PEDOLOGIE Edité avec Ie concours de la Fondation Universitaire

et du Ministère de l'Education nationale et de la Culture

Uitgegeven met de steun van de Universitaire Stichting en van het Ministerie van Nationale Opvoeding en Cultuur

Bulletin de la Société BeIge de Pédologie

Bulletin van de Belgische Bodemkundige Vereniging

1 967

XVII,3

Comité de rédaction Redactiecomité J. AMERYCKX, L. DE LEENHEER, C. DONIS, J. FRIPIAT,

G. MANIL, A. NOIRFALISE, G. SCHEYS,

D. STENUIT, R. TAVERNIER, A. VAN DEN RENDE

PRESIDENT D'HONNEUR ERE-VOORZITTER

J. BAEYENS

SECRETAIRE GENERAL HONORAIRE ERE-SECRETARIS-GENERAAL

R. TAVERNIER

ANCIENS PRESIDENTS OUD-VOORZITrERS

V. VAN STRAELEN t F. JURION

L. DE LEENHEER

G. MANIL

A. VAN DEN HENDE

G. SCHEYS

L. SINE

(1950-1953)

(1954-1955)

(1956-1957)

(1958-1959) (1960-1961)

(1962-1963) (1964-1965)

PEDOLOGIE, XVII,3, pp. 271-283. Gand, 1967.

PRINCIPES DE GÉOGRAPHIE DES SOLS QUELQUES COMMENTAIRES

J. D'HiooRE

Introduction

Tout comme les autres branches de la géographie moderne, la géographie des sols ne peut se contenter de simples descriptions et délimitations d'unités pédologiques. Il lui incombe aussi de vérifier jusqu'à quel point Ie motif de distribution reflète Ie pur hasard, quelles sont les règles, les raisons, que l'on peut y recon­naître, quelles sont éventuellement les lois qui Ie déterminent.

Déjà la simple délimitation d'unités sur la couverture presque continue de sols pose des problèmes: elle peut en effet se faire de plusieurs manières, toutes logiquement valables puisque les unités ne sont caractérisées que par un nombre fort limité de critères, choisis parmi de nombreuses autres propriétés: à chaque jeu de critères correspondra un autre motif de distribution.

Des difficultés analogues sont rencontrées lors de la classifica­tion des sols qui, comme les classifications de la plupart des autres sciences naturelles, tend vers un système global universellement acceptable. A ce dessein, des critères ayant quelque lien avec la pédogénèse, que ce soient des causes ou des effets, s'avèrent les plus efficaces. Ils sont déjà déterminants pour les niveaux d'abstrac­tion supérieurs et gagnent en importance aux niveaux inférieurs.

Or les unités taxonomiques ne sont pas des objets réels mais des concepts. Ce sont des casiers, des subdivisions, séparés entre eux par un nombre limité de critères, à l'intérieur desquels les objets réels peuvent trouver place pour autant que leurs propriétés correspondantes concordent avec les critères et cela dans les limites des tolérances admises.

J. D'Hoore - Dr. sc. - Professeur. Centrum Tropische Bodemstudie - Katholieke Universiteit - Leuven.

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Les sols .réels, dont la pédogéographie étudie les associations et les motifs de distribution, peuvent être séparés au moyen de l'outil taxonomique. Toutefois, vu la conception génétique prononcée de ce dernier, les lois de répartition des unités pédologiques ainsi séparées relèvent surtout de la pédogénèse. Et parallèlement au système de classification à l'échelle du globe, à base essentiellement génétique, s'établit une hypothèse pédogénétique globale qui tente d'expliquer Ie motif de distribution des sols. Il va de soi que, au même titre que la classification, cette hypothèse devra être amendée suivant les progrès de la science.

Après avoir ébauché les principales rectifications récentes de l'hypothèse pédogénétique globale, nous indiquerons quelques nou­velles tendances dont elle pourra peut-être tenir compte et qui alors influenceront sans doute Ie système de classification général.

1. L'évolution de I'hypothèse de zonalité

Parmi les divers facteurs pédogénétiques (matériau originel, modelé, climat, vie et temps de formation) Ie climat et la vie furent considérés dès Ie début comme les plus importants et les plus actifs. Sachant que les limites des grandes associations végé­tales - avec lesquelles la vie du sol était si intimement liée - et celles des climats se confondaient en maints endroits avec des parallèles, on énonça l'hypothèse que Ie motif de distribution des sols aurait également un caractère zonal.

Cette hypothèse de travail date des toutes premières années de la pédologie scientifique, du temps ou la climatologie et la géomor­phologie étaient encore à leurs débuts, quand les glaciations pléisto­cènes, les oscillations pluviales des basses latitudes n'étaient pas encore conjecturées. Le matériau originel ne pouvait être autre que la roche sous-jacente et on supposait implicitement que climat et couvert végétal étaient restés invariables pendant tout Ie temps de format ion du sol.

L'hypothèse fut considérablement améliorée en introduisant la zonalité verticale et Ie concept du faciès, qui mirent aussi l'accent sur Ie flux de radiation et sur l'eau disponible dans Ie sol et non plus exclusivement sur l'angle d'incidence du rayonnement solaire. On maintint toutefois que les limites de la distribution des sols suivaient de fort près celles du motif de distribution climatique. Ces dernières pouvaient coïncider avec des isohypses là ou les pent es étaient suffisamment longues et redressées.

On s'appliqua ensuite à découper Ie motif climatique - con­tinuum mouvant et varia bIe dans Ie temps - de telle façon qu'à chacune de ses grandes unités correspondait une pédogénèse type,

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un sol type, un sol zonal. Les critères distinctifs étaient surtout des propriétés intimement liées au climat et aux manifestations de la vie. Car tout en admettant que la morphologie des sols reflétait l'effet combiné de tous les facteurs qui avaient contribué à leur formation, on considérait comme essentiel que les influences du matériau originel, du modelé et du temps de formation ne tran­chent pas trop. Le matériau originel ne pouvait pas être trop résistant, trop pauvre ou trop riche en certains éléments; Ie modelé ne pouvait pas causer des érosions excessives, de drainage anormal; Ie temps de formation enfin devait être suffisamment long, ce qui atténuait d'ailleurs considérablement l'influence spécifique des matériaux origineis. Lorsque ces trois derniers facteurs, ensemble ou individuellement, persistaient à exercer une influence trop mar­quée, les sols étaient désignés comme intrazonaux ou azonaux.

A un certain moment l'ensemble de toutes ces hypothèses portait à croire que les sols zonaux couvraient un pourcentage impression­nant de la surface des terres. Bientöt on esquissait les cartes hypo­thétiques des sols de grandes régions, de continents voire même du monde ou les unités zonales dominaient largement dans les légendes. On établit même des inventaires de superficie chiffrés. Ce furent évidemment des esquisses à petite échelle dont la plupart supportent difficilement la comparaison avec des cartes schémati­ques plus modernes, en grande partie basées sur des levés pédolo­giques et des observations météorologiques précis.

2. La réhabilitation des facteurs matériau de départ, modelé et temps de formation

Les études de terrain de plus en plus nombreuses permirent d'aborder la géographie des sols de manière plus inductive et de confronter les hypothèses de zonalité avec la réalité. Il apparut bientöt, surtout lors d'études à grande échelle, que Ie matériau originel, Ie modelé et Ie temps de format ion étaient loin d' être des facteurs négligeables. Le rajeunissement des matériaux originels par apport ou décapage, Ie dépöt de colluvions ou d'alluvions, des différences de niveau et de courant phréatique à des endroits carac­téristiques des paysages, concouraient tous à différencier les sols à des limites sensiblement parallèles aux courbes de niveau, et cela d'une manière d'autant plus fidèle que les matériaux originels étaient lithologiquement ou texturalement plus homogènes. En outre, les limit es pédologiques les plus nettes correspondaient tou­jours à des discontinuités lithologiques ou géomorphologiques.

Tout ceci se manifesta encore plus clairement quand la pédologie de terrain fit de la photo-interprétation une de ses techniques prin­cipales. L' étude des facteurs pédogénétiques s'en trouve grande-

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ment facilitée, surtout celle des facteurs modelé, végétation et ma­tériau origine!. TI apparut bientot que les relations sol, modelé et matériau originel n'étaient pas limitées à des paysages réduits ou à des niveaux inférieurs d'abstraction mais qu'elles pouvaient sou­vent très bien convenir à des régions bien plus vastes. Les séquen­ces caténaires de Milne, déjà utilisées en Afrique Orientale vers les années 1935 en constituent des exemples avant la lettre, les «Land Systems» et «Land Units» australiens en sont les applica­tions récentes.

D'autre part, des techniques nouvelles empruntées à la paléonto­logie et à la palynologie, Ie datage radioactif et une meilleure con­naissance des phénomènes géomorphologiques, amenèrent à revoir l'influence spécifique des divers facteurs pédogénétiques. La varia­bilité dans Ie temps des climats et des biomes devint évidente à tel point que force fut de conclure que les matériaux originels des sols n' étaient pas exclusivement des roches fraîches, dans Ie sens géologique du ternle, mais qu'ils pouvaient aussi être des matériaux ayant subi anciennement, éventuellement sous d'autres conditions de climat, de végétation et de drainage, des altérations pédogénéti­ques, des remaniements, des épandages... Il apparut aussi comme essentiel de prendre en considération l'äge relatif des surfaces, et Ie degré de différenciation des horizons cessa d'être une indication certaine du degré de développement, étant donné l'action homo­généisante de pédoturbations éventuelles.

Ces différentes considérations conduisirent sans doute à la distinction, à l'intérieur de chaque faciès climatique, de trois pédo­génèses typiques, Ie biogène, la biolithogène et la biohydrogène, ce qui accorde aux sols intra- et azonaux une importance relative beaucoup plus grande qu'antérieurement. On admit également que des types de sol analogues ne se rencontrèrent que sur des unités géomorphologiques d'origine d'äge et d'histoire analogues. Par «histoire» on entend ici l'action cumulée de l'ensemble des pro­cessus pédogénétiques très actifs mais très variables dans Ie temps, régis par les climats et les biomes. Les principaux témoignages au moyen desquels ces histoires pédologiques pourront être reconsti­tuées sont à rechercher dans les pédons mêmes pour autant qu'il s'agisse d'événements relativement récents. Pour les faits plus anciens il sera souvent nécessaire d'avoir recours aux matériaux originels.

N ous sommes partis de l'hypothèse que Ie motif de distribution des sols actuels, tout comme celui du couvert végétal et du climat actuel, avait un caractère zona! prononcé. n était intéressant de vérifier jusqu'à quel point c'était aussi Ie cas pour les matériaux origineis.

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TI est évident que ni les massifs cristallins précambriens ni les zones plissées qui les entourent ne manifestent une distribution zonale. On peut noter tout au plus que la majorité des terres se trouve en hémisphère nord, avec une occupation maximale entre 500N et 700N, tandis qu'entre 400S et 700S l'océan couvre presque 1'entièreté de la surface. Entre lithologie du soubassement et lati­tude il y a donc fort peu de rapport.

Mais les matériaux originels peuvent être aussi des dépöts super­ficiels (éoliens, alluvionnaires), des couches d'altération profondes, indiscutablement à mettre en rapport avec les manifestations clima­tiques qui règnent lors de leur dépöt ou qui président à leur déve­loppement. Soulignons bien que ces climats ne furent pas néces­sairement les mêmes que ceux auxquels ces matériaux sont soumis actuellement. On peut donc distinguer des matériaux originels climatiques et non climatiques, et les climatiques s'avèrent bien plus répandus que les hypothèses de zonalité ne permettaient de supposer. L'aperçu qui va suivre, sans doute fort généralisé, ne vaut que pour de grandes régions à continentalité bien marquée. En outre la présence d'importants massifs montagneux, surtout de ceux <lui s'étendent en direction est-ouest, déforme par endroits 1'image générale.

Depuis la bordure de la calotte glaciaire septentrionale jusqu'au cercle polaire (66°30') et même au-delà, Ie soubassement rocheux a été entièrement décapé de ses zones d'altération et sols anciens éventuels par les glaciations récentes. Les surfaces sont jeunes et la pédogénèse actuelle, ralentie par Ie climat froid et la congélation périodique, n'a abouti qu'à des pédons à peine développés, soit au dépense de la roche en place, soit dans des débris rocheux entraînés par les glaces, qui n'ont subi qu'une altération physique et peuvent donc être assimilés à de la roche fraîche.

Entre Ie cercle polaire et Ie 45e parallèle environ on trouve par intermittence des taches d'étendue variabIe de dépöts lressiques pléistocènes. TI est généralement admis que ces matériaux très fins proviennent des larges plaines alluviales qui, lors du retrait des glaciers, évacuèrent les eaux de fonte en période d'été. A cause du climat froid les dépöts alluvionnaires ne se couvrirent pas de végétation pendant la courte période d' étiage et les éléments fins furent facilement repris par les vents violents caractéristiques des hautes latitudes. Noyaux de condensation, ils furent déposés à des latitudes plus basses avec les pluies et les neiges.

Vient ensuite une zone qui ne fut jamais glaciée ni recouverte de lress, ou l' on peut encore trouver des sols très anciens, recon­naissables à un degré d'altération poussé et à des teneurs élevées en sesquioxides libres. Les couches d'altération peuvent être puis-

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santes mais les climats actuels favorisent leur érosion de sorte que Ie matériau originel des sols actuels est un matériau déplacé. Ces sols actuels n' ont donc en principe pas de parenté génétique avec la roche sous-jacente, à moins qu'elle ne soit identique à celle qui a donné naissance au matériau origine!.

En bordure nord des déserts il y a également des dépöts éoliens, moins étudiés mais peut-être encore plus étendus que ceux qui bordent Ie cercle polaire. La pédogénèse n'y est que rudimentaire et les déserts avoisinants montrent à partir de queIIe diversité de matériaux ils ont pu se développer.

Dans ces déserts véritables, ou Ia pédogénèse sensu stricto peut être considérée comme nulle, Ia surface n'est que partiellement constituée de roche fraîche. Elle est en partie recouverte de maté­riaux meubles ayant subi 1'altération physique et qui souvent sont des mélanges provenant de roches bien différentes. On y trouve fréquemment des produits d'altération pédogénétique, des débris de cuirasse calcareuse et ferrugineuse, autant de relictes de climats révolus. Ce matériau très hétérogène qu'un changement climatique offrira peut-être à une pédogénèse future, peut ainsi être considéré comme climatique étant donné sa relation certaine avec la déserti­fication.

