillonnés en 1972 et 1995.

C/N 1972 1995sbc 5-20 16,7 10,47sbl 0-10 15 11,24sbl 40-65 11 6,2rco 0-20 11,5 7,7rco 20-40 9,6 8,8

0 1 2 3 4 5 6 7

A1

A2

B1

B2

B/C

Hor

izon

s

pH

19721995

0 0.2 0.4 0.6 0.8 1

A1

A2

B1

B2

B/C

Hor

izon

s

Ca2+/T

19721995


55

***

Dans cette première partie du chapitre 3 nous avons abordé différents aspects des

caractéristiques des sols. En résumé, nous pouvons dire que les sols possèdent des textures

argileuses à limoneuses très variées sans que les sables soient représentés ici dans une

proportion importante. L'évolution granulométrique va de pair avec une évolution

géochimique. On constate que les sols lessivés possèdent un pH relativement bas (<5,4) avec

un taux de saturation en Mg voire en cations monovalents élevé.

Les phénomènes d'acidification sont encore actuels puisque l'on note une variation

significative du pH en 25 ans.

Dans ce qui suit, nous montrerons sur quelles bases cette évolution géochimique et texturale

peuvent être interprétées.


56

3.2 TEXTURAL AND STRUCTURAL DIFFERENTIATION OF CLAYS

DURING DECALCIFICATION AND CLAY MIGRATION. CASE OF

SOILS DEVELOPPED ON LORRAINE LIMESTONES (FRANCE)

F. BIGORRE & D. TESSIER

Laboratoire de Science du Sol, INRA Versailles, 78026 Versailles Cedex (France)

*Correspondence. D. Tessier. E-mail: [email protected]

Summary

In Eastern France, the soil sequence commonly grades from slightly differentiated calcic soil

to greatly impoverished luvisols with high differentiation due to clay migration from surface

to depth. We show on what bases the changes in soil characteristics and properties can be

interpreted.

Clay fractions, i.e. 2-5, 0.2-2 and < 0.2 µm were studied by X-ray diffraction and peak

decomposition, CEC and surface area (EGME) in order to specify mineralogical change

mechanisms. We determined quantitatively the elements by TEM equipped with an EDS

analytical system. The EGME surface area and the CEC of the clay fractions increased from

Calcisol to Luvisol. The smectite content increased, whereas the amount of illite decreased.

The clay migration in the profile involved preferentially very fine <0.2 µm and < 2 µm

fractions. In the eluvial horizon, kaolinite minerals neither move nor were affected by

structural or textural changes. In the illuvial zone, the electric charge of the clay layers lies

between 0.3 and 0.6 negative charge per half-cell. The electric charge is distributed between

tetrahedral and octahedral cavities, and clay illuviation involves a diminution of the surface

charge of 2:1 minerals and, simultaneously, a decrease in particle size. Because the data show

very gradual transitions between large and small layer charge, we conclude that the


57

modifications of the constitution of the 2:1 clay minerals can be interpreted as a solid clay

solution and that changes in their crystal structure characterize pedogenesis.

INTRODUCTION

In the Northern part of France, loamy soils are developed on contrasting geological

formations and thus very different parent materials. For instance, in North-East, soils

developed on calcareous materials are brown and leached, i.e. there has been (i) a progressive

loss of carbonates, (ii) partial desaturation in alkaline and alkaline earth exchangeable cations,

and (iii) clay migration in the E horizon towards Bt horizons (Jamagne and Pédro, 1978;

Smith & Wilding, 1972). This pedogenesis, which is referred to as 'dissociative' (Pédro,

1983), is characterized mainly by the mobility of the clay fraction. The decalcification process

has led to a sequence from Calcosols towards Luvisols, which includes intermediate types

(Kubiena, 1953; Jamagne and Pedro, 1978).

Changes in mineralogy and in clay texture are the major features of this development. The

nature of mobile clay minerals and associated compounds characterizes current soil formation

and functioning as regards to the soil environment. Jamagne et al. (1987) highlighted the main

characteristics of the mobile clay by comparing analyses of clay coatings and of the soil

matrix in the Bt horizons. However, even today little is known about the migration

mechanism. Indeed, few works refer to textural and structural clay differentiation in soils,

with their precise consequences on physical and chemical properties.

It is known that surface charge densities and the locations of isomorphous substitution play a

critical role in the microstructural organization of clays (Tessier and Pédro, 1987). Various

theories have been proposed to explain the clay dispersion. The diffuse double layer theory

predicts a relation between swelling and layer distances for Na+ smectites. However for Ca2+

clays little is known about the microstructure in the range of very low calcium concentration.

Because the microstructure of clay layers is also pH dependent (van Olphen, 1977), it is also

necessary to take into account the geochemical environment.

The objectives of this work are to improve knowledge about the mineralogical changes of the

clay fraction and clay distribution within the soil profile during soil formation. A careful

study of the clay by using X-ray diffraction with quantification of the phases involved and of

their specific chemical constitution by means of transmission electron microscopy was carried

out.


58

MATERIALS AND METHODS

Studied soils

The area extending from Nancy to the border of Luxembourg is characterized by the presence

of soils developed on limestone and a soil toposequence was described. The studied soils

come from the calcareous plateau of the Haye close to Nancy. These soils are developed on a

calcareous substrate of middle Jurassic age mapped to the scale of 1/25 000 by Gury (1972).

To describe these soils, the French classification System (AFES, 1995) was used.

Soil distribution is as follows (Figure 3-7):

- At the edge of the limestone plateau, Rendosols and thin Calcosols are carbonated.

- In the intermediate position, the Calcisols are decarbonated but their exchange complex still

remains saturated with alkaline and alkaline-earth cations.

- In the center of the plateau, Neoluvisols are affected by the process of clay migration.

Soil samples were taken on standard profiles representative of the soil diversity on the

plateau. Calcosols, Rendosols and Calcisols had thin profiles (< 50 cm). Homogeneous

cambic and calcic horizons, denominated here (B) horizons, were identified. In the soils

presenting clay migration, the clay-impoverished horizon (eluvic, E horizon) and the

accumulation argillic horizon (Bt) were studied. Their main properties are summarized in

Table 3-2.

The (B) horizon types are rather heavy and their pH is over 7. Bt horizons have clay contents

of the same order of magnitude as the (B) horizons, but their pH is lower and varies between

5 and 6. E horizons are clearly impoverished in clays and present a slightly more acid pH than

Bt horizons.


59

Table 3-2: Main characteristics of the sampled horizons. Values

followed by the same letter do not differ at P<0.05 (Bonferroni

corrected T test).

Type ofhorizon

Claysg.kg-1

pH CECcmolc.kg-1

Mean σ Mean σ Mean σ(B) 471 a 14 7.71 a 0.31 27.5 a 2.4

E 235 b 2 5.15 b 0.84 9.8 b 1.7

Bt 419 ab 5 5.77 b 0.87 17.7 ab 1.3

Figure 3-7 : Soil distribution along the calcareous plateform.