Au sud des déserts tropicaux il y a de nouveau évidence de dépöts éoliens. Ensuite vient une bande très large, s'étendant de part et d'autre de 1'équateur, très fortement marquée par les varia­tions climatiques pléistocènes des basses latitudes, qui étaient moins des variations de température que des variations de régime pluvio­métrique. Tout semble indiquer que s'y sont succédées cyclique­ment des altérations pédogénétiques profondes et intenses accom­pagnées de peu d' érosion, des périodes d' érosion accélérée aIIant jusqu'à la dénudation totale, et des pédogénèses nouvelles aussi bien à partir de matériaux frais que de matériaux altérés, remaniés ou déplacés. On y observe aussi l' enrichissement en sesquioxydes libres de certains matériaux ou de certaines parties des paysages. Parfois ceux-ci sont indurés, parfois les couches indurées ont èn­suite été reprises dans un cycle pédogénétique et les débris résistants se trouvent mélangés aux couches colluviales qui cou­vrent de très grandes surfaces. En zone intertropicale continentale les sols dérivés directement de matériaux originels climatiques sont certainement majoritaires ce qui ne les empêche pas de trahir encore la nature de leur roche primitive par leur composition granulométrique, leur teneur en sesquioxydes libres, mais aussi par certaines propriétés du sol, davantage liées à la pédogénèse actueIIe, telles que capacités de sorption, comportement vis-à-vis de l'eau, susceptibilité à l'érosion, etc .. Suite au moindre degré de

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continentalité de l'hémisphère sud on y note une nette asymétrie. Les dépots éoliens qui yentourent les déserts tropicaux, s' étendent surtout en direction équatoriale. En direction du pole sud on ne relève peu ou pas de dépots lressiques liés à des glaciations antarc­tiques.

Si l'on compare maintenant Ie motif de distribution des matériaux originels climatiques à celui des faciès climatiques, des associations végétales et des sols actuels, on con state que 1'incidence zonale marque davantage la distribution des matériaux que celle de leurs recouvrements contemporains. Et comme les sols actuels reflètent avant tout les climats et les couverts végétaux actuels, la zonalité plus grande constatée chez leurs matériaux originels climatiques appelle les hypothèses suivantes : - ou bien les éléments climatiques responsables du dépot ou du développement des matériaux originels ne déterminent que très partiellement la pédogénèse proprement dite,

- ou bien les climats, et les communautés végétales qui les accom­pagnent, et qui ont tous activement contribué à la mise en place des matériaux, ont effectué des passages cycliques au cours du temps, balayant de larges bandes à direction zonale. Ils ont ainsi pu transformer, homogénéiser la surface meuble de la croûte ter­restre sur des zones très étendues en direct ion longitudinale dont les fragments sont actuellement soumis à différentes phases clima­tiques, appartenant peut-être à un même cycIe.

3. Le motif de distribution de l'intensité pédogénétique

Il est tout aussi intéressant de vérifier jusqu'à quel point 1'in­tensité des processus pédogénétiques accuse une distribution zonale. Si la plupart des processus pédogénétiques peuvent se dérouler sous une variété assez grande de climats, pour autant que les fac­teurs déterminants n'accusent pas des valeurs prohibitives, leurs intensités ne sont sans doute pas partout les mêmes. Les variations d'intensité pédogénétique, que ce soit d'un point de la surface terrestre à l'autre, ou en fonction d'une seule variabie, climatique p.ex., peuvent être représentées par des gradients, dont Ie para­mètre sera différent pour chaque processus envisagé, ou bien par un gradient unique si l'on parvient à saisir l'intensité pédogénéti­que en une seule grandeur. Cette grandeur indicatrice de 1'intensité pédogénétique actuelle, pourrait être la biomasseJ la quantité totale de matière vivante par unité de surface. Celle-ci est en effet très étroitement liée à l' ensemble des processus pédogénétiques déter­minés par Ie biome.

En règle générale, les processus peu dépendants du biome sont lents, peu intenses, et peuvent se dérouler à 1'intérieur d'une gamme

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de température et d'humidité relativement large, allant de la saturation en eau jusqu'à des sécheresses extrêmes, à des tempé­ratures qui peuvent dépasser largement les points de solidifica­tion et d'ébullition de l'eau.

Les processus liés au biome, par contre, sont pour la plupart rapides et intenses mais ne peuvent se dérouler que dans une gamme de température restreinte: entre O°C et 45°C avec des optim.a compris entre 15°C et 30°C; quant à l'humidité, dans la plupart des cas la saturation d'eau à un effet déprimant, ne favorise qu'un nombre limité de manifestations de la vie du sol. La séche­resse, à partir de tensions supérieures à 15 bar, arrête la plupart des processus bio-pédogénétiques.

L'intensité pédogénétique, exprimée en fonction des conditions pédoclimatiques accuse donc des gradients plus raides pour les processus bio-dépendants que pour ceux que la vie n'influence que peu ou pas. De plus ils passent par des valeurs minima plus basses que ces derniers.

On peut ainsi répérer plusieurs endroits à la surface de la terre ou la biomasse, et partant l'intensité de l'ensemble des processus bio-pédogénétiques, accusent une valeur minima: les régions sous glaces éternelles des calottes polaires et de haute montagne, ainsi que les véritables déserts. Abstraction faite de la haute montagne, la répartition géographique des zones à bio-pédogénèse minima, accuse une zonalité marquée: elles coïncident assez étroitement avec les zones de haute pression du motif de distribution baro­métrique.

Procédant de ces minima, on peut maintenant, dans toutes direc­tions, se rendre vers des paysages à climat plus clément, à biomasse plus importante, tandis qu'augmente parallèlement la variété et l'intensité des processus bio-pédogénétiques. Sur une surface limitée comme celle du globe ceci doit nécessairement converger vers quelques zones à biomasse et à bio-pédogénèse maxima. Ce sont les régions couvertes de forêt dense auxquelles on accède après avoir traversé successivement des steppes, des savanes arborées, des forêts claires. Certaines zones à forêt dense sont très étendues et leur distribution est nettement zonale; la grande forêt résineuse du nord, la forêt caducifoliée des zones tempérées, la forêt inter­tropicale ombrophile. Elles coïncident assez bien avec les zones de basse pression du motif de distribution barométrique. Si d'autres maxima accusent une zonalité moins prononcée, c'est qu'ils se rap­portent davantage à des causes locales : courants maritimes, alizés, relief.

Soulignons que les deux maxima humides les plus étendus, à zonalité marquée - la forêt nordique et la forêt équatoriale -

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sont séparés par une zone milllffia à distribution également très zonale, les déserts tropicaux. On peut donc faire une distinction entre les gradients d'intensité pédogénétique partant des latitudes désertiques vers les maxima tempérés et ceux partant vers les maxima équatoriaux.

• •• L'activité des biomes, reflétée par la biomasse et l'intensité bio­

pédogénétique, n'est détenninée qu'en partie par les propriétés du sol, p.ex. par la réserve nutritive, Ie comportement vis-à-vis de l'eau, la texture, la profondeur. L'énergie qui les entretient n'est fournie qu'en minime partie par la croûte terrestre: la majeure partie vient de l'espace et est fournie par Ie rayonnement solaire. Nous pouvons donc considérer la pédogénèse dans Ie cadre général des échanges d 'énergie à travers la zone de contact terre-atmo­sphère, au terme desquels les quantités reçues doivent correspondre à celles renvoyées dans l' espace, avec un retard plus ou moins grand, suivant la constitution de ces zones de contact. Ce sont précisément ces emprunts qui financent l'activité des biomes et la bio-pédogénèse.

L'étude très compliquée de ces échanges d'énergie que nous avons ainsi très sommairement introduite permet donc d'approcher Ie problème de la distribution des sols aussi du point de vue géo­physique.

La quantité de rayonnement solaire à ondes courtes, reçue à la limite de l'atmosphère est déterminée par l'angle d'incidence et ses variations diurnes et saisonnières. La part qui parviendra à pénétrer jusqu'au biome, Ie sol nu, l'écorce terrestre ou la surface des océans dépendra du pouvoir réfléchissant et de la capacité d'adsorption de l'atmosphère. Le même raisonnement est valable pour la surface terrestre; une partie importante de l'énergie à ondes courtes est réfléchie sous la même forme vers l'espace; une autre active la photosynthèse et autres transformations endothermiques, est transformée en chaleur qui est emmagasinée sous forme latente, est renvoyée vers l'atmosphère ou l'espace sous forme de rayonne­ment à ondes longues.

Les différences d'albédo d'un endroit à l'autre de la terre sont considérables: la neige reflète jusque 95 % de l'énergie à ondes courtes; pour Ie sol nu et les roches de couleur c1aire cette valeur varie entre 15 et 40 %; l'eau et les couverts végétaux verts ne reflètent que 3 à 10 % ce qui apparaît très c1airement sur les photographies aériennes et sur celles enregistrées par les satélites artificiels: les nappes d'eau et les espaces verts y sont généralement

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sombres, la neige, Ie sable, les nuages sont blancs, les roches, les herbes sèches affectent des tons intermédiaires.

Grace à la photographie aérienne on peut donc reconnaître à la surface du globe des zones très nettement délimitées ou l'énergie à ondes courtes est adsorbée au maximum, d'autres ou cette énergie est réfléchie, gaspillée: ce sont respectivement des zones à biomasse et à activité bio-pédogénétique maximale et minimale. Leur distri­bution semble moins liée à la quantité d'énergie solaire reçue qu'à la quantité d'eau disponible.

L'eau possède des propriétés thenniques assez particulières et sans elle il n'y a pas de vie, pas de fixation d' énergie solaire par photosynthèse. Sa présence dans Ie sol en augmente sensiblement la capacité et la conductivité thenniques: Ie sol pourra reten ir plus de chaleur sur une épaisseur plus grande et pourra émettre plus de chaleur vers une atmosphère plus humide. Là, elle sera encore emmagasinée pendant un certain temps sous fonne de chaleur latente d'évaporation, avant d'être libérée par condensation dans les couches supérieures et rendue ainsi à l'espace. Ceci pour illustrer en passant que l'énergie contenue dans l'atmosphère ne provient que très partiellement du rayonnement solaire direct mais que la majeure partie lui est fournie par la surface terrestre. La majeure partie de l'énergie atmosphérique est fournie par les océans et elle est transportable vers les continents. C'est manifestement Ie cas dans la zone de passage ouest-est des cyclones dynamiques. Dans la zone de convergence intertropieale, zone de basse pression thermique, il y a peu de transport latéral d' énergie et beaucoup de grands paysages continentaux y contrölent leur prop re atmo­sphère.

Un autre röle important de l'eau réside dans son action ther­mostatique: l'effet isolant de la neige, les quantités importantes de chaleur latente de cristallisation libérées lors du refroidisse­ment de l'air, ralentissent très fort Ie refroidissement des sols ce qui permet à la vie qu'ils contiennent de se maintenir et de repren­dre son activité pédogénétique lorsque la saison deviendra plus clémente.

Les quantités d'eau réellement fixées, même au cours de pro­cessus pédogénétiques très intenses, sont généralement minimes. Ce qui est retenu dans les minéraux hydratés et dans les matières organiques ne l'est souvent que temporairement. On peut donc s'imaginer que dans les régions ou l'apport latéral d'énergie atmo­sphérique est minime, telles que la zone intertropieale continentale humide, l'eau s'évapore et condense toujours au-dessus du même grand paysage, que certaines 'grandes aires continentales se com­portent ainsi comme des gigantesques cultures en vase clos. Ces

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systèmes clos doivent toutefois être assez labiles : les pertes d'eau vers l' océan par Ie réseau hydrographique doivent être compensées par des apports latéraux d'eau atmosphérique sinon les paysages évoluent inéluctablement vers la désertification. Inversement de menus apports d'eau extérieure ou une rétention accentuée à I'intérieur de la zone peuvent raviver I'activité des biomes et augmenter l'intensité pédogénétique.

Cette image est loin d'être invraisemblable dans la zone thermi­que de basse pression qui cerne l' équateur et qui, comme nous I'avons vu, est presque entièrement recouverte de matériaux poly­génétiques. Nous avons vu qu'actuellement cette zone n'était plus uniformément humide, que seules les taches bien arosées étaient recouvertes par une biomasse importante, mais que toute la zone avait sans doute subi des variations climatiques cycliques moins de température que d'humidité. L'effet considérable que peut avoir sur l'intensité pédogénétique une variation relativement minime de la quantité d'eau apportée par Ie cycle extérieur y explique en partie les migrations climatiques, la distribution quasi généralisée d'un matériau originel partout proche de son niveau d'altération Ie plus bas.

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Résumé

La distribution des sols à la surface du globe apparaît donc comme un motif complexe ou l'on distingue avec grande netteté quelques zones à bio­pédogénèse maxima, quelques autres ou elle tombe à des intensités minima.

La bio-pédognénèse maxima affecte les régions ou, grace à la présence à 'une quantité optimale d'eau liquide et avec la collaboration d'un couvert végétal approprié, une quantité maxima d'énergie solaire est retenue dans les écosystèmes. La bio-pédogénèse minima caractérise les endroits ou l'eau liquide fait défaut - les régions très froides ou très sèches - et ou la capacité de rétention d' énergie solaire est minima.

Les principales régions à pédogénèse et biomasse maxima s'étalent en longitude sur deux bandes de latitude bien distinctes : en zone tempérée et E'n zone équatoriale. La même constation vaut pour les deux grandes zones à pédogénèse minima, l'une très chaude et très sèche, l'autre très froide, sises respectivement en région tropicale et polaire. n existe en outre quelques maxima et minima de moindre étendue dont la répartition relève davantage du relief ou du climat local que de la latitude.

Les transitions entre maxima et minima sont caractérisées par des pédo­génèses intermédiaires ou, suivant Ie cas, l'un ou l'autre groupe de processus devient prédominant, donnant lieu ainsi à des unités pédologiques parfois difficiles à séparer.

La succession pédogénétique reliant la calotte polaire au désert tropical en passant par Ie maxima «forestier lt tempéré pourrait être désigné comme succession tempérée, celle qui relie les déserts tropicaux en passant par Ie maxima équatorial serait la succession intertropicale.

Grundsätze der Bodengeographie

Zusammenfassung

Die Bodenverteilung an der E~doberfläche ist gleichsam ein komplexes Mosaik, in dem mit gro.Ber Deutlichkeit erkennbar einige gut umschriebene Gebiete mit maximaier und minimaler Bodenbildung vorkommen.

Maximale Bodenbildung kennzeichnet die Gebiete, wo dank der Anwesenheit einer optimalen Wassermenge im Zusammenhang mit einer entsprechenden Pflanzendecke, eine maximale Menge an Sonnenenergie durch Festlegung in dem Ökosystem und der überhängende Atmosphäre erhalten wird.

Minimale Bodenbildung kommt dort vor, wo kein flie.Bendes Wasser vor­handen ist und zwar in trockenen und sehr kalten Gebieten.

Die meisten pedogenetischen Maximalgebiete, gekennzeichnet durch die be­deutende Biomasse, kommen in zwei Breitenkreisen, den höheren Mittelbreiten und dem Äquatorgebiet vor. Dasselhe gilt für die pedogenetischen Minima: die kalten Polargebiete und die trockenen, warmen Tropenkreise. AuBerhalb rueser Kreise kommen zwar noch andere Maxima und Minima vor, aber diese scheinen hauptsächlich durch örtliche Relief- und Klimabedingungen charak­terisiert zu sein.

Inmitten dieser deutlich gekennzeichneten Bodengebiete hefinden sich die «Intergrades lt , schwer zu unterscheiden Zwischenstadien, bei denen einmal diese dann wieder andere Bildungsprozesse ma.Bgebend zu sein scheinen. Der Verlauf zwischen der Polarkappe und der tropischen Wüste, kulminierend in der mä.Bigen Waldzone, kann vorläufig gedeutet werden als die mäf3ige, pedogenetische Abfolge. Der Übergangsbereich vom nörd­lichen bis zum südlichen Wendekreis über den Aquatorialregenwald gehört zu der tropisch en, pedogenetischen Abfolge.

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Principles of soU geograpby

Summa1'y

Soil distribution at the surface of the earth can be seen as a complex pattern in which are clearly recognizable a number of rather sharply delimited areas, where pedogenesis is either at a maximum or a minimum.

Maximum pedogenesis marks the areas where, owing to the presence of op­timal quantities of water and an adapted vegetation, a maximum quantity of solar energy can be temporarily retained by fixation in the eco~ystem and the overlying atmosphere. Pedogenesis is at a minimum where liquid water is lacking, in the very dry or very cold areas.

Most pedogenetic maxima, recognizable by the important biomass they carry, are found in two main latitude beIts: the higher middle latitudes and the equatorial area. The same consideration is valid for the pedo~enetical minima, mainly situated in the cold polar areas and in the hot arid tropics. Outside these beIts other maxima and minima occur, mainly determined by local relief and climate.

Between these sharply delimited areas intergrades occur, intermediate stages much more difficult to separate, where one or other soil forming process is predominant. The transition from pole to tropical desert, culminating in the temperate forest beIt, is provisionally designed as the temperate pedogenetic succession; the transition from nothern to southern tropics, culminating in the equatorial rain forest, is the intertropical pedogenetic succession.

Principes van bodemgeografie

Samenvatting

De bodemdistributie aan het aardoppervlak kan worden beschouwd als een komplex patroon waarin met grote duidelijkheid enkele goed omlijnde gebieden met maximale en minimale pedogenese voorkomen.

Maximale pedogenese kenmerkt de plaatsen waar dank zij de aanwezi~heid van een optimale hoeveelheid water en met de medewerking van een aan­gepast plantenkleed, een maximale hoeveelheid zonneënergie kan worden weerhouden, door tijdelijke vastlegging in het ecosysteem en in de over­hangende atmosfeer.

Minimale pedogenese komt voor waar vloeibaar water ontbreekt, in dorre of zeer koude gebieden.

De meeste pedogenetische maximagebieden, gekenmerkt door de belang­rijke biomassa welke ze dragen, bevinden zich in twee breedtegordels : de hogere middelbreedten en het evenaarsgebied. Hetzelfde geldt voor de pedo­genetische minima: de koude poolgebieden en de droge warme tropengordels. Buiten deze gordels komen weliswaar nog andere maxima en minima voor, doch deze blijken in hoofdzaak bepaald door lokale reliëf- en klimaatacci­denten.

Tussen deze duidelijk afgetekende bodemgebieden liggen de ft intergrades ., de moeilijker af te scheiden tussenstadia, waar nu eens het ene dan het andere vormingsproces determinerend blijkt. Het verloop tussen poolkap en tropische woestijn, culminerend in de gematigde woudzone, kan voorlopig worden aangeduid als de gematigde pedogenetische successie. De overgang van noordelijke tot zuidelijke keerkring via het equatoriale regenwoud be­hoort tot de tropische pedogenetische successie.

283

PEDOLOGIE, XVII,3, pp. 284-325,2 fig., 4 tab. Ghent, 1961. I

THE CONCEPT OF FERRALLITIC AND FERSIALLITIC SOILS IN CENTRAL AFRICA THEIR CLASSIFICATION AND THEIR CORRELATION WITH THE 7TH APPROXIMATION

C. SYS

CONTENT

1. Difficulties in soi! classification

2. Historical review on terms and criteria used in the classification of tropical soils

3. Natural soil individuals in the tropies 31. Natural soi! individuals with regard to climatic variations

311. Type of weathering 312. Base saturation 313. Organic matter content 314. The natural climatic soil individu als in the inter­

tropical zone 32. Natural soil individuals with regard to the age and the

weathering stage of the parent material 321. Chronosequence in the humid tropical areas 322. Chronosequence in the dry tropical areas

33. Natural soil individuals with regard to podzolization 34. Impoverished natural soil individu als 35. N atural soil individuals with regard to hydromorphic

conditions 36. Other natural soil individuals

4. Systems of classification for tropical soils 41. The tropical soils in the French classification 42. The tropical soils in the Portuguese system 43. The Congo classification 44. The tropical soils in the comprehensive system of soi!

classification, 7th Approximation - Tentative correlation 5. Problems related to the correlation References Summary - Résumé - Samenvatting - Zusammenfassung

284

1. DIFFICULTIES IN sou.. CLASSIFICATION

The first difficulty in soU classification consists in the exact definition of the soU individuals. The definition of a well indivi­dualized discontinuous object generally presents not much of a problem. However, soU units are not discontinuous, they grade gradually into one another. As aresuIt the delimitation of the individu als may differ according to the respective conception of the soU scientists. Consequently, the defined units may differ from one system to another, which makes correlation extremely difficult and sometimes even impossible.

Studying tropical soUs the first thing to consider is how to delimit the tropical soU concept and how to determine the extension of the tropical zone. Here again the limit is not clearly defined so that there may he diversity of opinion from one scientist to another.

WhUe the most important zonal soU characteristics are looked upon as an expres sion of climate and vegetation the author thinks that climatic boundaries, as reflected by changes in vegetation, should be selected to delimit the tropical soU zone and even to subdivide it at a certain level of the classification.

According to the climatological classification of KÖPPEN the tropical zone is characterized hy warm rainy climates with no cool season. The temperature of the coolest month, above 18°C, charac­terizes the limit with the middle latitude rainy climates.

In order to draw the boundary between the tropical rainy climates with summer rain and the dry climates a rainfall limit can be calculated according to the relation Ns == 2 (t + 14).

This formula suggests following limits : with an annual temperature of 25° 200 an annual rainfall of 780 680

15° 580 480 mm

With these criteria of KÖPPEN in mind it hecomes possible to bound the tropical zone on a rainfall temperature diagram (fig. 1).

Note that according to KÖPPEN tropical climates are restricted to hot climates (coldest month warmer than 18°C) which in addi­tion show only a small annual amplitude in temperature. Areas of high altitude in the equatorial zone, with a temperature of the coldest month below 18°C, although partial isothermal, are not considered as tropical. However, a great many of the soils of these altitude are as have the same characteristics as the soUs of the A climates.

The climatic classification of C. W. THORNTHWAITE (1948) is based on effective moisture and thennal efficiency. The effective moisture is expressed by a moisture index and by the seasonal moisture variations. The moisture index is essentially arelation

285

1000

900

800

E E

700

.!:

..J 600

..J

lt 500 ~ <f .oe

400

300

200

100

10

C. Climatls

I temperate ralny)

I I I

. I

A. Climates

I tropical rainy)

8 . Climates (dry) I I I I I I I I

15 18 20 25

TEMPERATURE °C COLDEST MONTH

Fig. 1

Tropical climates accord­ing to the classification of Köppen.

between potential evapotranspiration (or water need) and available water (rainfall and storage water in the soU). If there is an annual water surplus, the lm index has positive values and the climate is moist subhumid (C2), humid (B) or perhumid (A) with respec­tive Im values of 0-20, 20-100 and more than 100. If there is an annual deficit, the lm index has negative values and the climates are dry subhumid (Cl), semi-arid (B) or arid (E) with respective Im values of -20 to 0, -40 to -20 and -60 to -40. The seasonal moisture variations are indicated by a special symbol, which refers to the concentration of water deficiency for moist climates, or water surplus for dry climates.

Potential evapotranspiration is used as an index of thermal efficiency. It is a funclion of day length as weIl as of temperature; it expresses the growth in terms of the water that is needed for growth. The climatic types based on thermal efficiency are mega­thermal (A'), mesothermal (B') , microthermal (C'), tundra (D') and frost (E') , with respectively values for potential evapotran­spiration of more than 114, 114 to 57, 57 to 28.5, 28.5 to 14 and less than 14. Summer concentration of thermal efficiency is also indicated.

286

In THORNTHWAITE'S system of 1948 a tropical climate as such has not been recognized. However, in his system of 1931 and 1933 (cit. G. T. TREWARTHA, 1954), on which his climatic world map is based, he defines a tropical province based upon thermal efficiency. A comparative study of the two systems reveals that the tropical climates of the 1931-1933 system are megathermal.

In equatorial regions a mean annual temperature of 23°C has been suggested as areasonable boundary between megathermal and mesothermal climates. Where a seasonal variation of tempera­ture occurs the mean annual temperature at the boundary is about 21.5°C. It seems therefore that in the mind of THORNTHWAlTE the tropical climates are bounded only to temperature efficiency. In this tropical zone are integrated climatic types with low and high effective moisture. That means that desert and steppe areas with a high temperature efficiency are considered as tropieal; this represents the main difference in viewpoint when applying the climatic classification of KÖPPEN and THORNTHWAITE, to bound the tropical soi! zone.

A long time already soil climatic relationships have been studied by soi! scientists. The effect of increasing or decreasing rainfall andJ or temperature on specific soi! properties has been emphasized. However, there are only few studies that attempt to correlate climatic and soi! units.

In VOLOBOYEV'S system of soil hydrothermal ranges it has been recognized that the relation of precipitation and evaporation is more important than rainfall alone. These P IE ratios are designated as hydroranges (table 1).

On the other hand, thermoranges, based on mean annual tempe­rature, are suggested as follows: arctic « -12°C), subarctic (-12 to -8°C), cold temperate (-8 to IOC), temperate (1 to 7°C) , warm temperate (7-13°C), subtropical (13-200C) and tropical (> 20°C).

Table 1

Hydroranges. as proposed by V. R. VOLOBOYEV (1956)

Symbol P/E ratio Name

A <0.2 Extremely arid B 0.2-0.4 Arid C 0.4-0.75 Moderately dry D 0.75-1.2 Moderately moist E 1.2-1.95 Moist F 1.95-2.90 Very moist G >2.90 Especially moist

287

24

20

16

12

8

.. 4

o

-4

-8

-12

-16

Temperate

IW~~~~~--~~~----------------------------

Cold temperate

,~~~~~------------------------------------

Sub- arctic

-20~UL~~~------+-------r-------~------~----~--~

SOO 1000 1500 2000 !i Pracipitation------+ mm

Fig. 2

Voloboyev's system of soi! hydro-thermoranges.

Thermoranges are named; see table 1 for hydroranges.

2S00 3000

VII

VI

V

lil

111 ~ c o L­o

11 t C» ~ ~

!

The overlapping boundaries of the zonal groups are: (1) serozem and aridisols; (2) ehestnut; (3) ehernozem; (4) podzols; (5) tundra soils; (6) braunerde; (7) subtropieal red/yellow soils; (8) fossillaterites; (9) ferrallities; (10) ferrisols (i.e. red and brown savannah soils); (11) lateritie soils.

When the hydroranges together with the thermoranges are placed on co-ordinates (fig. 2) the recorded hydrothermic areas represent broad climatic soH groups designated as soil hydrothermotypes.

The tropical thermorange has a mean annual tempera tu re higher than 200C. In that area the decomposition of the mineral mass with the formation of alumina and iron oxides is typical starting with hydrorange C. According to V. R. VOLOBOYEV this is the area of Ferrallitic soils, Ferrisols and fossil Laterites. Clt should be pointed out that in African conditions the hydrorange C is generally charac­terized by Fersiallitic soils and that the Ferrallitic soils appear in hydrorange D and more humid hydroranges.

Subtropical red and yellow soils cover the tropical as weIl as the subtropical thermoranges. In that last zone «Braunerde» is also represented.

288

In the most recent American classification (7th Approximation, U.S.n.A.) the tropical soils are mostly separated from the other soils on a soil climatic basis. A difference of 5°C between the mean summer and the mean winter soil temperature at a depth of 50 cm is used as the most important criterion to separate Tropaquents from other Aquents, Tropofluvents from other Fluvents, Tropor­thents from other Orthents, Tropaquepts from other Aquepts, Tropepts from other Inceptisols, Tropustults form other U stults, Tropudults from other Udults and Tropudalfs from other Udalfs. However, a separation between tropical Ustalfs and other UstaHs situated outside the tropics has not been emphasized. On the other hand it is clear that Oxisols only develop under typically tropical, rainy climates.

These few examples of climatic classifications and a soil/ climate relationship make suspect already the diffieulties in the definition of a tropieal soil zone, in the subdivision of that zone and in the correlations between the classification systems used to define the soil individuals.

2. UISTORICAL REVIEW ON TERMS AND CRITERIA USED IN TUE CLASSIFICATION OF TROPICAL SOILS

The study of tropical soils was bom in 1807 when BUCHANAN introduced the word « Laterite » to denote a building material used in the mountain regions of Malabar (India).

From the work of R. MAIGNIEN (1964) it ean be deduced that the history of the study of tropical soil classification should be subdivided into three main periods: the period before 1920, the period from 1920 to 1945 and the period starting af ter 1945.

In the first period the studies were essentially geological and classification was mainly based on simple chemical characteristics.

The original term «Laterite » was assigned to a ferruginous deposit of vesicular structure apparently unstratified and appearing not far below the surface. When fresh it could be easily cut into regular bloekswith a cutting tooI. Exposed to air it rapidly hardened and became highly resistant to weathering. Because of these pro­perties it was frequently used as a building material, hence the name «Laterite » that has been borrowed from the latin «later» meaning «brick ».

During that first period it was already pointed out that Laterite was the alteration product of various materials including crystalline rocks, sedimentary rocks, detrital deposits and volcanie ashes.

M. BAUR (1898), studying its chemical eharacteristics of samples from the Seychelles, found small amounts of combined silica and

289

of aluminum in the hydroxide form, so he compared the composi­tion or laterite with that or bauxite. It has also been pointed out that some laterites contain no or only small amounts of alwnina but are rich in iron oxides; conversely, other contain large amounts of aluminum oxide but are relatively poor in iron; there is a complete series of intermediate combinations between these extremes.

The general tendency of all investigations of the first period was to define laterites in chemical terms. An example is the classification of A. LACROIX (1913) that took into account only the total content of hydrous oxides as follows. - True laterites, containing more than 90 per cent of hydroxides - Silicate laterites, containing !rom 50 to 90 per cent of hydroxi-

des - Lateritic clays, containing 10 to 50 per cent of hydroxides.