60

Methods

Mechanical analysis was carried out after dispersion with sodium hexametaphosphate. Both

for soil samples and extracted clays the cation exchange capacities and the exchangeable

cations were determined by exchange with cobaltihexammine chloride (Ciesielski &

Sterckeman, 1997).

For the mineralogical study, the fractions 2-5, 0.2-2 and <0.2µm were extracted from 9 B

horizons, 4 Bt horizons and 3 E horizons. The 2-5 µm fraction is most likely to contain

phyllites inherited from primary minerals (Hardy et al. 1999). For clay extraction, the

horizons containing CaCO3 were decarbonated with a sodium acetate solution buffered at

pH=5.5 (Alexiades & Jackson, 1966). The organic matter was destroyed with a diluted H2O2

solution. Clay dispersion was carried out by addition of diluted NaOH, and agitation with ball

glasses for 12 hours. The 2-5µm and < 2µm fractions were extracted by sedimentation. In the

< 2 µm fraction, the <0.2µm fraction was separated by centrifugation.

On the clay fractions, specific surfaces were measured by adsorption of ethylene glycol

monoethyl ether(EGME) according to Heilman et al. (1965).

Clay mineralogy

The samples were Ca-saturated, then studied after air drying, solvatation with ethylene glycol

and heating at 200, 350 and 500°C according to Robert & Tessier (1974). The X-ray

diffraction diagrams were obtained with a Siemens D5000 diffractometer equipped with kα1

cobalt radiation. The diagrams were interpreted with DECOMPXR software (Lanson, 1993).

A minimum shift of 0.3°2θ on the peak position and 0.2° 2θ in width represents the threshold

of separation between two phases by the method of Lanson & Besson, (1992). Diagram

deconvolution follows various stages. They were initially smoothed and their background

effects eliminated. Then, the surface area of the elementary peaks was measured by adjusting

a Gaussian or Lorentzian curve by least square method. The various minerals were then

quantified according to their peak surface.


61

An example of diagram analysis is presented in Figure 3-8. Each peak was individualized and

its surface was calculated in order to determine smectite, illite and kaolinite contents

according to the following procedure:

1. 1.04 nm and 1.55 nm peaks represent pure illite and smectite, respectively. Intermediate

peaks were considered as a mixture of two phases. Their respective contents were deduced

according to the displacement of the peaks in-between the pure phases.

2. The surface area of the peak at 0.716 nm gives the kaolinite content, for instance 20% for

the given example.

3. The percentage of illite was calculated by the following formula:

surfacepeakiS

peakiofsmectite

illiteratioSmeIll

surfacepeakIlliteSSSmeIllSIllite

i

i

I

iiI

=

=

=

×+= ∑

)/(

)/((%

3. The percentage of smectite was calculated by the following formula:

surfacepeakiS

peakiofIllite

SmectiteRatioIllSme

SurfacePeakSmectiteSSIllSmeSSmectite

i

i

S

iiS

=

=

=

×+= ∑

)/(

)/((%


62

Smectite Illite & Smectite Illite Kaol.Ratio Illites/smectites (Ill/Sme) 0 0.21 0.37 0.655 1

Peak Positions (Pi) in nm 1.54 1.43 1.35 1.191 10.04 7.16% Surface (S) 12 21 15 26 7 20

Figure 3-8 : : Example of XRD diagram, with best fitted curve (black line) and computed elementary

curves (grey lines).

Neoluvisol, E horizon, 0.2-2µm fraction

0.716

1.000

1.429

1.538 1.345 1.191

0

20

40

60

80

100

120

5 7 9 11 13 15 172 théta

Inte

nsity


63

Particle analysis

Specific chemical analyses were carried out on individual clay particles. A Philips

transmission electron microscope (TEM) model 420 equipped with a LINK energy dispersive

system was used for chemical analysis. The samples were put in equilibrium with a water

potential of –3.2 kPa (Tessier & Berrier, 1979). The clays were then embedded in a resin

according to Tessier (1984), Elsass et al. (1998). After fixing the sample with agar-agar,

dehydration was carried out by successively replacing water by methanol, propylene oxide

and finally an epoxy resin (Spurr, 1969). The samples were then placed at 65°C for 24h for

polymerization. Ultra thin sections 70 nm thick were prepared with a Reichert-Jung Ultracut

E ultramicrotome equipped with a diamond knife.

The thin sections were placed on copper grids coated with collodion. Because the sample was

initially hydrated, the elementary particles were easy to locate. The chemical analyses were

carried out in order to characterize the elementary particles. A population of 50 particles

constitutes a minimum number in order to obtain a measurement representative of the sample.

The analyses (55 to 70) were carried out and the contents of Si, Al, Fe, Mg, K, Ca, Na and Ti

made it possible to calculate the structural formulas of the clays.

Statistical analysis

The data were processed with a one way analysis of variance model (ANOVA). We used a

linear model with interactions where:

Yijk = µ+αi+βj+(αβ)ij+δijk

Σαi=Σβj=Σ(αβ)ij=0

δijk→N(0,σ2)

with:

Yijk = variable analyzed ; µ = mean of the population ; αi= effect due to explicative factor 1 ;

βj= effect due to explicative factor 2 ; (αβ)ij= effect due to the interaction between the two

explicative factors ; δijk = residue.

In each case, the interactions between the explicative factors were non-significant, thus we

used the same model without interactions.


64

RESULTS

Mechanical analysis and physicochemical data

Figure 3-9 gives the mechanical analysis of the fractions < 0.2, 0.2-2 and 2-5 µm within the <

5 µm fraction for the eluviated (E) and illuviated (Bt) horizons of a brunisol luvique i.e. a

slightly leached neoluvisol (a) and a typical neoluvisol (b). The content of the 2-5µm phase is

greater in the E horizons than in the Bt horizons. Conversely, one can observe enrichment of

the Bt horizons in <0.2µm particles and impoverishment in the E horizons. The intermediate

0.2-2 µm fraction remains rather constant.

Table 3-3 shows the mean values of specific surface areas and CEC for each clay fraction and

each horizon. The specific surfaces (SS) are in the range of 51 to 285 m2.g-1 and CEC of 11 to

54 cmolc.kg-1. Clay size is the first factor of variation. The <0.2µm fractions have the greatest

SS and CEC. The type of horizon is the second factor of variation ; the specific surface areas

and CEC greatly increase in the Bt horizon compared to that of E horizons. (B) horizons have

intermediate properties.

The results of a variance analysis of CEC and SS values are reported in Table 3-4. CEC and

specific surface areas were analyzed as a function of two factors: type of horizon and clay

fraction. The model explains 93% of the variability of specific surface areas (SS) and 93% for

CEC. This approach makes it possible to reveal the influence of the type of the horizon and

the clay particle size on the value of SS or of CEC. The CEC and specific surface areas can be

represented in the following way:

CEC = [CCECa] + [CCECb] + [CCECc].

SS = [CSSa] + [CSSb] + [CSSc].

Where:

- a, constant,

- b, is related to the pedological nature of horizon (B, E, Bt),

- c, depends on the size of the fraction considered (<0.2, 0.2-2 and 2-5 µm),


65

This type of presentation makes it possible to show that CEC and SS decrease from Bt

horizons to (B) and E horizons. CEC and SS values also decrease when the particle size

increases. The particle size explains 65 and 54% respectively of the variability of SS and of

CEC. The type of horizon explains 27.5 and 39.5% respectively of SS and CEC variability.

Figure 3-9: < 5µm particle size of E and Bt horizons in

a typic neoluvisol (a) and in a brunisol luvique

(slightly leached neoluvisol).

11

28

54

40

0% 20% 40% 60% 80% 100%

Bt

E

2-5µm 0.2-2µm <0.2µm(b)

12

18

60

55

0% 20% 40% 60% 80% 100%

Bt

E

2-5µm 0.2-2µm < 0.2µm(a)


66

Table 3-3 : Mean total EGME surface area and CEC in

each horizon type.

Size in µmHorizontype 0-0.2 0.2-2 2-5Bt 285 196 111

(B) 244 165 121Specific area(m2.g-1)

E 266 140 51

Bt 54 42 25

(B) 50 37 28CEC

(cmolc.kg-1)E 48 27 11

Table 3-4 : EGME surface area (SS) and CEC modeled as a

function of particles size and horizon type (ANOVA, P<0.05).

R²=0.93 R²=0.93

CEC σ SS σ

Constant 37.6 1.0 167 4.8

Bt 6.4 - 27 -

B 2.0 1.7 -3 8.1

E -8.9 1.5 -27 7.1

<0.2 µm 17.2 - 90 -

0.2-2 µm 1.2 1.3 2 6.2

2-5µm -16.4 1.5 -81 7.1


67

XRD

The results underlined three principal mineral species, namely interstratified illite-smectite

(IS), illite (I) and kaolinite (K). We noted the presence of non-swelling IS clays such as IS

illite-vermiculite and IS illite-chlorite in small proportions. Chlorite is concentrated in the 2-

5µm fractions, and this is the case whatever the soil type. Vermiculite is exclusively present

in the 0.2-2 µm fractions in calcosols and calcisols.

A synthetic presentation of the results consists in defining an index of smectitisation (Is)

based on the relationship between the contents of non-swelling minerals (illite + kaolinite)

and the smectitic fraction, with Is = (I+K)/S.

This index characterizes each horizon, i.e. B, E and Bt (Table 3-5) and decreases from (B)

(1.56-2) to E (Is ~1.3) and Bt horizons (Is < 1.2).

Table 3-6 was drawn up from the kaolinite, illite and smectite contents deduced from the X-

ray diagrams deconvolution. According to a similar procedure to that used for CEC and SS

analysis, horizon type and particle size fraction make it possible to show the relative

importance of the three phases and their variation from one horizon type to another. An

average clay concentration of 12, 43 and 45 % for kaolinite, illite and smectite, respectively,

was defined. One can evaluate the role of the type of horizon and particle size in clay

mineralogy. The content of kaolinite, illite and smectite of the selected particle sizes can be

deduced by adding or removing the amount indicated in Table 3-6.

- The (B) horizons are rich in kaolinite and illite but contain very low amount of smectite.

- The Bt horizons contain lower amounts of kaolinite and illite but are richer in smectites.

- In E horizons, the concentrations of the three phases ranged in-between.

Table 3-6 also shows that the effects of the clay size on clay mineralogy. The greatest

variations are observed in fractions < 0.2 µm and 0.2-2 µm. The content of smectite varies

little from one particle-size to another. Kaolinite content greatly decreases in < 0.2 µm

fraction while illite content decreases in 0.2-2 µm fraction.


68

Table 3-5: Ratio

(kaolinites+illites)/smectites.

Particle. size (B) E Bt

2-5 1.56 1.32 1.20

0.2-2 2.03 1.25 0.79

< 0.2 1.56 1.3 0.95

Table 3-6 : Smectite, illite and kaolinite contents modeled as a

function of particles size and horizon type (ANOVA, P<0.05).

KaoliniteR²=0.73

IlliteR²=0.71

SmectiteR²=0.79

Constant 12 43 45

B +2 +7 -9

Bt -4 -6 +10

E +2 -1 -1

<0.2µm -6 +5 +1.2

0.2-2µm +5 -5 -0.5

2-5µm +1 -0.3 -0.7


69

The variance analysis shows that horizon type accounts for 51 % of illite variability while

particle size accounts for 27%. For kaolinite, the particle size accounts for 50 % of its mineral

variability and the horizon type only 15 %. Kaolinites are located in 0.2-2 µm fractions and

can only be found in small amounts in < 0.2 µm fraction. On the other hand, the smectite

content depends only on the type of horizon, which account for 62 % of its variability for only

0.62 % for the particle size. Clay mineralogy thus appears to vary according to the degree of

soil formation and its clay particle size. The type of horizon mainly influences the

illite/smectite ratio. The particle size accounts more for the content of kaolinite. Thus, for the

whole soil sequence studied, the nature of < 5 µm components can be greatly modified

according to the soil horizon.

Particle analyses

The particle size distribution, and the mineralogical and physicochemical analysis showed

considerable changes in the amount, nature and surface properties of clays. To better

understand the mechanisms leading to these changes, we carried out chemical analyses on

elementary particles. Structural formulas were established and the layer charge calculated.

The results obtained on fractions < 0.2 and 0.2-2 µm of Bt and (B) horizon and on 0.2-2 and

2-5 µm of E horizon are reported in Figure 3-10. If one excludes kaolinites (structural layer

charge close to zero), the layer charges of the analyzed particles vary from 0.1 to 1 negative

charge per half-cell (Figure 3-10). The value and location of isomorphous substitutions vary

simultaneously from -0.3 to -1.3 per half-cell in tetrahedral position and from -0.8 to +0.6 per

half-cell in octahedral position. The tetrahedral charge also clearly decreases with particle size

and the octahedral charge becomes negative. Such an evolution is also observed from

Calcosols to Neoluvisols.

Pure mineral species were not detected and Si/Al ratios were intermediate between the

theoretical values of kaolinite, illite and pure smectite, i.e. 1, ~1.5, and ~2, respectively.


70

Figure 3-10: Charge location for different clay particle

sizes. (a) B horizon ; (b) E horizon ; (c) Bt horizon.

0,00

0,50

1,00

1,50

0,00 0,20 0,40 0,60 0,80 1,00

tetrahedral charge

laye

r cha

rge

(B) 0.2-2µm(B) <0.2µm

b

0

0,5

1

1,5

0 0,2 0,4 0,6 0,8 1

tetrahedral charge

laye

r cha

rge

E 2-5µm E 0.2-2µm

a

0,00

0,50

1,00

1,50

0,00 0,20 0,40 0,60 0,80 1,00

tetrahedral charge

laye

r cha

rge

Bt 0.2-2µm Bt < 0.2µm

c


71

A variation in composition was also observed for Fe, Mg and K. The analyses indicated that

the passage of the coarse to the finer fraction leads to an increase in iron content, in

magnesium, in aluminum and a decrease in silicon content. Moreover, in Bt horizons, the

finest fractions (<0.2µm) are K-impoverished and their Si/Al ratio tends to increase (Figure

3-11). Clearly, this development characterizes the progressive transformation of illites into

smectites.