Attempts to classification of tropical soils before 1920 are to be found only in the Russian school, were V. V. DOKUCHAIEV was the founder of ooH classification. In hls first system of 1886, he subdivided the soils according to their position in the landscape in;, - normal - transitional - abnormal.

In the first class of normal soils, « the dry land vegetative soils lt, he proposed a laterite or red soH type for the zone of tropical and subtropical forest.

N. M. SIBffiTSEV (cit. J. N. AFANASIEV, 1927) in hls genetical classification of 1895 considers the lateritic soils as typical zonal soils.

In the classification of KOSSOVICH (cit. J. N. AFANASIEV, 1927), attention is drawn to the fact that the morphological properties of soils may be selected !rom internal characteristics to serve as a classificational basis. He subdivided the laterite type of soH fonna­tion in:

- yellow soils

- red soils - laterite.

Simultaneously with KOSSOVICH'S work appeared in 1905-1906 TuMIN'S classification (cit. J. N. AFANASIEV, 1927). TUMIN establ­ished hls types of soH formation in accordance with theoretical ideas - which had astrong foothold at that time - concerning the individual types of humus acids. Accordingly he suggested following types of soH formation.

290

- A laterite - B Crenic acid type podzols - C Acid humus type chernozem - D alkaline-humus type alkaline

The laterite type for tropical areas was subdivided into two classes.

1) Normally humid: laterite red soils.

2) Excessively humid.

It is clear that in all these systems no exact criteria have been suggested.

The second period in the study of tropical soils is characterized by the pedological approach of the problem and the introduction of the Si02/ Al20 S ratio.

Following the example of J. M. VAN BEMMELEN (1904), H. HARRASOWITZ (1926) and F. J. MARTIN & H. C. DOYNE (1927) generalized the use of the Si02/ Al20 S ratio for the definition of laterites. In laterites this ratio was narrower than 1.33 and iron was suggested as to he a non-essential element. These criteria together with the Si02/ R20 S ratio were until recently widely adopted in the classification of tropical soils (J. V. BOTELHO DA COSTA, 1954, G. AUBERT, 1954, 1956, P. DUCHAUFOUR, 1956, P. SEGALEN, 1957, M. CAMARGO & J. BENNEMA, 1962).

The terms Zersatz, Allite and Siallite were also suggested by H. HARRASOWITZ (1926). The Zersatz consists of the weathered rock that suffered a chemical change but retained the physical rock structure appearance. It is also known as the « mottled clay » or « bleached zone» from which the Si02 and bases were removed. The allite is a bauxite-like rock in which the primary composition is an Al20 S complex with an admixture of Si02, Fe20S and H20. The Si02 content does not exceed the 12 per cent limit. The siallite consists of hydrated aluminum silicates approaching the chemical composition of kaolinite.

Later on G. W. ROBINSON (1932) interpretted these definitions of allite and siallite differently.

In 1930 H. HARRASOWITZ associates laterites with a characteristic profile developing under tropical savannah and forming the follow­ing four horizons in ascending order: - a fresh zone, - a zone of primary alteration to kaolinite, - a real lateritic bed, - a surface zone with ferruginous incrustations and concretions.

291

Up to 1990, under the influence of H. HARRASOWITZ, latente was

considered to be the result of capillary rise of the hydroxides. In 1932 E. C. J. MOHR considered late rite as an illuvial horizon.

From 1920 to 1945 different systems of soil classification were presented by the Russian soil scientists. Among those only the classification of S. S. NEUSTRUEV (cit. J. N. AFANASIEV, 1927) suggested new principles and criteria for the classification of tropical soils. According to that system tropical soils are charac­terized by intensive decomposition of the mineral soil mass until the formation of free hydrates of AI(OH)a and Fe(OH)a; the products of complete decomposition prevail. Mention is already made of removal of Si02 and its partial sedimentation in deep horizons in the form of opals and chalcedony and the complete removal of bases. He described the adsorptive complex as almost exclusively mineral and unsaturated. He drew attention to the transformation through coagulation of Fe(OH)a and Al(OH)a sols into gels in the upper part of the profile. Thes~ tropical soils were subdivided into :

- laterite) accumulation in the upper horizon chiefly of Fe20a in the form of red colored hydrates; formation of ferric crusts and nodules. In its lower part the profile is enriched with kaolinite;

- bauxites-laterite) accumulation in the upper horizon chiefly of AI20 a; - kaoline-laterite) accumulation in the upper horizon chiefly of kaoline, together with free hydrates of R 20 a.

During the same period, C. F. MARBUT (1936) in the United States, subdivided the soils of the world into pedocals and pedalfers. According to that subdivision the tropical and most of the sub­tropical soils had the characteristics of pedalfers.

The third period in the study of tropical soils has been introduced with the development of pedological studies immediately after the second world war.

Typical for that period is the birth of the terms ferrallitic and fersiallitic and the elaboration of a great many classification sYstems based on different criteria with - consequently - correlation difficulties.

G. W. ROBINSON'S interpretation of H. HARRASOWITZ'S terms « allite» and «siallite» leads to the introduction of the terms «ferrallitic» and « siallitic ». According to G. W. ROBINSON, siallite was suggested for soils with clay fractions having medium or high silica-alumina ratios and allite for soils with clay fractions of markedly aluminous character. He further suggested to replace

292

« allitie» by « ferraIlitie» and to speak of siallitic and ferrallitic clays. A molecular silica/sesquioxide ratio of 2 was proposed as a limit; it was supposed that soils with ratios higher than 2 did not contain appreciable proportions of sesquioxides. According to this hypothesis it is clear that in the mind of G. W. ROBINSON, all tropical soils, as weIl the actual ferrallitic soils of the humid tropics as the ferruginous tropical soils of the dry tropics (G. AUBERT, 1965) should be considered as ferrallitic. As such G. W. ROBINSON did not introduce the term fersiallitic.

Immediatelya correlation problem arises. Where G. W. ROBINSON had the intention to replace respectively H. HARRASOWITZ'S terms « allite» and « siallite» by « ferraIlitic» and « siallitic », his defini· tion of « ferrallitic» includes both the original aIlite and siallite concept of H. HARRASOWITZ. J. V. BOTELHO DA COSTA (1949) sup­ports the word ferraHtization introduced by G. W. ROBINSON; however, the introduction of the term « fersiaIlitic» instead of « siallitic » brought the definitions though not completely in accord­anee, nearer to the original tenns of H. HARRASOWITZ. In ferrallitic soils the Si02/ Al20 a ratio of the clay fraction is narrower than 2. Fersiallitic clays have a Si02/ Al20 a ratio of more than 2, but the Si02iR20 a ratio is lower than 2. G. AUBERT & P. DUCHAUFOUR (1956) use the same Si02i Al20 a ratio to separate their subclasses lateritic and ferruginous tropical soils. In addition they draw the attention to the presence of free aluminous forms such as gibbsite in lateritic soils and their absence in ferruginous tropical soils. In 1958 the term « lateritic » was replaced by «ferrallitic» and in ] 966 the former class of soils with hydroxides was split up into two classes: ferrallitic soils and fersiallitic soils.

In South Africa C. R. VAN DER MERWE (1941) distinguished Red Earths and Lateritic Red Earths, the first being fersiallitic weather­ing products with high base saturation, the second ferrallitic soils with Si02/ Al20 a ratio lower than 2 and always associated with lateritic crust or concretionary material.

In his classification of accumulation zones of sesquioxides J. D'HoORE (1954) considers only hard occurrences. He subdivides them into relative accumulations and absolute accumulations.

The absolute accumulations are concentrations which result from the migration of sesquioxides from different sources to an accu­mulation zone. They are the most common form of crusts (ferru­ginous crusts ) .

The relative accumulations are the result of exportation of non­sesquioxide elements from an autochtonous alteration zone with as a re sult accumulation of sesquioxides.

293

In 1949 C. KELLOGG introduced the term Latosol, which is still

widely used to denQ~e l~te itic Qr t~"WliQC wWi, In 1959 C. SyS suggested the term Kaolisols to denote inter­

tropical soils with dominance of kaolinite in the c1ay fraction. The Kaolisols group the Ferrallitic and Fersiallitic Tropical soils. The term plinthite has been introduced by the United States Depart­ment of Agriculture (1960). It refers to a sesquioxide-rich horizon, poor in humus. The iron oxides occur as soft red. mottles, in platy, polygonal or reticulate patterns. Plinthite changes ïrreversibly to hardpans or to irregular (hard) aggregates af ter repeated wetting and drying. SimilarIy, the term Oxisol was introduced for most latosols and also for most of the soUs covered by the term ground­water laterites, which in the past had been called laterites. Oxisols are characterized by an oxic horizon, by which they are diagnosed. The presence or absence of plinthite is not characteristic at the higher levels of the c1assification. The oxic horizon is a subsurface horizon with the following properties: (1) at least 30 cm. thick; (2) a fine earth that retains 10 meq. Oor less of ammonium ions per 100 g. of c1ay from alN. ~Cl solution, or has less than 10 meq. of bases extractable with N~OAc and aluminum extractable with 1 N. KCI per 100 g. of c1ay; (3) cation exchange capacity of the c1ay fraction measured by NH40Ac and calculated from the deter­mination on the total soil, is less than 16 meq. per 100 g. of c1ay; (4) no more than tra ces of primary alumino-silicates such as feldspars, micas, glass and ferromagnesian minerals; (5) has no more than traces of water-dispersible c1ay in some subhorizons; (6) a texture of sandy loam or finer and more than 15 per cent c1ay; (7) gradual or diffuse boundaries between its subhorizons; (8) less than 5 per cent by volume shows rock structure.

At present, great confusion exists between the terms: laterite, ferrallitic soils, lato5ols, kaolisols and oxisols and some investigators suggest an absolute correlation between these terms which of course is impossible.

It is true that the term laterite is more and more used in the sence suggested by L. T. ALEXANDER & J. G. CADY (1962) : «laterite is a heavily altered material, rich in secondary iron or alumina oxides or both. It is practically without bases and primary silicates, but may contain large amounts of quartz and kaolinite. It may be hardened in situ or indurated only after successive humification and dessication :t.

A realistic conclusion reveals that induration remains the only specific characteristic of laterite. The induration zone can be ferr­allitic or fersiallitic and other criteria, formerly used in the defini­tion of laterite, can also he found in various tropie al clayey soil materials.

294

In this sence laterite is not only longer a soU but a soil horizon that could be used as diagnostic in the determination of groups and/ or subgroups as weIl in Ferrallitic as in Fersiallitic soils.

In comparison with the use of calcic and petrocalcic horizons respectively for soft and hard secondary calcium carbonate accu­mulations in arid areas, one could suggest the introduction of a petroplinthic horizon for hard laterite in tropical soils, besides the use of plinthite for the soft, non-hardened accumulations of ses­quimtides.

3. NATURAL SOIL INDIVIDUALS IN THE TROPICS

Before broaching the subject of classification and correlation it is absolutely necessary to realize what we wish to classify. Only af ter identification and description the soU individuals can be grouped into one or more conventional classification systems.

We shall therefore start with the description of the natura! soil individuals; then we shall try to find out their place in the various classification schemes, finally a correlation can be suggested.

The tropical soi! zone as delimited in accordance with the climatic criteria of KÖPPEN still presents agreat many variations, parti­cularly with regard to moisture regime and temperature. These differences are responsible for variations in the soi! constitution so that large climatic soi! individuals appear within the intertropical regions.

Other important natural soi! bodies are determined by the age of the soi! related to the stage of chemica! weathering. The other soil forming factors are also important but they determine soH characteristics which are considered as diagnostic in the lower categories of a classification system.

31. Natural soil individuals with regard to c1imatic variations

The most important characteristics in connection with variations of climate in the intertropical areas are : - type of weathering,

- base saturation, - organic matter content.

311. Type of weathering

According to the moisture regime the soils of the intertropical areas are ferrallitic or fersiallitic.

Ferrallitic soils occur as a present climatic type in the humid tropics with a rainfall higher than 1,000-1,200 mmo R. MAIGNIEN

295

(1961), G. AUBERT & P. SEGALEN (1966) consider that ferrallitiza-

tiQU ~9~~ 9~ 9 ç W çn ~bç wmUül fûinfüll iB lower than 1,ZOO mmo On the other hand C. N. MACVICAR (1965) is of the opinion that in South Africa Ferrallitic soi1.9 are formed under a rainfall varying between 870 and 1,170 mmo However, it is generally accepted that, aft er climatic changes, old Ferrallitic soils are preserved in des equilibrium with the dried-up climatic conditions.

The Ferrallitic soils are essentially characterized by an intensive leaching of bases and silica fr om the primary weatherable minerals and neoformation of kaolinite and sesquioxides of iron and alumina. As aresuIt the Si02i Al20 s ratio is low (less than 2), the cation exchange capacity is low (less than 15 meq.j 100 g. clay) and base saturation is low (less than 40 per cent) unless resaturated under influence of dry climatic conditions after climatic changes.

The Fersiallitic soils are formed under present dry tropical conditions with a rainfalllower than 1,000-1,200 mmo The leaching of silica and bases is less intensive. Therefore, the soUs have a Si02i Al20 s ratio higher than 2 and the base saturation is always higher than 40 per cent. Kaolinite remains the dominant clay mineral; it is associated with iron oxides and 2 : 1 lattice clays; as aresuIt the C.E.C. is more than 15 meq./l00 g. of clay.

312. Base saturation

The general relation between moisture regime and base satura­tion has been suggested by different investigators. In the Repuhlic of Congo it has been pointed out that the ferrallitic hygro-kaolisols of the permanently humid tropical rainforest have generally a base saturation below 25 per cent in the subsurface horizons; in the drier ferrallitic savannah soils (hygro-xerokaolisols) base satura­tion varies between 25 and 40/ 50 per cent; in the Soudanese savannahs with a long dry season and a rainfall below 1,000-1,200 mmo the soils have a base saturation higher than 40/ 50 per cent (C. SyS et al., 1961). In the Maniema area M. JAMAGNE (1963) found base saturation below 25 per cent under rainforest and higher ones under the drier savannah conditions. The recent French classification (G. AUBERT & P. SEGALEN, 1966) draws the attention on the same relationship and suggests limits of 20 and 40 per cent to separate soil individuals according to a decreasing moisture regime.

313. Organic matter content

The organic matter content of tropical soils is related to the climatic factor: temperature.

296

For Central Africa 1. DENISOFF (1959), A. VAN W AMBEKE (1959), A. PECROT (1960) and C. SyS (1961) estimate that below the altitude of 1,500 m. the soils are poor in organic matter; above 1,500 m. the temperature becomes lower, humification slower and the soils are rich in organic matter. The organic carbon content of 200 tons/ ha within the upper 1 m. can be considered to separate the soils of the tropical highlands from those of the warmer tropicallowlands. In the 7th Approximation (U.S.D.A., 1960) the tropical highlands are considered to have a mean annual soil temperature of less than 22°C and 20 kg. or more organic carbon in a unit volume of 1 sq.m. to a depth of 1 m., exclusive of organic surface litter.