Figure 3-11 : Ratio Si/Al and potassium (k) content in clay size <0.2µm

from Bt and B horizons. k unit : atoms per half cell.

0,0

0,1

0,2

0,3

0,4

0,5

0,6

0,7

0,8

0,9

1,0

0,8 1,0 1,2 1,4 1,6 1,8 2,0 2,2Si/Al

K

(B) <0.2µmBt <0.2µm


72

DISCUSSION

This section will include two parts, i.e. the factors of pedogenesis and a contribution to the

study of mechanism of clay migration.

Factors of pedogenesis

In soils of Northern France, Jamagne et al. (1987) showed that the Bt horizon cutanes are

mainly made up of < 0.2 µm particles in the illuviated phases. Grossman et al. (1964) &

Jamagne et al. (1984) underlined the presence of interstratified swelling clays in cutanes. We

also detected such fine particles in the whole clay and correlative changes in CEC and surface

area.

Our work confirms such changes in the clay mineralogy but chlorites, were still present in 2-5

µm fraction, in the (B) horizons. Because these minerals are degraded in leached soils, they

are rather unstable and transformed into smectites. They subsequently disappear in <2µm

fractions, probably due to the destruction of their brucitic layer (Berthelin 1976).

Caillier et al. (1986) were able to distinguish a similar evolution of the minerals according to

the soil age. The youngest soils presented a paragenesis of the illite-vermiculite type which

evolved into a smectite-vermiculite, and then kaolinite-goethite paragenesis for the oldest

soils.

In our case, Calcosols, Rendosols and Calcisols contain ~50% of illite. During soil

differentiation, only smectites, i.e. fine clay particles can migrate towards Bt horizons. The

eluviated E horizons evolve to a paragenesis of illite-kaolinite type. Smectites can be

deteriorated towards kaolinites when clay migration is intense and the pH acidic (Wilson &

Caldwick, 1972; Karathanasis & Hajek, 1983). Kaolinite crystals observed are much larger

than those of smectites and are present in the soils according to same facies throughout the

entire sequence evolution. In a long-term pedogenesis, an accumulation of kaolinites is due to

the migration of other clay phases. The facies of kaolinites would not change and they would

represent fractions of over 0.2µm, without mobility being identified.


73

Specific analyses supplement these interpretations and allow us to specify the mineralogical

changes of the soils. In the studied soil sequence, the passage from a mineral form to another

is done continuously in-between two poles representing the pure mineral phases, namely

illites and smectites. Such differentiation of illite into smectites was observed in E horizons of

spodosols in cold and wet climates (Ross & Mortland, 1966; Gjems, 1970). Smectites are

formed by loss of potassium from illite (Crawford et al., 1983) and are then of beidellite type

with a high tetrahedral layer charge (Özkan & Ross, 1979).

These illite-smectite transformations can be interpreted as irregular interstratification between

various mineralogical forms or as a solid solution of the minerals. Robert et al. (1991) showed

by studying clays in soils developed on sedimentary deposits of France that clays in soils are

almost polymineral species and composed of five layers on average with small lateral

extension. The stacking of these small homogeneous particles originate interstratified textural

clays. This particular type of interstratification was observed by TEM and X- rays as a result

of the fabric of mono-mineral particles (Nadeau et al. 1984).

The concept of solid solution in clays seems to be fully justified even with monomineral

phases (Duplay 1982). In soils, the particles are small in size, i.e. one to four layers maximum

for the fraction < 0.2 µm. The data from these populations show very gradual transitions in

chemical composition and thus in crystal structure. These particles would thus be made of a

solid solution leading to irregular interstratification, i.e. vertically, layer stacking, but also

laterally for the layer constitution itself.

A contribution to the mechanism of clay migration

Our results make it possible to explain the mechanism of clay migration. According to our

results, the mobile particles are those < 0.2µm in size and their composition tends to approach

the smectitic pole. For these particles, the layer charge is below 0.5 with an octahedral charge

close to 0. It appears that the particles whose layer charge is higher than 0.5 are not mobile.

However, according to Djéran et al. (1998), one finds illitic particles with external layers

having a smectitic character. Thus it is not necessary that the entire illitic fraction be

completely transformed into smectite because the external clay layers can acquire specific

properties of smectites. Jackson et al. (1952) proposed an edge weathering model with a

progressive degradation of micas starting from the edges to the middle of particles. This

model is thus perfectly coherent with our results.


74

The fine clays accumulated in Bt horizons have a low charge distributed in tetrahedral and

octahedral position. Conversely, the particles, which do not migrate, are high charged

minerals, primarily located in tetrahedral position as in illites and vermiculites.

It is usually assumed that clay migration begins when the pH is close to 6 and S/T ratio close

to 0.8, i.e. when the calcium concentration in the solution is very low. In such conditions, the

CEC measured at soil pH can decrease by 40 % between pH 8.3 and 5.5 (Tessier et al. 1999).

By lowering the pH, the surface charge density can decrease and this mechanism can

influence particle mobility.

Thus, the permanent charge value, the charge location and the geochemical environment

appear to control the migration of the particles in soils. Due to their small particles and their

low layer charge, the smectites are easily subject to migration. To a lesser degree, illites are

also mobile, probably because their particle periphery approaches the surface properties of

smectites. Conversely, in the context of our study, kaolinites do not migrate. They remain

mainly distributed in the fraction 0.2-2 µm and are a residual clay fraction with poor surface

properties.

CONCLUSIONS

In the soils developed on limestone materials in an area located in Eastern France, the nature

of the fine phases can evolve considerably during the pedogenesis. The least developed

calcosols are rich in primary minerals, i.e. non-swelling or high charge minerals of chlorite

and vermiculite type. A part of these clays is concentrated in the fraction 2-5 µm. This

fraction is to some extent a potential reservoir for subsequent argilification. During

pedogenesis, a microdivision of the clay is observed when the soil is decarbonated. Thus the

soil starts to reach desaturation in exchangeable cations, especially in calcium.

In the soils under study, it was not possible to highlight any clay dissolution and thus

aluminum migration. However, with such a low cation concentration, the presence of low

charge minerals, and also a decrease in pH with charge dependent of surfaces, induce clay

migration. This is mainly due to a loss of the cohesion forces between the adjacent constituent

surfaces. As a result of this, when environmental conditions are met, for instance climatic


75

conditions after the dry season, the finer and low charge particles are able to move. The

mineralogical changes are progressive and seem to be continuous. The mechanism of clay

constituents differentiation could be analyzed as an evolution of a solid solution, due to a

progressive alteration of both tetrahedral and octahedral sheets of clay minerals. Because

CEC, specific surface area and layer charge of the soil constituents vary greatly, physical and

physicochemical properties are greatly affected. This question will be examined in another

paper.


76

3.3 CONTRIBUTION DES ARGILES ET DES MATIERES ORGANIQUES A

LA RETENTION DE L’EAU DANS LES SOLS. SIGNIFICATION ET

ROLE FONDAMENTAL DE LA CAPACITE D'ECHANGE EN CATIONS.

François BIGORRE, Daniel TESSIER* et Georges PEDRO

Laboratoire de Science du Sol, INRA Versailles, 78026 Versailles Cedex (France)

*Correspondance et tirés à part. [email protected]

RESUME

Les propriétés de rétention d’eau de sols et d’argiles extraites de sols ont été mises en relation

avec la capacité d’échange en cations et la surface spécifique EGME. La rétention d’eau au

potentiel matriciel –1,6 MPa est très bien corrélée à la CEC, qu’il s’agisse des sols ou des

argiles extraites. Les résultats indiquent que les matières organiques et les argiles possèdent, à

cette valeur de potentiel, des propriétés d’hydratation propres et additives. Par contre, à –107

MPa, les argiles retiennent de l’eau adsorbée, alors que les matières organiques sont

complètement déshydratées. Il en résulte que les mesures de surface spécifique EGME et les

isothermes d’adsorption d’eau à –107 MPa renseignent seulement sur les propriétés de surface

des argiles, sans que les matières organiques soient prises en compte dans les mesures.

Mots clés : Capacité d’échange en cations, surface spécifique, EGME, rétention d’eau.


77

ABRIGED ENGLISH VERSION

Significance of CEC and surface area of soils. How clay and organic matter contribute

to water retention properties.

Abstract

The water retention properties of soils and clays extracted from soil profile horizons were

analyzed as a function of their cation exchange capacity (CEC) and EGME surface area. The

water retention at -1.6 MPa matric potential was very well correlated with the CEC. At this

water potential, organic matter and clay have their own and additive water retention

properties. At -107 MPa, clays still retained adsorbed water whereas organic matter was

completely dehydrated. Consequently, the EGME surface area and water adsorption isotherms

at -107 MPa provide information only on clay surface properties, while those of organic

matter are not measured by the methods.

Key-words: Cation exchange capacity, surface area, EGME, water retention.

In soils in general, fine particles control a great part of the physical and chemical phenomena

as a result of their textural and structural differentiation during pedogenic processes. The

purpose of this note is to analyze the changes in soil water retention properties in relation with

the properties of their components i.e. CEC, EGME surface area, organic carbon and clay

contents.

Materials and methods

A soil sequence from Eastern France including different phases of decarbonation,

decalcification and clay migration in aerobic conditions was sampled. 50 soil samples were


78

taken on standard profiles representative of the soil diversity on the plateau. The samples were

classified into 3 types of horizon. The horizon called (B) was characteristic of the calcareous

and calcic Ap horizons, the calcareous and calcic S horizons. In the soils presenting clay

migration, the horizon impoverished in clay (E) and the horizon of accumulation (Bt) were

studied.

The fractions 2-5, 0,2-2 and <0,2µm were extracted from 16 soil horizons. Their surface area

was measured by adsorption of ethylene glycol monoethyl ether (EGME, Heilman et al.,

1965). The cation exchange capacity (CEC) was determined by exchange with cobalt

hexamine trichloride (Ciesielski and Sterckeman, 1997). The soil CEC was determined at

pH=7 (AFNOR, 1996). Organic carbon was obtained by C&N element analyzer (Fison Carlo

Erba). The water retention study was carried out at -1600kPa in a Richards cell (Richards,

1948) and at -107 MPa with a controlled hygrometry desiccator (Tessier, 1984).

Results, discussion

Significance of CEC and EGME surface area

The clay surface areas (SS) ranged from 40 to 300 m2.g-1 and the CEC from 7 to 65 cmolc kg-1

(Figure 3-12). Their ratio varied from 1 to 5 for coarse (2-5µm), medium (0,2-2 µm) and fine

clays (<0,2µm). The second variation factor of clay properties was the horizon type. At a

given particle size, Bt horizons had higher SS and CEC values than those of the E horizons, in

relation to clay migration processes. The slightly differentiated (B) horizons had in-between

properties. Although the range of CEC and surface area values was very large, the CEC/SS

ratio remained constant. It was concluded that the CEC or the SS could be used to

characterize the properties of the fine components.

Relationships with water retention

Fine fractions

In order to determine the respective contributions of the clay mineral phase and organic

matter, the results were treated from two sampling groups. The first contains all the samples

(32 values). The second includes only those containing less than 5g. kg-1 of organic carbon

(24 values). The following linear relations were used to model the water retention at -1.6 MPa

and -107MPa:


79

W= a.CEC + b (1)

W = c.SS+ d (2)

-At -1.6 MPa, the CEC explained 83-84% of the variability of water retention (Tableau 3-7).

The quality of the relation obtained with CEC was independent of the organic matter content,

i.e. CEC is quite representative of the surface properties, but also of the cumulated properties

of both clay and organic matter hydration. SS explained only 78% of the water retention

variability for all samples but the quality of the regression was clearly improved when non-

organic samples were taken into account (R2 = 0,87).

According to the literature, EGME is known to measures only mineral surfaces and does not

characterize the surface area of organic matter (Cihacek and Bremner 1979; Tiller and Smith

1990). EGME surface area is thus a tool adapted to characterizing the mineral phase without

including the organic surface area.

-At -107 MPa a similar approach was developed to evaluate how clays and organic matter

contribute to water retention. The CEC explained the variability in water retention very well,

especially for non-organic samples (Tableau 3-7). This means that organic matter acquires

specific water properties that the CEC does not take into account.

Soil Samples

-At -1.6 MPa, (Tableau 3-8), clays and carbon explained 90% of water retention variability

(W1.6). The model with only CEC appeared quite relevant. This confirmed the results obtained

on fine fractions. The CEC is therefore representative of the surface properties and the water

retention properties of clays and organic matter.

-At -107 MPa, the study of the statistical relation between the water retention and clay and

carbon contents showed that these two parameters explained 92.9% of water retention

(Tableau 3-8). With 0.1% of the variability explained by carbon, the contribution of organic

matter to water retention became negligible.

Conclusions

Our results showed that on a homogeneous parent material, within a small natural area, soil

properties and specially clay particle size and mineralogy could evolve in a considerable way.


80

CEC and EGME surface area are complementary indicators of particle size, nature of

components and soil organization.

The CEC can take into account the water retention properties of organic matter and in

particular moisture at the wilting point in the same way as for clays.

On the other hand, at lower water potentials, for example corresponding to air-drying (- 107

MPa), organic matter no longer retains water. Only water adsorbed on clay surfaces remains

present. Under these conditions and as shown in the results of Tableau 3-7, EGME surface

area accounts well for the hydration to - 107 MPa.

INTRODUCTION

Dans les sols, les constituants finement divisés assurent pour l’essentiel la régulation des

phénomènes physiques et chimiques. Ces constituants jouent notamment un rôle dans la

rétention de l’eau, la structuration des sols, mais aussi dans la rétention et la biodisponibilité

des éléments chimiques indispensables aux plantes. Pour caractériser les constituants des sols

de manière globale, deux grands types de paramètres sont principalement utilisés, la capacité

d’échange en cations (CEC) et la surface spécifique du sol (SS), notamment celle basée sur

l’adsorption de molécules organiques fortement polaires comme l’Ethylène Glycol Monéthyl

Ether (EGME, Heilman et al., 1965).