314. The natural climatic soil individuals of the intertropical zone

The natural tropical soil individuals of the intertropical zone which are the result of the above discussed climatic variations, are represented and defined in tables 2 and 3 and indicated by the capitalletters A, B, C, D, E and F to which will be referred in the chapter on classification and correlation.

Table 2

N atural climatic soil individuals in the humid tropics with an annual rainfall of more than 1,000-1,200 mmo

tO / Altitude Moisture ~

regime .L.

Permanently moist forest area

Humid tropical savannah area with dry season and rainfall higher than 1,000/1,200 mmo

Below 1,500 m. with mean annual soil temperature of more than 22°C

A

Ferrallitio soils, base satu­ration less than 20/25 per cent; Ie ss than 20 kg. organic carbon in a unit volume of 1 sq.m. to a depth of 1 m.

C

Ferrallitic soils, base sa­turation of 20 to 40 per cent; less than 20 kg. organic carbon in a unit volume of 1 sq.m. to a depth of 1 m.

Higher than 1,500 m. with mean annual soil tempe­rature of less than 22°C

B

Ferrallitic soils, base sa­turation Ie ss than 20/25 per cent; more than 20 kg. organic carbon in a unit volume of 1 sq.m. to a depth of 1 m.

D

Ferrallitic soils, base sa­turation of 20 to 40 per cent; more than 20 kg. organic volume of 1 sq.m. to a depth of 1 m.

297

Table 3

The natural climatic soil individuals in the dry tropics with less than 1,000-1,200 mmo annual rainfall

On recent erosion surfaces

E Fersiallitic soils, base saturation of more than 40 %

On old erosion surfaces

F Ferrallitic soils, base saturation of more than 40 %

The natural soi! units A, B, C and D of the humid tropics occur as weIl on recent as on old erosion surfaces. In the dry tropics the present soil formation is fersiallitic, on old tertiary erosion surlaces ferrallitic soils have been formed under the influence of more humid climatic conditions. These old ferrallitic soils have been resaturated under the influence of the present dry climate.

32. Natural soH individuals with regard to the age and the weather­ing stage of the parent material

321. Chronosequenee in the humid tropical areas

As humid tropical we consider areas with a rainfall of more than 1,000-1,200 mmo The study of a chronosequence of ferrallitic soils weathered from a parent rock with a certain mineral reserve indicates that the most important morphological characteristics are related to their degree of chemical weathering. Primary soil forma­tion is characterized by the disappearance of weatherable mineraIs, format ion of clay, liberation of sesquioxides and desaturation (cambic horizon); gradually a weIl developed structure appears and the presence of continuous cutans on the aggregates is an expression of the mobility of the clays (argillic horizon). During these stages of soil formation the silt/ clay ratio is high and the color is brown or reddish brown with Munsell values of 4 or less. With progressive weathering the structure is degrading, the cutans on he peels are vanishing, the Munsell chJoma increases, the silt/ clay ratio decreases while the kaolinite and gibbsite contents increase (C. SyS, 1959, 1961; A. VAN WAMBEKE, 1959). The result is the formation of a typic oxic horizon as it has been defined by the U.S.D.A. (1960).

The successive horizon sequences and the typical diagnostic horizons which occur during the chronosequence are related with drainage conditions. If drainage is free and elimination of silica and bases is fast, gibbsite and kaolinite are the first secondary minerals to be formeel. When, on the other hand the drainage conditions are slow, 2: 1 lattice clays may form before reaching the kaolinitic stage (A. PECROT, 1962; J. DELVIGNE, 1965).

298

The chronosequence of Ferrallitic soils, with regard to drainage conditions is summarized in table 4.

Table 4

Chronosequence of Ferrallitic soil groups according to drainage conditions

Free drainage

Stage 2b

Stage 1

Organic surface horizon over partially weathered

rock Slow drainage

""" '\a Stage 2

Organic surface horizon overlies a · carnbic horizon with amineral reserve and a low activity of the clays (1)

Organic surface horizon overlies a carnbic horizon with amineral reserve and a medium or high activity of the clays (2)

-l-Stage 3

Organic surface horizon overlies an argillic horizon with a medium or high activity of the c1ays

// ~

Stage 4 Organic surface horizon overlies an argillic horizon, without weatherable minerals and a low activity of the clays

-l­Stage 5

Organic surface horizon over lies an oxic horizon

(1) C.E.C. of less than 25 meq./IOO g. clay. (2) C.E.C. of more than 25 meq./IOO g. clay.

322. Chronosequence in the dry tropical areas

lIl: the dry tropical areas with a rainfall of less than 1,000-1,200 mmo fersiallitic soils, with a base saturation of more than 40 per cent, characterize the Upper Pleistocene and recent erosion sur­faces.

299

Thê fêrsialIiti~ ~hrOnOSêquên~ê is ~hara~têrizêd by the following stages of profile development. Stage 1. An o.rganic surface ho.rizon o.verlies a partially weathered ro.ck.

Stage 2. An o.rganic surface ho.rizo.n o.verlies a cambic ho.rizon.

Stage 3. An o.rganic surface ho.rizo.n o.verlies an argillic horizon.

In that area resaturated Ferrallitic soils with an o.xic ho.rizon o.nIy appear o.n o.Id erosion surfaces.

The stages 3 and 4 of the ferrallitic chrono.sequence and stage 3 o.f the fersiallitic sequence have a weIl developed structure and the aggregates are co.vered by continuous clay skins. Such a horizon is dE'sC'ribed as a structural B ho.rizon in the Co.ngo classi­fi"'ation. However. the presence o.f clay skins is an exoression o.f the mo.bilitv o.f the clays; according to. that interoretation the ho.rizon mav be considpred argillic. Tt thus seems that in the inter­tro.oi"'al areas the argillic ho.rizon is more likelv related to the weathering stage o.f the soil and no.t necessarily the result of a po.dzo.lizatio.n pro.cess.

33. Natural soil individuals with re gard to podzolization

The existence of «lessivé »-units in the French and Co.ngo. classHi'-'ations is a clear evidence of the presence of podzo.lized soil individuals in the intertro.pical areas.

In the sta~es 3, 4 and 5 o.f the ferrallitic chrono.sequence and in stage 3 o.f the fersiallitic sequence a horizo.n impo.verished in clay and iro.n o.xides may o.verly the argillic or o.xic horizo.ns. In these tyoirally podzolized profiles the impoverished horizo.n has a lighter (yello.wer) co.lor than the underlying argillic ho.rizo.n. A similar clay accumulatio.n associated with a podzo.lized topso.il may be present in the upper part o.f the oxic ho.rizon, witho.ut presence o.f clay skins in the illuviatio.n zone.

34. Impoverished natural soU individu aIs

Stage 5 o.f the ferrallitic chro.no.sequence is o.ften characterized by an impoverishment of clay minerals in the topsoil without clear accumulatio.n in the subso.il. Such an impoverishment is pro.bably the result o.f a destructio.n o.f clay minerals. G. AUBERT & P. SE GALEN (1966) consider a so.i! individual as impoverished when the ratio. o.f clay in the surtace and subsurtace horizons is at least 1/ 1.4.

300

35. Natural soil individuals with regard to hydromorphic conditions

The soil individuals typical for the different stages in the chrono­sequence of Ferrallitic and Fersiallitic soils may be submitted to a fluctuating or permanent water table. Hence, hydromorphic natural soil individuals develop which means th at a place in the classification systems should be reserved.

The hydromorphic units in the ferrallitic soil belt are gray hydromorphous profiles with a cambic, an argillic, or even an oxic horizon. In the dry tropical zone, black tropical clays are the hydromorphic associates of the weIl drained heavy textured fersiallitic soils; in areas with acid rocks hydromorphous profiles with a cambic or an argillic horizon may be present.

36. Other natural soil individuals

Besides the soil characteristics that result from weathering, variations in climatic and hydromorphic conditions and podzoliza­tion, other soil properties may characterize natural soil individuals.

The presence of a plinthic horizon (a horizon characterized by soft iron oxide individualizations that become hard af ter repeated moistening and drying) is diagnostic for a soil. It could be suggested to call hard plinthite or a laterite crust a «petroplinthic» horizon, which could be another diagnostic horizon as weIl for Ferrallitic as for Fersiallitic soils.

The dark subsurface horizon or so-called «dark horizon» in the tropical mountain areas defines another natural soil unit.

Parent rocks without weatherable mineral reserve and quartz sands turn into specific coarse textured soils, in which the dom­inant characteristic remains the psammentic character associated with some oxic properties in the ferrallitic soil zone.

4. SYSTEMS OF CLASSIFICATION FOK TROPICAL SOILS

In a classification schema the natural soil individuals are grouped according to a conventional system. Without continuous contact between different soil scientists or pedological schools it is normal that the way of grouping may differ widely. Even a uniform delimitation and definition of the soil individuals becomes imposs­ible. This is also why various classification systems have been developed.

Problems related to soil classification and correlation can be discussed and clearly understood only af ter the study of the diff­erent classification systems. It would lead us too far to give a

301

detailed description of all classification ~y~tem~ u~ed for tropie al ~OU~I We ~h~l l' it Qur~elYe~ to a general outline of the most important schemes used in Africa: the French (G. AUBERT, 1966), the Portuguese (J. V. BOTELHO DA COSTA, E. P. CARDOSO FRANCO & R. PINTA RICARDO, 1964) and the Belgian (R. TAVERNIER & C. SyS, 1965) systems. Finally, an effort will be made to compare and correlate these systems with the recent American classification, A Comprehensive System, 7th Approximation (U.S.D.A., 1960, and appendix Mareh, 1967).

41. The tropie al soils in the Freneh classüieation

The soils of the intertropical areas belong to different classes of the system; the most important extensions are, however, charac­terized by Fersiallitic and Ferrallitic soils. A general outline of that part of the classification, in which tropie al soils occur, is given below; for more detail we refer to the original papers or G. A UBERT (1965) and G. AUBERT & P. SEGALEN (1966).

Class I

« Sols minéraux bruts » are raw mineral soils with an (A)-C prorile, tra ces or organic material are only present in the surface horizon. Clay rormation is limited or inexistent.

Only the erosional groups or subclass 1.2 are represented in the tropics as lithosols or impermeable rocks.

ClassII

« Sols peu évolués»; these slightly developed soils have an A-C horizon sequence. The organic surrace layer has a thickness of 10 to 30 cm.

Subclass II.2 represents the natural soil individuals charac­terized by stage 1 or the ferralIitic and fersiallitic weathering sequence. They belong to the erosional groups (lithosols) or deposited groups (alluvial).

Class III

« Vertisols and Paravertisols »; heavy textured soils with a coarse prismatic structure, wide and deep cracks and presenee or slicken­sides.

The strongly hydromorphic subclass IIl.1 is represented in the fersialIitic soi! belt as a natural soi! individu al « Black tropical clays ».

302

Class IV

«Sols à mull»; these soils are developed under the influence of weIl decomposed organic matter and a humus of the «muIl» type. There is only slight individualization of sesquioxides which are combined in the clay-humus complex. The horizon sequence is A-(B)-C or A-B-C, so they may have a cambic or an argillic horizon.

Subclass VI.2 groups the Muil soils of the intertropical areas. Only one group «Brown Eutrophic tropical soils» has been sug­gested. This group of highly saturated soils represents some of the natural soH individuals characterized by stage 2 of the fersiallitic chronosequence and some individu als of stages 2 and 3 of the ferrallitic sequence.

CLass VIII

« F ersiallitic soiIs»; these soils are rich in iron oxides but have a Si02i Al20 s ratio of the clay fraction higher than 2; the base saturation is higher than 40 per cent and the horizon sequence is A-(B)-C or A-B-C.

- Subclass 2

Ferruginous Tropical soils. Fersiallitic soils related to the natural soil individu als characterized by stages 2 and 3 of the fersiallitic chronosequence.

- Group a: «non lessivés ». Ferruginous Tropical soils without podzolization phenomena.

Subgroups: - soils with invariabie sesquioxide content, - soils somewhat leached in iron oxides, - recent ferruginous tropical soils, - slightly leached hydromorphic ferruginous tropical

soils.

The two first subgroups correspond to the natural soil individual characterized by stage 3 of the fersiallitic chronosequence. Sub­group 3 represents stage 2 of the same sequenee and subgroup 4 has a plinthic horizon.

- cfroup b: «lessivés». Ferruginous Tropical soils with a pod­zolized top soil and only related to stage 3 of the fersiallitic chrono-sequence.

Subgroups: - without concretions, - with concretions - indurated

( (petroplinthic horizon),

- hydromorphic (plinthic horizon).

303

Cwss IX

« F er-rallitic goils »; groups the soils of the humid tropics developed under the influence of warm rains. They are characterized by : - complete weathering of alterable minerals, - maximum formation of secondary minerals (kaolinite, sesqui-

oxides), - A-B-C horizon sequence, - low activity of the. clays.

This class groups the natural soU individu als characterized by the stages 2b, 4 and 5 of the ferrallitic chronosequence.

- Subclass 1

Slightly desaturated Ferrallitic soils. These Ferrallitic soils have a base saturation of more than 40' per cent. Therefore we consider these soils to be resaturated ferrallitic soils presently situated in the dry tropical areas (climatic soil individual F). - Group a: typic. Profile characterized by an invariable clay content and with a weakly developed organic surface horizon (stage 5 of the ferrallitic chronosequence).

- Group b: impoverished. The surface horizons are impoverished in clay; the ratio comparing the clay content in A and B is at least 1/ 1.4 (impoverished stage 5 of the ferrallitic sequence).

- Group c: disturbed. The A horizon has ab out the same texture as the B horizon; a stone line marks the transition between A and B (correlation with the above-described natural soil individuals is difficult). - Group d: rejuvenated or « pénévolués ». Soils relatively richer in weatherable minerals, mostly af ter erosion and new development of the eroded soil (stage 2b of the ferrallitic chronosequence.).

The most important criteria for a subdivision at subgroup level are the presence or absence of an indurated laterite horizon (petro­plinthic horizon) and hydromorphic conditions (plinthic horizon).

- Subclass 2 Medium desaturated Ferrallitic soils. They have a base saturation situated between 20' and 40 per cent. These soils are mainly repre­sented by the climatic natural soil individuals C and D. - Group a: typic (stages 4 and 5 of the ferrallitic sequence in climatic zone C). - Group b: impoverished (impoverished stage 5 of the ferrallitic sequence). - Group c: humiferous. Organic matter content of at least 7 per cent in the upper 20. cm. or more than 1 per cent until the depth of 1 m. (climatic soil individu al D).

30'4

- Group d: disturbed (?)

- Gro.ep e: rejuvenated or « pénévo.lués» (stage 2b o.f the ferrallitic sequence).