La capacité d’échange en cations mesure la charge électrique globale du sol (Charlet et

Schlegel, 1999). Elle dépend en premier lieu de la nature des constituants et notamment de

l’existence de charges électriques permanentes, indépendantes du pH. Ces charges sont liées à

des substitutions de cations à l’intérieur du réseau cristallin des argiles (minéraux 2:1).

Cependant, tous les constituants des sols, qu’ils soient organiques ou minéraux, possèdent une

charge électrique de surface. Ainsi dans des conditions de pH proches de la neutralité, une

grande partie des hydroxyles de surface des constituants est dissociée. Il en résulte une charge

électrique négative, d’importance variable en fonction du pH et qui représente souvent 50%

de la CEC (Julien et Turpin, 1999).

La CEC et la surface spécifique ont été utilisées comme outil de prédiction et critère

d’évaluation des propriétés des constituants des sols. Il a ainsi été montré que la rétention de

l’eau dans les argiles est étroitement liée à la capacité d’échange et à la surface spécifique

(Tessier et al, 1992). Bruand et Zimmer (1992) ont aussi constaté que la capacité d’échange


81

en cations est un bon estimateur des propriétés de rétention de l’eau dans les horizons

profonds de sols argileux.

Cette note a pour but de donner une signification aux propriétés de rétention en eau de sols en

relation avec les propriétés de surface de leurs constituants fins. L’étude porte sur une

séquence de sols de l’Est de la France de texture et de nature très variable comprenant les

phases de décarbonatation, de décalcification, puis de lessivage.

MATERIEL ET METHODES

Les sols étudiés proviennent de la région s’étendant de Nancy à la frontière du Luxembourg

qui est caractérisée par la présence de sols développés sur des matériaux calcaires. En

fonction de la topographie, l’évolution des sols est plus ou moins marquée, de sorte qu’une

toposéquence caractéristique de cette distribution a pu être décrite (Gury, 1972).

Au total, 50 horizons ont été prélevés sur des profils types représentatifs des trois grands

stades d’évolution qu'on peut désigner en se référant au référentiel pédologique français

(AFES, 1995). Ce sont des Rendosols et des Calcosols carbonatés, puis des Calcisols qui ont

subi une décarbonatation totale du profil et des Neoluvisols plus ou moins affectés par le

processus de lessivage. Ces sols sont les rendzines, les sols bruns calcaires, les sols bruns

calciques et les sols bruns lessivés de l'ancienne classification CPCS (1967).

Pour les sols les plus jeunes, en l’absence de gradient textural, un seul horizon a été étudié.

Dans la nomenclature présentée ici il s’agit des horizons de type Ap calcaire, Ap calcique, S

calcaire et S calcique regroupés sous la dénomination (B). Dans les sols présentant une forme

de lessivage, l’horizon appauvri en argile (horizon éluvial, E) et l’horizon d’accumulation (Bt)

ont été étudiés séparément. L’analyse granulométrique, la teneur en carbone organique et la

CEC du sol (pH = 7,0) ont été effectuées (AFNOR, 1996).

Seize horizons ont été sélectionnés pour l’extraction des fractions fines minérales inférieures à

5µm. Les horizons contenant du CaCO3 ont été préalablement décarbonatés avec une solution

d’acétate de sodium tamponnée à pH=5,5 (Alexiades et Jackson, 1966). La matière organique

a été détruite avec une solution diluée de H2O2. La dispersion des argiles a été effectuée par

ajout de NaOH dilué, jusqu’à pH=9 et agitation avec des billes de verres durant 12h. Les

fractions 2-5µm et 0,2-2µm ont été extraites par sédimentation et la fraction <0,2µm a été

séparée par centrifugation.


82

Sur les fractions argileuses, les surfaces spécifiques ont été mesurées par adsorption de

monoethyl ether d’éthylène glycol suivant le protocole développé par Heilman et al. (1965).

Leur capacité d’échange cationique et l’extraction des cations échangeables (CEC) ont été

déterminée au pH du sol par échange avec du chlorure de cobaltihexammine (Ciesielski et

Sterckeman, 1997). Le carbone organique résiduel a été dosé par analyse élémentaire (C&N

Fison Carlo Erba).

L’étude de la rétention de l’eau du sol et des fractions fines a été effectuée au point de

flétrissement des plantes (–1,6 MPa) à l’aide d’une presse à membrane (Richards, 1948) et à

une pression proche du séchage à l'air (-107 MPa) dans une enceinte close avec une pression

de vapeur déterminée (Tessier, 1984). La teneur en eau a été mesurée par référence au poids à

105°C.

RESULTATS ET DISCUSSION

Deux points seront abordés : la signification de la capacité d'échange cationique et de la

surface spécifique, puis leur relation avec la rétention de l'eau.

Signification de la CEC et de la surface spécifique EGME des argiles

a) Les surfaces spécifiques (SS) varient de 40 à 300 m2.g-1 et les CEC de 7 à 65 cmolc.kg-1

(Figure 3-12). Elles varient dans un rapport de 1 à 5 entre les argiles grossières (2-5µm) et les

argiles fines (<0,2µm). Ce sont donc les fractions argileuses les plus fines (<0,2µm) qui

possèdent les surfaces spécifiques et les CEC les plus élevées. Le deuxième facteur de

variation des propriétés des argiles est le type d’horizon auquel elles appartiennent. A fraction

granulométrique identique, les valeurs de SS et de CEC des horizons Bt illuviés sont

supérieures à celles des horizons E éluviés. Les horizons (B) faiblement différenciés

présentent des propriétés intermédiaires.

Bien que la gamme des CEC et surfaces étudiées soit très large, le rapport CEC/SS reste

constant. Les propriétés de surface des constituants minéraux suivent donc les mêmes lois de

variation sur l’ensemble des horizons et des fractions granulométriques. Nous en concluons


83

donc que la CEC ou la SS peut être utilisée pour caractériser les propriétés des constituants

argileux.

Figure 3-12: :Surface spécifique et CEC des trois

fractions argileuses étudiées. EGME Surface area

vs. CEC of the three studied clay fractions.

b) On sait par ailleurs que les valeurs de CEC et SS du sol sont dépendantes de la nature

minéralogique et de la charge de surface des argiles, mais aussi des charges électriques

superficielles développées par les matières organiques, les CEC des matières organiques et

des argiles étant considérées comme additives ( Yuan et al, 1967 ; Parfitt et al, 1995 ; Curtin

and Rostad, 1997). C'est ce qui a été vérifié pour les 50 horizons, la relation obtenue étant:

CECsol=37.10-3Arg+ 274.10-3Corg (1)

Avec r2 = 0,95 (dont Arg :0,544 et Corg :0,40)

On obtient une CEC moyenne de 37 cmolc.kg-1 pour les argiles, ce qui est en accord avec les

données obtenues par Bigorre (1995) sur des argiles extraites de ces sols. La valeur de 274

cmolc.kg-1 de carbone organique est cohérente avec les données de la littérature sur les

matières organiques des sols brunifiés. Il apparaît ainsi que la valeur de la CEC est

représentative des propriétés de surface cumulées des argiles et des matières organiques. La

référence habituelle à la notion de "complexe argilo-humique" en science du sol ne semble

pas appropriée dans ce cas, puisque les propriétés des argiles et des matières organiques

apparaissent être indépendantes et additives.