At subgro.up level the same subdivision as in subclass 1 is applied.

- Subdass 3 Strongly desaturated Ferrallitic soils. This subclass has a base saturation of less than 20 per cent. The soils represent the natural climatic soil individuals A and B.

- Gro.up a: typic (stages 4 and 5 of the ferrallitic chrono.sequence in climatic soil zone A). - Group b: humifero.us (climatic suil individual B).

- Gro.up c: « lessivé ». The soil has a textural B horizo.n (argillic horizon) with clay skins on the peds. When comparing the clay content in A and B it appears that the ratio. is at least 1/ 1.4 (podzolized stage 4 o.f the ferrallitic chronosequence). - Group d: impoverished (stage 5). - Group e: disturbed (?). - Gro.up f: rejuvenated or « pénévolués» (stage 2b o.f the ferrall-itic sequence).

At subgroup level the same subdivision as in subclasses 1 and 2 is applied.

Class XI

« Hydromo.rphic soils »; soils in which the soil formation has been influenced by a permanent or temporary water tabie.

42. The tropical soUs in the Portuguese system

In the Portuguese classification the mo.st important groups OCCUIT­

ing in intertropical areas are described on the soil map of Angola by J. V. BOTELHO DA Co.STA & A. R. AZEVEDo. (1960) and later by J. V. Bo.TELHO DA Co.STA, E. P. CARDo.So. FRANCO. & R. PrnTA RICARDo. (1964).

For the fersiallitic and ferrallitic soil belts the most important groups are:

- Weakly developed so.ils : mineral soils without distinct horizons. They comprise the natura! soil individual represented by stage 1 of the fersiallitic and ferrallitic chronosequences.

- Tro.pical Fersiallitic soils: mineral soils with a cambic or an argillic horizon. The clay fraction, with an Si02/ Al20 a ratio of more than 2 and an Si02/ R 20 a ratio of less than 2, consists essen-

305

tially of kaolinite in association with oxides and appreciable pro­portions of micaceous clays and with a degree of saturation in the subsoil above 50 per cent. These soils represent the stages 2 and 3 of the fersiallitic sequence. - Paraferrallitic soils : mineral soils similar to ferrallitic soils but less developed than the latter and differing from those with regard to certain physico-chemical and/ or morphological characteristics. They are subdivided into: - Eutro-paraferrallitic soUs, with weatherable mineral reserve (stage 2b of the ferrallitic chronosequence) - Typical paraferrallitic soils, with well developed structure (stages 3 and 4 of the ferrallitic chronosequence) - Psammo-paraferrallitic soils, with a clay content lower than 15 per cent (special natura I units on coarse textured materials without weatherable minerals ) .

- Ferrallitic saUs: mineral soils with or without textural B hori­zon, weatherable mineral reserve low or non-existent, clay fraction with Si02/ Al20 a and Si02lR20 a ratios of less than 2, consisting essentially of kaolinite and/ or oxides, degree of saturation in the subsoil generally below 50 per cent and without rock or rock struc­ture at a considerable depth (stage 5 of ferrallitic chronosequence). - Hydromorphic soils: soils developed under permanent or tem­porary excess of water.

43. The Congo classification

The Congo classification has been elaborated by the I.N.E.A.C. Soil Survey Division (1). The system is based in the first place on profile morphology completed with analytical data on texture, chemistry and clay mineralogy.

The classification schema with a reference to the natural soil individuals is given below; for the definitions we refer to the original publication (R. TAVERNIER & C. SYS, 1965; C. SyS et al.) 1961).

1. Recent Tropical soils 11. N on-hydromorphic Recent Tropical soils (stage 1 of the

ferrallitic and fersiallitic chronosequence) 12. Hydromorphic Recent Tropical soils (stage 1, with hydra­

morphic characteristics) 2. Black Tropical soils (mostly hydromorphic associates of the

fersiallitic soils) 3. Brown Tropical soils (stages 2 and 3 of the ferrallitic chrona­

sequence)

(1) Institut National pour l'Etude Agronomique au Congo.

306

4. Recent Textural soils (podzolized stage 3 of the ferrallitic sequence)

5. Podzols

6. Kaolisols (stages 2b, 4 and 5 of the ferrallitic and stage 3 of the fersiallitic sequence)

61. Hydrokaolisols (Hydromorphic individuals characterized by stages 2b, 4 and 5 of the ferrallitic sequence)

611. Hydroferrisols (stages 2b, and 4 of the ferrallitic sequence)

612. Hydroferralsols (stage 5 of the ferrallitic sequence)

62. Humic kaolisols (Climatic ferrallitic soil individuals B and D) 621. Hurnic Ferrisols (stages 2b and 4 of the ferrallitic

sequence) Subgroups - typic (stage 4, with a chroma of more than 4)

- intergrade to recent tropical soils (stage 2b) - intergrade to brown tropical soils (stage 4 with a

chroma of 4 or less) - plinthic (with plinthic horizon) - gleyic

622. Hurnic Ferralsols (stage 5 of the Ferrallitic sequence) 623. Dark horizon kaolisols (stages 2b, 4 and 5 with dark

horizon) Subgroups

- typic (stage 5)

- ferrisolic (stages 2b and 4)

63. Hygrokaolisols (climatic ferrallitic soH individual A)

631. Hygroferrisols (stages 2b and 4 of the ferrallitic chronosequence) Subgroups - typic (stage 4, with a chroma of more than 4)

- intergade to recent tropical soils (stage 2b) - intergrade to brown tropical SOils (stage 4, with a

chroma of 4 or less) - intergrade to ferralsols - eutrophic - humic

- plinthic

- gleyic

307

632. Hygroferralsols (stage 5 of the ferrallitic chrono­

sequence) Subgroups - intergrade to ferrisols - weakly ferralsolic - humic - eutrophic - plinthic - gleyic

633. Hygro-arenoferralsols (stage 5 on coarse textureà materials without mineral reserve)

64. Hygro-xerokaolisols (climatic soil individual C) Same subdivisian in groups and subgroups as 63. 641. Hygro-xeroferrisols 642. Hygro-xeroferralsols 643. Hygro-xero-arenoferralsols

65. Xerokaolisols (climatic fersiallitic soi! individual E and ferrallitic soil individual F) 651. Xeroferrisols (stage 3 of fersiallitic chronosequence) 652. Xeroferralsols (resaturated stage 5 of the ferrallitic

sequence) 7. Leached Kaolisols (podzolized individual of the kaolisols)

Same subdivision as KaolisoIs.

44. The tropical soils in the comprehensive system of soil classifica­tion, 7th Approximation - Tentative correlation

In 1936 C. F. MARBUT subdivided the soils of the world in pedocals and pedalfers. According to this subdivision the tropical and most of the subtropical soils as weIl as the soils of the humid temperate climates had the characteristics of the pedalfers.

The U.S. classification of 19'49 (J. 'THORP & G. SMITH) disting­uishes 3 orders: zonal soils, intrazonal soils and azonal soils.

In this classification the tropical soils represent a suborder of zonal soils, called « Lateritic soils of forested warm-temperate and tropical regions ». They suggest following great groups. - Reddish Brown Lateritic soils, - Yellowish Brown Lateritic soils, - Laterite soils

That classification already separated some important natural soil individuals. The Reddish Brown and Yellowish Brown Lateritic soils characterize the stages 3 and 4 of the ferrallitic chrono­sequence. Stage 5 of the sequence may be correlated with the laterite soils.

308

In 1949, C. KELLOGG proposed the name Latosol as a suhorder to indicate all zona! soils of the humid tropical regions. The evolu­tion of the various classification systems for tropica! soils proves that the suhdivision, at group level according to the color, was not successful.

In the new system of soil classification (7th Approximation, 1960 and supplements until Mareh, 1967) the soils of the inter­tropical zone are scattered over different orders. The zonal soils are classified in three main orders: OXISOLS, ULTISOLS and ALFISOLS. The immature azonal soils are INCEPTISOLS or ENTISOLS. The intra­zonal soils are mostly hydromorphic suhorders of Entisols, Incepti­sols, Ultisols and Oxisols or Vertisols.

Entisols

Stage 1 of the ferrallitic and fersiallitic chronosequence may he considered Entisois. They are related with the class of «Sols peu évolués» of the French classification; the weakly developed soils of the Portuguese and the Recent Tropical soils of the Belgian classification.

In addition some Ferrallitic soils developed on coarse textured materials without weatherable mineral reserve are also classified as Entisols.

Aquents

Tropaquents. Hydromorphic soils with only an ochric epipedon on slightly weathered materiais. These soils are related to the hydro­morphic Recent Tropical soils with a weak Al of the Congo classification. They have no direct representative in the French scheme but some « Sols hydromorphes m.inéraux » may he Aquents.

Fluvents

Tropofluvents. Can be correlated with the weakly developed soils on alluvial deposits of the French and Portuguese classifications and non-hydromorphic Recent Tropical soils on alluvium of the Congo classification.

Orthents

Troporthents. The Troporthents are formed on non-stratified alluvial deposits, non-differentiated volcanic ashes and on rocks (lst stage of the ferrallitic or fersiallitic chronosequence). - Typic Troporthents, weakly developed soils on non-stratified alluvial deposits with a clay content of less than 35 per cent.

309

- Andin T'3D3m~l\t~, A'~ ~~l\\l\\& h recen! non-<ltfferenHated volcanic ashes.

- Lithic Troporthents, are the lithosols of the other classification systems. - Vertic Troporthents, weakly developed soils on non-stratified alluvial deposits with a clay content of more than 35 per cent.

Psamments

Quartzipsamments. Oxie Quarzipsamments, have no representatives in the French classification, but can be correlated with the Psammo­paraferrallitic soils of the Portuguese and the Arenoferralsols of the Congo classifications.

Vertisols

In the humid tropics (ferrallitic soil belt) Vertisols are absent or if present they occur at the dry border of this soil zone. In the dry tropical zone, however, Vertisols are common associates of the Fersiallitic soils. Therefore the tropical Vertisols are USTERTS.

Most of the Black Tropical clays are Pellusterts with a moist chroma of less than 1.5 throughout the upper 30 cm. Some red or yellow cracking clays are Chromusterts.

Inceptisols

Immature tropical soils do not have yet an oxic horizon and no argillic horizon. If they developed an umbric epipedon or a cambic horizon, they are considered InceptisoJs. A suborder of Tropepts has been suggested to group all tropical Inceptisols ex cept the Aquepts and Andepts.

Aquepts

Tropaquepts. Hydromorphic individuals with umbric epiped.on or cambic horizon related to the stages 1 and 2 of the ferrallitic chronosequence and stage 2 of the fersiallitic sequence.

The non-organic, hydromorphic soils of the French and Portu­guese classifications that have a prominent Al horizon and similar hydromorphic Recent Tropical soils of the Congo classification are Tropaquepts.

Andepts

In the classification schemes developed in Africa the soils on volcanic ashes are generally separated from other soils at family level. Hence their correlation becomes difficult.

310

The brown Ferrallitic soils on ashes in Madagasear have an umbrie epipedon and a low base saturation, they are eonsidered as typical Brown Tropical wils in the Congo classrrication and are most likely Dystrandepts.

The volcanic ash soils of the Congo mountains have a mollie epipedon and a high base saturation. These Eutrandepts fit in with the «Sols Bruns Eutrophes Tropieaux» of the French and the Eutrophie Brown Tropical soils of the Congo classrrications.

Tropepts

The Tropepts are the most eommon Inceptisols in Africa where they represent the stages 2 and 2b of the ferrallitic sequence and stage 2 of the fersiallitic sequence. As a consequence the Eutro­paraferrallitic soils of the Portuguese and the « rejuvenated or pénévolués» ferrallitic groups of the French classification have to be considered Tropepts. The ferruginous tropical soils without argillic horizon also fit in with the suborder. In the Congo classi­fication some Brown Tropical soils and the Ferrisols intergrading to Recent Tropical soils have be correlated with the Tropepts suborder. Dystropepts. Are the most common Tropepts of the humid ferrallitic soi! zone (stages 2 and 2b of ferrallitic sequence), Eutropara­ferrallitic soils and Brown Tropical soils on acid rocks, « péné­volués» ferrallitic groups. Eutropepts. Occur only as a recent stage of paraferrallitic soi! formation on rocks rich in ferromagnesian minerals and on limestones when drainage conditions are not optimum. Those are the « Sols Bruns Eutrophes Tropicaux» of the French classification and Eutrophic Brown Tropical soils of the Congo scheme. Humitropepts. Are the Tropepts with a mean annual temperature of 22°C or less and a base saturation of less than 35 per cent. This group has no direct c'Omparative unit in the French classification. However, the completely and medium desaturated Ferrallitic soils, « groupe humifère» and at the same time « pénévolués» may fit here. In the Congo classification the Humitropepts represent a humic subgroup in the Brown Tropical soils. Ustropepts. Are Tropepts with a base saturation of more than 50 per cent in the cambic horizon; they are dry in the same horizon for more than 90 cumulative days.

The recent Ferruginous Tropical soils and the «Sols Bruns Eutrophes Tropicaux» of the fersiallitic soil belt are the French relatives of this unit. The Portuguese Tropical Fersialllitic soils with a cambic horizon mayalso be correlated here. This unit has not been describ.ed in the Congo classification.

311

Mollisols

Aquoiis

Aquolls are weIl represented on poorly drained recent aIluvial deposits in the African rift valley. In the Congo classification they are identified. as hydromorphic Black Tropical soils. These soils have not been distinguished from other hydromorphic soils in the French and Portuguese systems.

Rendolls

This group is only locally present in the dry tropical belt. The Rendzinas of the Congo classification in the order of Black Tropical soils are Typic Rendolls.

Udolls

Hapludolls. Some members of the eutrophic subgroup of Humic Tropepts developed on basic rocks have a mollic epipedon and the base saturation in the cambic horizon is higher than 50 per cent. These very rich agricultural soils are (Lithic ) Hapludolls. This group has no equivalent in the French and Portuguese classifica­tions.

Alfisols

The order of Alfisols is widely represented in the dry fersiallitic soi! belt. The soi! individuals characterized by stage 3 of the fersiallitic chronosequence are the typical, tropical Alfisols (Ustalfs). Some of their hydromorphic associates which did not develop to Black Tropical clays are Aqualfs. In the humid ferrallitic soi! belt Alfisols are rather exceptionnal. Only some members of the 3rd and 4th stage of the ferrallitic chronosequence with a base saturation of more than 35 per cent may belong to that order.

Aqualfs Tropaqualfs. The Hygroferrisols of the dry tropical areas have an argillic horizon and a base saturation of more than 35 per cent. They ean thus he correlated with the Tropaqualfs.

The French and Portuguese classifications have no equivalent in their system.