0

10

20

30

40

50

60

70

0 100 200 300 400

Surface spécifique (m2/g)

CE

C (c

mol

c.kg

-1)

(B) 2-5µm

Bt 2-5µm

E 2-5µm

(B) 0,2-2µm

Bt 0,2-2µm

E0,2-2µm

(B) <0,2µm

Bt <0,2

E <0,2

2-5µm

0,2-2µm

<0,2µm


84

Il est à remarquer enfin que le poids des matières organiques dans la CEC est presque aussi

important que celui des argiles, puisque ces valeurs expliquent respectivement 40 et 54% de la

variabilité de la CEC du sol.

Relations avec la rétention de l’eau

Elles seront étudiées en considérant d'abord les fractions fines des sols, puis les sols entiers.

Fractions fines

La rétention d’eau a été mesurée sur les fractions argileuses extraites. Il est apparu que

l’oxydation des matières organiques par attaque H2O2 n’a pas été complète, principalement

pour les fractions < 0,2 µm dont certaines contenaient encore des teneurs en carbone non

négligeables. Afin de déterminer la contribution propre de la phase minérale argileuse et celle

des matières organiques, nous avons traité les résultats à partir de deux groupes

d’échantillonnage. Un premier groupe repose sur la totalité des échantillons (32 valeurs). Un

deuxième groupe comprend seulement ceux contenant moins de 5 g.kg-1 de carbone organique

(24 valeurs). Leur comparaison va nous servir de base pour discuter de la contribution propre

des argiles et des matières organiques à la rétention de l’eau.

La rétention d’eau aux potentiels de -1,6 MPa et -107MPa a été modélisée par les relations

linéaires suivantes :

W= a.CEC + b, (1)

W = c.SS+ d. (2)

1-) A –1,6 MPa, la CEC explique 83% de la variance de la rétention d’eau de l’ensemble

des échantillons (Tableau 3-7). La qualité de la relation obtenue avec la CEC est indépendante

de la teneur en matières organiques, c’est à dire que la CEC est bien représentative des

propriétés de surface, mais aussi des propriétés d’hydratation cumulées des argiles et des

matières organiques. Nous confirmons donc qu'à un état hydrique de - 1,6 MPa, la mesure de

la CEC permet de rendre compte des propriétés d’hydratation du sol, car elle est

représentative de tous les sites électriquement chargés, y compris ceux des matières

organiques.


85

Tableau 3-7:Droites de régressions linéaires calculées aux potentiels ψψψψ= -1,6 MPa et ψψψψ= -

107MPa entre la teneur en eau pondérale et la CEC ou SS des argiles extraites de sols. Les

données en caractères gras et italiques correspondent respectivement aux régressions obtenues

sur l’ensemble des échantillons et sur les échantillons contenant moins de 5g.kg-1 de carbone

organique. Relationships between soil water retention at –1.6 MPa and at -107 MPa and surface

area (EGME) or CEC. Italic characters represent all samples; bold characters represent samples

with <5g.kg-1 in organic carbon content.

Potentiel

matriciel

Droite de régressionW (cm3.g-1) ;

CEC (cmolc.kg-1) : SS (m2.g-1)

R2 Erreur standard

sur R2

W1,6 =0.0083 CEC + 0.0743

W1,6 =0.0083 CEC + 0.0615

0.83

0.84

0.0618

0.0618-1.6MPa

W1,6 =0.0019 SS + 0.0854

W1,6 =0.0018 SS + 0.0670

0.78

0.87

0.0709

0.0555

W107 =0.0020 CEC + 0.0107

W107 =0.0020 CEC + 0.0067

0.94

0.97

0.0074

0.0060-107MPa

W107 =0.0004 SS + 0.0104

W107 =0.0004 SS + 0.0094

0.96

0.97

0.0065

0.0064

La signification de la mesure de la surface spécifique EGME peut être abordée en comparant

les rétentions d’eau d’échantillons ayant des teneurs en carbone variables. Pour les

échantillons à forte teneur en carbone, SS n’explique que 78 % de la variance de la rétention

de l’eau. En revanche, l’élimination des échantillons contenant plus de 5 g.kg-1 de carbone

améliore cette prédiction de 9 % (R2 = 0,87).

Ceci confirme les résultats de Cihacek et Bremner (1979) et de Tiller et Smith (1990) qui

montrent que l’EGME ne concerne que les surfaces minérales et ne permet donc pas de

caractériser les surfaces des matières organiques. Il n'est donc pas surprenant que le relation

entre teneur en eau et la SS soit améliorée pour les échantillons contenant moins de matières

organiques. La surface spécifique EGME apparaît ainsi être un outil adapté à la

caractérisation de la seule phase minérale du sol.

2-) A -107 MPa une approche analogue a été développée afin d’évaluer la contribution

des argiles et des matières organiques à la rétention de l’eau. La CEC explique 94% de la

variabilité de la rétention d’eau de l’ensemble des échantillons (Tableau 3-7). L’élimination

des échantillons contenant plus de 5 g.kg-1 de carbone améliore la relation statistique. Ainsi, la


86

prise en compte du carbone organique apporte du bruit de fond à la relation. Ceci indique que

la matière organique acquiert des propriétés d’hydratation spécifiques dont ne rend pas

compte la CEC et dont la signification sera abordée plus loin.

Il est particulièrement intéressant de confronter ces données à celles d’échantillons de sols.

Echantillons de sols entiers

Deux modèles ont été utilisés (i) l’un prenant en compte les teneurs en argile et en carbone,

(ii) l’autre se référant à la seule CEC (Tableau 3-8).

1-) A -1,6 MPa, la prise en compte de l’argile et du carbone explique 90% de la variabilité

de la rétention d’eau (W1,6). Le modèle avec la seule CEC apparaît tout aussi pertinent. Nous

confirmons donc les résultats obtenus sur des fractions fines, à savoir que la CEC rend compte

à la fois des propriétés de surface et des propriétés de rétention en eau des argiles et des

matières organiques.

2-) A -107 MPa, l’étude de la relation statistique entre la rétention d’eau et les teneurs en

argile et en carbone montre que ces deux paramètres expliquent 92,9 % de la variabilité de la

rétention d’eau, dont 92,8% par l’argile et seulement 0,1% par le carbone organique (Tableau

3-8). De fait, avec 0,1 % de la variabilité expliquée par le carbone, à -107 MPa, la

contribution de la matière organique à la rétention de l’eau devient négligeable.

Tableau 3-8 :Régressions obtenues pour la rétention d’eau du sol à ψψψψ= -1,6 MPa et ψψψψ= -107 MPa.

Relationships between soil water retention at –1.6 MPa and at -107 MPa and specific area (EGME),

organic carbon and clays or CEC.

Arg et Corg (g.kg-1) CEC (cmolc.kg-1)

Humidité (cm3.g-1)ψψψψ=-1,6 MPa

W=3,6.10-4Arg + 2,11.10-3CorgR²=0,905 (dont Arg :0,535 ; Corg :0,37)

n=50

W=0,0075CEC +0,036R²=0,89

n=50W=1,01.10-4Arg + 3,3.10-5Corg

R²=0,93 (dont Arg :0,928 ; Corg :0,01)n=28Humidité (cm3.g-1)

ψψψψ=-107 MPa W=1,01.10-4ArgR²=0,93

n=28

W=0,00167CEC +0,017R²=0,787

n=28


87

Ainsi, dans les propriétés de rétention d’eau des sols et notamment à l’humidité au point de

flétrissement, les propriétés d’hydratation des matières organiques peuvent être prises en

compte par la CEC, de la même façon que pour les argiles. La CEC du sol permet donc

d’estimer très correctement la rétention de l’eau dès lors que cette dernière est réalisée dans

les conditions de cette étude à savoir à pH = 7,0, c’est à dire dans les conditions standard de

mesure. En revanche, à des potentiels de l’eau beaucoup plus bas, par exemple correspondant

au séchage à l’air, les matières organiques ne retenant plus d’eau, seule subsiste l’eau

adsorbée à la surface des argiles. Dans ces conditions et comme le font apparaître les résultats

du tableau 1, la surface spécifique EGME rend bien compte de l’hydratation à – 107 MPa.

CONCLUSIONS

Nos résultats montrent que, sur un substrat homogène et au sein d’une petite région naturelle,

les propriétés des sols et de leurs fractions granulométriques peuvent évoluer de façon

considérable. La CEC et la surface spécifique apparaissent ainsi comme des indicateurs

complémentaires de la taille des particules, de la nature des constituants et de l’organisation

du sol. Ils permettent en particulier de caractériser et classer les types d'horizons pédologiques

en se référant à des données quantitatives.

Il est à remarquer que pour les argiles des sols étudiés, le rapport CEC/surface spécifique reste

constant, et ce, quelle que soit la fraction granulométrique entre 0 et 5 µm. Cela signifie que

dans le sol, en particulier à pH = 7,0, c’est à dire dans des conditions où les charges des

constituants s’expriment pleinement, la valeur de la charge électrique de surface reste

constante.

La CEC demeure certainement l’indicateur le plus pertinent des propriétés d'hydratation des

sols, elles-mêmes découlant de celles des constituants actifs, argile et matière organique. C'est

le cas notamment lorsque l’essentiel de l’eau est retenu à la surface des particules (eau

adsorbée) ou au sein de la matrice organo-minérale, c’est à dire aux potentiels de l’eau voisins

de -1,6 MPa.

La présentation de telles données contribue ainsi à élaborer des fonctions de prédiction des

propriétés des sols (fonctions de pédotransfert) et en même temps de définir des critères de la

qualité des sols.


88

3.4 SYNTHESE, CONCLUSIONS

Les articles qui précèdent ainsi que les données relatives à l'environnement géochimique des

sols permettent de proposer un schéma d'évolution des sols tant au niveau de leur pédogenèse

que de leur comportement.

Stades d'évolution pédologique des sols:

Les sols étudiés évoluent selon un processus de décarbonatation et d'acidification pour

lesquels trois grands stades d'évolution ont pu être déterminés (Figure 3-13). Ce sont la

décarbonatation (pH >7,6), la décalcification (5,4<pH<7,6) et le lessivage (pH<5,4).

Si la perte des carbonates constitue une étape déterminante dans l'évolution, la différenciation

des sols réside dans l'évolution minéralogique des argiles et leur mobilité dans le profil. Les

sols peu différenciés contiennent des argiles de type illite dont la charge électrique du feuillet

est relativement importante. Ces argiles évoluent vers des formes de type beidellite avec une

charge du feuillet plus faible et une localisation de la charge différente. Seules les argiles de

basse charge sont mobiles dans le profil. Ainsi, à côté d'une différenciation texturale, on met

en évidence une évolution minéralogique.

A l'effet de charge permanente de l'argile, s'ajoute un effet charge lié au pH: plus le pH est

bas, plus la CEC est faible. Cette évolution se produit lorsque les sols sont décalcifiés, c'est à

dire lorsque leurs concentrations en calcium deviennent faibles mais aussi lorsque les autres

cations prennent une part importante dans le complexe d'échange. Les conditions sont alors

réunies pour que des argiles de basse charge migrent dans le profil. Un enrichissement relatif

en argiles non dispersables se produit dans les horizons E alors que les argiles fines

s'accumulent dans les horizons Bt. Cette évolution structurale (minéralogique) et géochimique

donne un cadre pour expliquer l'évolution texturale des sols. Elle peut sans doute être

extrapolée à d'autres milieux où l'on retrouve le même type de séquence que celle des sols

étudiés ici.


89

Figure 3-13: Principaux stades d'évolution des sols en relation avec les paramètres physico-

chimiques du milieu.

Relation entre les stades d'évolution des sols et leurs propriétés hydriques:

L'évolution texturale (différenciation des profils) et structurale (évolution minéralogique) a

des répercussions directes sur le comportement hydrique des sols.

Nous montrons que les propriétés de surface du sol sont modifiées de façon importante durant

la pédogenèse, essentiellement en relation avec la redistribution des argiles dans le profil.

Nous avons pu mettre en relation l'évolution des propriétés de surface des sols et le

comportement hydrique (voir Figure 3-14). Il apparaît aussi pertinent de caractériser

globalement le sol que de prendre en compte chacun des constituants séparément. Si les

minéraux évoluent du fait de la pédogenèse, les matières organiques changent de propriétés en

fonction de l'usage. Une analyse détaillée des caractéristiques de surface permet in fine de

Décalcification

0

Temps

CaCO3

S/T

pH 7,68,2

5,4

Lessivage

0,91

Charge du feuillet-1Charge tétraédrique

Décarbonatation

Argiles


90

montrer que les sols évoluent rapidement en particulier du fait de leur acidification actuelle en

relation avec les apports des pluies acides.

Figure 3-14: Evolution des minéraux argileux durant la pédogenèse en relation avec les propriétés hydriques du

sol.

Horizons de type (B)

Minéraux primaires de typevermiculite-chlorite. Argilesgrossières principalement nongonflantes. Faibles CEC etsurface spécifique. Faiblerétention d’eau des argilesaux bas potentiels.

Horizons de type E

Les minéraux primaires sont altérésen minéraux secondaires qui migrentvers les horizons inférieurs. Texturede type limoneuse, Rétention d'eauélevée aux hauts potentiels et faiblerétention aux bas potentiels

Horizons de type Bt

Enrichissement en argiles finesgonflantes. CEC et surface spécifiquesimportantes. Rétention de l’eau desargiles importante aux bas potentiels.

Sol jeune, peu différencié

Sol ancien, lessivage

Documents

New Chapitre 3 : CARACTERISTIQUES PEDOLOGIQUES DES SOLS ET …francois.bigorre.free.fr/telechargement/5-chap3.pdf · 2002. 2. 25. · Less2 Calci1 Less1 Calci3 Carb 2. Chapitre 3