Udalfs

Tropudalfs. In the humid tropics most soils with an argillic horizon have a low base saturation. However, in exeeptionnal cases some memhers of the 3rd and 4th stage of the ferrallitic sequence have

312

a base saturation between 35 and 60 percent in the argillic horizon and are Tropudalfs.

Tropudalfs characterized by stage 3 of the ferrallitic sequence represent the typic subgroups (Brown Tropical soils of the Congo classification) those characterized by stage 4 are Oxic-Ultic Trop­udalfs (Hygro-ferrisols).

Some « Sols Bruns Eutrophes Tropicaux» of the French classi­fication may be correlated with the Tropudalfs.

Ustalfs

The leached Ferruginous Tropical soils of the French classifica­tion, the Tropical Fersiallitic soils with an argillic horizon of the Portuguese and the Xeroferrisols of the Congo classifications are all U stalfs.

The most representative groups are Ultic-Oxic and Oxic plinthic Haplustalfs, UItic Oxic Paleustalfs and Rhodustalfs.

Ultisols

In the humid ferrallitic soil belt (climatic soil individuals A, B, C and D) the UItisols characterize the Upper and Middle Pleistocene erosion surfaces. They are absent on older surfaces and peneplaines where Oxisols dominate. The typical, diagnostic sub­surface horizon of the Ultisols is an argillic horizon with a weIl developed structure and cutans on the peds. The presence of clay skins is an expression of the mobility of the clays. The mobility of the clays in tropical soils seems to be related to a specific stage of chemical weathering rather than to a podzolization process. Hence the special meaning of that argillic horizon that has been considered as a structural B horizon in the Congo classification. An eluvial horizon is absent in many cases. However, some profiles are clearly podzolized; in these cases leaching of clay and iron oxides is evident.

The Ferrisols of the Congo classification, most of the Para­ferrallitic soils of the Portuguese and the « lessivés» groups of the French ferraIlitic class are UltisoIs.

Aquults

Tropaquults. The only unit of the African classification systems that can be correlated with the tropaquuIts are the Hydroferrisols of the Congo classification.

Humults

Palehumults. This group is most likely represented by stage 4 of

313

thQ fQ~~llllitin nh~onogoouQnnQ. In tha Cnnun flln~~~i~!ti~l\ tl\~ are the Yumlc Perrlsols wHh normally a thlck argillic horizon. The Humoxic subgroups occur in the climatic soH zone B; the Orthoxic Palehumults are represented in the climatic soH zone A.

Tropohumults. This group can be correlated with humiferous Ferri­sols in which the argillic horizon is less than 1.5 m. thick. Tropo­humults are characterized by stages 3 and 4 of the ferrallitic chrono­sequence.

Typic subgroups are represented by stage 3.

Humoxic Tropohumults represent stage 4 in the high mountain areas where the mean annual soi! temperature is below 22°C (climatic soH zone B).

Orthoxic Tropohumults represent stage 4 in the climatic soH zone A, where the mean annual soil temperature is higher than 22°C.

In the climatic soil zone B many profiles have a dark horizon below the argillie one; these are the Dark Horizon Ferrisols of the Congo classifieation. This group does not find any plaee in the 7th Approximation; therefore we suggest the introduetion of a Sombrihumult.

Udults

The U duIts are the soils eharacterized by stages 3 and 4 in the tropical rain forest (climatic soU zone A). They ean be correlated with the Hygroferrisols of the Congo classification and the typical Paraferrallitie soils of the Portuguese elassifieation. In the Freneh classification the strongly desaturated Ferrallitie soil group « lessivé » belongs also to the Udult suborder.

The U duIts in whieh the lower boundary of the argillic horizon oecurs at a depth of more than 1.5 m. are Paleudults, the other are Tropudults. The Brown Tropical soils of this zone are typic Tropudults; the Hygroferrisols eharaeterize the oxie subgroup.

Ustults

The U stuIts are eharaeterized by stages 3 and 4 of the tropical humid savannahs (climatic soH zone C). They can be correlated with Brown Tropical soils and Hygro-xeroferrisols of the Congo system and with typical Paraferrallitie soils of the Portuguese classifieation. The Freneh have no «lessivé» group within their subclass of medium desaturated soils. However, some of their strongly desaturated ferrallitic «lessivés» groups mayalso he UstuIts.

314

The subdivision in groups is similar to that applied for the Udults sub order.

Paleustults. Hygro-xeroferrisols with a thick argillic horizon. Tropustults. - Stage 3 of the ferrallitic sequence, representing

Oxisols

Brown Tropical soils in the Congo classification.

- Oxic, stage 4 of the ferrallitic sequence represent­ing the Hygro-xeroferrisols (typic and intergrades to Brown Tropical soils) of the Congo classification.

Oxisols include those soils that have an oxic horizon. As such they represent the 5th stage of the ferrallitic chronosequence. While it is true that all highly weathered Ferrallitic soils are Oxisols, it is not correct to say that all Oxisols are necessarily highly weathered Ferrallic soils, because it has been proposed to add to the Oxisols other soils with plinthite at shallow depth.

However, most Oxisols are Ferrallitic soils of old surfaces. In Africa they characterize the lower Pleistocene and Tertiary erosion surfaces.

The Ferralsols of the Congo classification and the Ferrallitic soils of the Portuguese are all Oxisols. However, as the French class of Ferrallitic soils includes groups with an argillic horizon and « pénévolués» groups with weatherable mineraIs, the correla­tion with Oxisols is not absolute.

According to the present-day definition, recent Ferrallitic soils and Fersiallitic soils with a soft or indurated accumulation zone of sesquioxides at shallow depth are also Oxisols.

Aquox

Because the ultimate stage of ferrallitic weathering needs a weIl drained environment, it becomes difficult to accept a hydromorphic individual characterized by the 5th stage of the ferrallitic sequence. Therefore most Aquox include soils with plinthite at shallow depth.

In the Mrican classification systems only the Hydroferralsol can be considered Aquox.

Humox

The definition of the 7th Approximation is as follows. « Oxisols that 1. are always moist or have no period when the soi! is dry in any

horizon below the surface 18 cm. for 60 consecutive days or more in most years;

315

2. hnvQ 20 ~g. GP MÖi'~ 6 ~MUc carbon per square meter w1t~in taü upp~r 1 m e](clu~ive of Of Rin ie ~urfuOQ littop!

3. have mean annual soH temperatures of less than 22°C;

4. have base saturation (by NH40Ac) of less than 35 per cent in the oxic horizon. »

The Humox corresponds to the highly weathered Ferrallitic soils of the mountain area of Central Afriea eharacterized by the climatie soil individu al B.

The whole of the Central African high mountains are, however, characterized by the soH individu als Band D (Humie Ferralsols, humic groups of strongly and medium desaturated Ferrallitic soils).

As the system stands at present the climatie soH individual D cannot be correlated with the Humox because these soils are dry for more than 60 conseeutive days. Aecording to the definitions these somewhat drier mountain soils are Ustox. Sueh a split seems to cut across the natural group of highly weathered tropical moun­tain soils. It seems necessary therefore, to set up a dry suborder of humie mountain soils corresponding to the French humiferous groun of medium desaturated soils, or to eliminate point 1 of the definition. On that account all highly weathered mountain soils should be grouped in one suborder as suggested in the Congo classification.

Aerohumox. The structural characteristics of this group are realized in many extremely weathered African Humox; however, with the chemical eharacteristics (cation retention or extractable bases and aluminum) in mind it becomes difficult to correlate any African group with Acrohumox.

Gibbsihumox. In the African classification systems we cannot find any group that has the characteristies of a Gibbsihumox.

Hanlohumox. This group represents the Humic Ferralsols of the Congo classification and the humie group of complete and medium desaturated soils of he Freneh system.

Smnbrihumox. Those are the Dark Horizon Ferralsols in the Congo classification.

Orthox

The Orthox are Oxisols with a mean annual soi! temperature of more than 22°C or have less than 20 kg. organic carbon per square meter within the upper 1 m. and have no period when the soH is dry in any horizon below the surfaee 18 cm. for 60 con­seeutive days.

316

This climatic limit corresponds mainly with the boundary of the tropical rain forest so that the correlation of the Orthox with the Hygroferralsols seems to be acceptabIe. In African conditions a correlation with the strongly desaturated Ferrallitic soUs of the French seems reasonable; however, the presenee of an Eutrorthox group with a base saturation of more than 35 per cent does not allow to generalize the suggested correlation with the French system.

Acrorthox. According to the severe physico-chemical characteristics this group cannot be utilized in African conditions. Gibbsiorthox. Such group has not been described in Africa. Eutrorthox. This group with a base saturation of more than 35 per cent in the oxic horizon seems to be absent in the African rain forests.

Haplorthox. This group is closely related to the Hygroferralsols of the Congo classification and the Ferrallitic soils of the Portu­guese one. The typic and impoverished groups of the strongly desaturated Ferrallitic soils of the French are mainly Haplorthox.

Umbriorthox. Humic subgroups of the Hygroferralsols and some profiles of the humic group in the strongly desaturated Ferrallitic soils are related to Umbriorthox.

Ustox

They are defined as follows. « 1. have some subhorizons below the surface 18 cm. that are dry

for 60 eonseeutive days or more in most years; 2. have mean annual soil temperatures of 15° or more; 3. either have moist values of less than 4 in some parts of the

epipedon or are usually moist. »

The climatic conditions of the Ustox suborder correspond to the climatie soi! zones C, D and even F.

According to the African soil concept the most important diffi­culty is the assimilation of the somewhat drier mountain soils in that suborder. Therefore, other groups such as Humustox and Sombriustox must be proposed. However, it would be more reasonable to assimilate these mountain soils with the Humox. Acrustox. Same remark as for Acrorthox.

Eutrustox. These Ustox with a mollie or umbric epipedon and a base saturation of more than 50 per cent in the oxic horizon only partly cover the Congo unit of Xeroferralsols of which most members have an ochric epipedon and for which no place was provided in the system. The same could be said for the highly saturated Ferrallitie soils of the Freneh.

317

HapluBto~. The Hygro-xeroferralsols of the Congo c1assiÎication

~ ç mQ~t1y HiipluBtOK, Thi~ erOUD reDr~s nt~ ~l~o mIDlY typin nnd impoverished groups of the medium saturated Ferrallitic soils of the French scheme.

5. PROBLEMS RELATED TO TUE CORRELATION

A study of the different classification systems reveals that an important diversity exists in the way in which the natural soil individuals are separated, named and described. These differences derive from the fact that the delimitation of the soil individu als and the criteria used for the subdivision of the individuals into categories have been worked out by separate parties or schools not having a strict correlation in mind.

Different names are used for similar soil individuals. A typical example are the coarse-textured, highly weathered soils known under three different names: Psammoparaferrallitic soUs, Areno­ferralsols and Oxic Quartzipsamments. Another example are the «Sols Ferrugineux Tropicaux» of the French which have been called Tropical Fersiallitic soils by the Portuguese and Xero­ferrisols in the Congo classification.

Some typical terms have been used with a different meaning. As such we realize that the Ferrallitic soils of the Portuguese c1assification represent a narrower concept than the French Fer­rallitic soi! c1ass.

The Ferrisol concept largely developed in the Congo c1assification has been used entirely, though in other terms (e.g. Eutrophic Paraferrallitic soils and Typic Paraferrallitic soils) , in the Portu­guese c1assification. All things considered most of these soils were finally correlated with the Ultisols (Typic Paraferrallitic soils, Typic Ferrisols and intergrades to Brown Tropical soils), although some of them are Tropepts (Eutroparaferrallitic soils, Ferrisols intergrade to Recent Tropical soils). One more reason for con­fusion is the fact that other Paraferrallitic soils (Psammopara­ferrallitic soils) bear no relation to Ferrisols but are similar to Arenoferrals.

Another fact creating great confusion and doubt has been the introduction of the argillic horizon for the well structurated Ferrall­itic soils (Ferrisols) with continuous c1ay skins on the peds. In the Congo classification that horizon has been described as a struc­tural B because mostly a c1ear eluvial horizon is absent in these soils. Presently however, the trend in soil morphology is to identify the argillic horizon by means of the c1ay skins. Thus, for correlation purposes all structural B horizons with clay skins have been

318

interpreted as argillic. There is evidence however that clay move­ment, noticeable because of the clay skins, occurs in the inter­mediary stages of chemical weathering and that the argillic horizon is absent in strongly weathered parent materials.

Another difficulty in the study of diagnostic horizons is the presence of an accumulation layer of clay without c1ay skins, in the upper part of the oxic horizon, below a light er textured and lighter colored eluvial horizon. For correlation purposes such horizons considered as textural B in the Congo classification, have not been considered as argillic because of the actual immobility of the clays. However, the general profile morphology is more closely related to the podzolic soil forming process than the morphology of Ferrisols with an argillic horizon.

The criteria used at order level differ greatly from system to system. The order of Kaolisols comprises the French Ferrallitic class and a part of the Fersiallitic class (Sols Ferrugineux Tropi­caux). In the 7th Approximation that same order has been split up into: Inceptisols (Tropepts), Ultisols and Oxisols. In the same way, the French class of Ferrallitic soils consists of Ultisols and Oxisols. The Portuguese Ferrallitic soil concept covers the American Oxisol concept with the exception of the hydromorphic suborder and the non-Ferrallitic soils with plinthite at shaIlow depths.

At suborder level a first correlation problem arises with the hydromorphic soils. In the Portuguese and French classifications all hydromorphic soils are grouped together in one class in the first category of the system. In the American and Congolese schemes every order has a hydromorphic suborder. In the French system the criteria used for the subdivision of the hydromorphic soil class are completely different from those used to separate the different hydromorphic suborders in the American and Belgian systems. In comparing the latter that are apparently based on similar principles, again it becomes evident that different criteria have been used.

The classification of weIl drained soils at suborder level tends to represent climatic soil individuals as weU in the French, the Belgian as in the American systems. However, the soil charac­teristics used to delimit these climatic soil zones differ from system to system. The 7th Approximation uses the soil moisture regime, the Belgian classification suggests the limit rainforest-savapnah in the humid belt (Hygro- and Hygro-Xero-) and base saturation in the drier soil zone (Xero-); in the French system base saturation is used. As such there is no absolute correlation between the sug­gested suborders in the different systems.

319

The present definition of the Humox sub order euts across the natural group of hlghly weatherec1 mountain soils in north-eastern Congo. Those mountain soils which are dry for more than 60 consecutive days are excluded from the Humox and fit with the U stox. That correlation problem could be solved by adapting to 90 consecutive days the dry period for mountain soils.

The correlations suggested at group level are also tentative. Although the cation retention capacity from anormal NH4CI solution has never been tested on Mrican soils it is difficult to imagine that soils with a retention of less than 1 meq.j100 g. of clay are present even on the old tertiary peneplains where the dominant clay mineral is Kaolinite. Therefore the presumption is that the highly weathered African soils do not fit in the present definition of the Acro-groups. Although the structural charac­teristics fit that definition, the physico-chemical properties such as cation retention, extractable bases and alumina probably do not. Hence, most African Oxisols are Haplo-groups (Haplorthox, Haplustox, Haplohumox). 'A logic subdivision of these groups implies the introduction of a typic subgroup with a subangular blocky structure and possibly some cutans on the peds and an Acroxic subgroup without structure other than fine granular.

In the 7th Approximation the dark horizon of the tropical moun­tain soils is only taken into account for the Humox suborder where a group of Sombrihumox is suggested. The same dark horizon however is present in Ultisols and even in Tropepts; it is not only present above the altitude of 1500 m. where humiferous mountain soils prevail but it has also been observed until the altitude of 1000 m. in the area of Udults, Orthox and Ustox. In order to classify all soil individuals with a dark horizon, the introduction of groups such as Sombrihumults, Sombriudults, Sombriorthox, Sombriustox and Sombritropepts could be suggested.

The introduction of a plinthic and a petroplinthic horizon is also suggested in order to define soil groups respectively with a soft and a hard accumulation zone of sesquioxides.

Finally we believe that the Ferruginous Tropical soils or the French, the Tropical Fersiallitic soils or the Portuguese and the Xeroferrisols of the Congo classifications, which are all to be correlated with the Alfisols (Oxic or Oxic-Ultic Haplustalfs) should better be classified as Ultisols. That could be achieved by the introduction of a minimum cation exchange limit (24 meq./100 g. of clay) to bound the Alfisols; while a base saturation of more than 35 per cent should be allowed in the Ultisols if the C.E.C. of the clays is lower than 24 meq./100 g.

320

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323

Summary

Af ter a seneral definition of the tropica1 soil zone a historica! review of

the study and cIassification of tropical soils is given. The history of these studies has been subdivided into 3 main periods. During the first period (before 1920) the studies were essentially geological and cIassification was mainly based on simple chemical characteristics. The second period (1920-1945) is characterized by a pedological approach of the problem and by the general introduction of the Si02 / Al20 3 ratio and new terms such as allite and siallite. During the third period the terms allite and siallite were grad­ually replaced by ferrallitic and fersiallitic and a great number of classifica­tion systems has been suggested.

The natural soil individuals of the intertropical zone are described and characterized with regard to; type of weathering, base saturation, moisture regime and organic matter content (tables 2 and 3). With regard to the weathering stages of the soil material a ferrallitic (tabie 4) and a fersiallitic chronosequence has been suggested.

The place of the natural soil individuals in the cIassification systems used in Africa has been examined and finally a correlation with the 7th Approx­imation is proposed and criticized.

Le concept des sols ferrallitiques et fersiallitiques en Afrique centrale; classi­fication et corrélation avec la 7e Approximation américaine

Résumé

Après une définition générale de la zone pédologique tropieale, une revue historique de l'étude et de la classification des sols tropicaux est donnée. L'histoire de ces études est subdivisée en trois périodes. Pendant la première épisode (avant 1920) les études étaient essentiellement géologiques et la classification était basée sur de simples caractéristiques chimiques. La deuxième période (1920-1945) se caractérise par l'approche pédologique du problème; l'introduction du rapport Si02 / Al20 3 et des termes allite et siallite. Pendant la troisième épisode les termes allite et siallite sont remplacés par ferrallitique et fersiallitique et un grand nombre de systèmes de classification a été élaboré.

Les unités pédologiques nature lIes de la zone intertropicale sont décrites et caractérisées en relation avec; Ie type d'altération, la saturation en bases, le régime hydrique et la teneur en matières organiques (tableaux 2 et 3). Suivant Ie degré d'altération du matériau originel une chronoséquence ferrallitique (tableau 4) et fersiallitique a été proposée.

La place des unités pédologiques nature lIes dans les systèmes de classifica­tion utilisés en Afrique a été examinée; finalement une corrélation avec la 7e Approximation est proposée et critiquée.

324

Het concept van ferrallitische en fersiallitische bodems in Centraal-Afrika; klassifikatie en correlatie met de Amerikaanse 7 de Approximatie

Samenvatting

Na een algemene bepaling van de bodemkundige tropische zone wordt een historisch overzicht geschetst van de studie en de klassüikatie van de tro­pische gronden. De geschiedenis van deze studie wordt in 3 perioden inge­deeld. Gedurende de eerste periode (vóór 1920) zijn de studies vooral geologisch georiënteerd en is de klassüikatie gebaseerd op scheikundige eigenschappen. De tweede periode (1920-1945) kenmerkt zich door een pedologische benade­rmg van de problemen: het invoeren van de Si02 /A12ü g- verhouding en de termen alliet en sialliet. Gedurende de derde episode worden alliet en sialliet vervangen door respektievelijk ferrallitisch en fersiallitisch, terwijl een grOO,t aantal klassifikatiesystemen ontworpen worden.

De natuurlijke bodemkundige eenheden van de intertropicale zone worden gedefinieerd in verband met hun specifiek verweringstype, de basenverzadi­ging, het vochtigheidsregiem en het gehalte aan organisch materiaal (tabellen 2 en 3). In verband met de graad van scheikundige verwering van het bodemmateriaal wordt een ferrallitische (tabel 4) en een fersiallitische chrono­sekwentie voorgesteld.

De plaats van de verschillende natuurlijke bodemeenheden in de klassifi­katiesystemen in gebruik in Centraal-Afrika wordt onderzocht; tenslotte wordt een correlatie met de 7 de Approximatie kritisch besproken.

Das Konzept ferrallitischer und fersiallitischer Böden in Zentral Afrika; Klassifikation und Korrelation mit der amerikanischen « 7th Approximation »

Zusammenfassung

N ach einer allgemeinen bodenkundligen Bestimmung der tropischen Zone wird eine geschichtliche übersicht der Untersuchung und der Klassifikation der tropischen Böden gegeben. Die Geschichte der Untersuchung wird in drei Perioden eingeteilt. Während der ersten Periode (vor 1920) sind die Studien besonders geologisch orientiert und die Klassifikation hasiert auf chemischen Eigenschaften. Die zweite Periode (1920-1945) kennzeichnet sich durch eine pedologische Berechnung der Problemen: die Einführung des Si02/AI20 g-Verhältnis und der Ausdrücke: Allit und Siallit. Während der dritten Periode werden Allit und Siallit ersetzt durch bezw. ferrallitisch und fersiallitisch, während eine gro13e Anzahl Klassifikationsysteme entworfen werden.

Die natürlichen bodenkundligen Individuen der intertropikalen Zone werden definiert im Zusammenhang mit ihrem spezifischen Verwitterungstyp, der Basensättigung, dem Feuchtigkeitsregime und dem Humusgehalt (Tab. 2, 3). Unter Berücksichtigung des Grades chemischer Verwitterung des Boden­materials wird eine ferrallitische (Tab. 4) und eine fersiallitische Chrono­sequenz vorgeschlagen.

Der Platz der verschiedenen natürlichen Bodenindividuen in den Klassifi­kationsystemen Zentral Afrika wird untersucht; schlieI3lich wird eine Korrela­tion mit der amerikanischen ,,7th Approximation:t kritisch besprochen.

325

I.

PEDOLOGIE, XVII,3, pp. 326-340, 3 fig., 5 tab. Gand. 1367.

ASPECTS CHIMIQUES OU PHOSPHATE ISOTOPIQUEMENT ÉCHANGEABLE DES SOLS

L. BAERT

A. VAN DEN RENDE

Au cours des dernières années, les phosphates inorganiques des sols ont été fréquemment étudiés du point de vue strictement chi­mique. La solubilité de différentes formes cristallines bien définies des phosphates a servi de point de départ pour reconnaître la pré­sence de composés déterminés de phosphates dans Ie sol (CLARK, 1955; LINDSAY, 1959, 1960 a). Toutefois, à pH acide ou les composés phosphoriques de fer et d'aluminium dominent, il s'avère qu'une importante discordance existe entre les postulats théoriques et les constatations expérimentales (BACHE, 1963, 1964; Hsu, 1964, 1965). Il est en plus apparu impossible, tout au moins en ce qui concerne les sols acides, de faire concorder ces déductions théoriques avec Ie résultat d' essais de croissanee végétale après administration de composés phosphoriques de fer et d'aluminium (LINDSAY, 1960 b).

La thèse de la chémisorption d'ions phosphoriques à la surface des sesquioxydes réactifs, retient de ce fait davantage l'attention (GASTUCHE, 1963; Hsu, 1964; MACHOLD, 1963). L'étendu de la sur­face et l'énergie de liaison des phosphates du sol jouent indiscuta­blement un grand röle dans Ie processus de désorption et est d'im­portance primordiale dans l'étude de la nutrition végétale.

Dans cette perspective Ie phosphate isotopiquement échangeable du sol peut apport er d'intéressants éclaircissements. En fait, Ie phos­phate du sol isotopiquement échangeable constitue une approche àu phosphate de surface tout en dépendant de la mobilité de ces ions.

L. Baert, Dr. sc.

A. Van den Hende, Dr. sc. - Professeur. Chaire de chimie physique et de chimie analytique générale - Faculté des Sciences agronomiques de l'Etat - Gand.

326

La détermination du phosphore isotopiquement échangeable du sol repose en effet sur un échange «PO~- ~ S2pO~-», dans lequel des interactions de solubilisation et de complexation sont évitées; il se cal cu Ie simplement à l'aide du principe de la dilution isotopique.

Le phosphate isotopiquement échangeable peut être déterminé selon deux méthodes reposant sur un principe identique, notam­ment la méthode de laboratoire (valeur E) et la méthode faisant appel à la culture en vase de végétation (valeur L). Seuls les résul­tats issus de la méthode de laboratoire, les valeurs E, seront dis­cutés et mis en rapport avec Ie caractère chimique et physique des sols étudiés.

MODE OPERATOIRE

Les essais ont été effectués sur seize échantillons de sol séchés à l'air, provenant de la couche arabie de champs cultivés depuis des dizaines d'années d'une manière normale.

Tableau 1

Origine et propriétés chimiques des échantilIons de sol

N° Origine Texture(*) pH-KCI CaCOs Humus

de sol Planchette Localité % %

1 84/W Anzegem Waregem Sable 5,40 3,7 2 84/W Anzegem Anzegem Sable 4,25 2,8 3 84/W Anzegem Kruishoutem Sable 4,95 2,6 4 55/W Gent St. Denijs- Sable 4,70 2,0

Westrem 5 84/W Anzegem Zulte Sable limo-

neux 4,55 3,8 6 84/W Anzegem Anzegem Lirn. sableux

léger 4,70 1,6 7 84/W Anzegem Kruishoutem. Sable limo-

neux 5,20 3,1 8 84/W Anzegem Wortegem Limon sabl. 5,60 1,7 9 114/E Edingen Herne Limon 5,95 2,1

10 114/E Edingen Herne Limon 7,30 0,8 2,8 11 114fE Edingen St. Pieters- Limon 6,35 2,5

Kapelle 12 114/E Edingen St. Pieters- Limon lourd 6,70 2,6

Kapelle 13 21/E Oostende Snaaskerke Arg. sableuse 7,25 3,8 2,5 14 21/E Oostende Leffinge Argile lourde 7,10 14,8 3,2 15 22/W Bredene Klemskerke Argile 7,10 3,3 3,3 16 22/W Bredene Oudenburg Argile 7,15 3,1 3,1

(*) Nomenclature selon Ie triangle de texture proposé par DE LEENHEER (1966).

327

L' oriBine et les propriétés chimi~ues de~ éch~ ill~ ~~nt r.~ri-ses au tableau 1. Soulignons toutefois que seuls les uatre sols

argileux et un sol limoneux (nO 10) contiennent du CaC03• La répartition granulométrique est illustrée à l'aide du triangle de texture (fig. 1). Il en ressort que les échantillons se répartissent en trois groupes: 6 sableux, 5 limoneux, 4 argileux ainsi que l'échantillon n° 6 à considérer comme point isolé.

100%

Fig. 1

Répartition granulométrique des échantillons de sol.

1. Sable 8. Argile légère 2. Sable limoneux 9. Argile 3. Limon sableux léger 1û. Argile sableuse 4. Limon sableux 11. Argile lourde 5. Limon 12. Argile lourde sableuse

. 6. Limon lourd 13. Argile très lourde 7. Sable argileux 14. Argile très lourde sableuse

L'état phosphorique global des sols est caractérisé par la teneur en P tot a! (JACKSON, 1958), Ie phosphate minéral tota! (PARTON, 1963) et les fractions de phosphate inorganique libre obtenues sui­vant la méthode de CHANG et JACKSON (1957), améliorée par FIFE

(1959 a, b), AUNG (1960) et HANOTIAUX (1961). Pour la détermina-

328

tion de la valeur E, l' on secoue continuellement 5 g de sol dans 100 mI d'une solution de 0,02 molaire en KCI, contenant soit 0,02, 2 ou 20 mg de P par 100 g de sol (F) sous forme de KH2P04 et 1 à 5 microcuries de 32PO~-. En plus on ajoute 1 mI de chloroforme en vue d'arrêter 1'activité microbienne. Après une période d'échange de 1, 2, 4, 8, 16, 32 ou 64 jours, Ie processus d'échange est arrêté; la suspension est centrifugée et Ie liquide surnageant filtré sur filtre millipore (diamètre des pores: 0,2 microns). Sur cette solution en équilibre, on détermine la concentration de phosphate (mt) et la radioactivité (r); cette dernière s'effectue simultanément avec la mesure de radioactivité de la solution originale (R). Se basant sur Ie principe de la dilution isotopique, il est possible moyennant

R ces données de calculer la valeur E == - mt - F (en mg P par

r 100 g de sol). Pour quatre échantillons de sol, notamment les n° 1, 8, 9 et 16, Ie fractionnement des phosphates a également été effectué sur Ie résidu de sol préalablement soumis à l'échange isotopique pendant 2, 8 ou 16 jours, avec une quantité de phosphate marqué de 0,02 mg P par 100 g de sol. La combinaison de ces essais perm et d'évaluer l'échangeabilité des principales fractions de phosphate minéral du sol; on admet en effet Ie principe que l'activité spécifi­que (A.S.) du phosphate échangé des différentes fractions de phos­phate minéral est égale à 1'activité spécifique de la solution d'équi-

libre (~t ). Par conséquent :

A.S. du P de la fraction x '% P échangeable de la fraction x == ------------

A.S. du P de la solution

RESULTATS

1. L'état phosphorique global

La teneur en P total (tableau 2) oscilIe entre 50 et 90 mg de P par 100 g de sol, ce qui correspond à 1500 à 2700 kg de P par hectare de couche arabIe, en supposant comme de coutume que celle-ci correspond à 3.106 kg de sol. Le P minéral varie de 25 à 70 mg de P par 100 g de sol, soit entre 750 à 2100 kg de P par ha, ce qui représente 45 à 80 '% du P total. En fait, la réserve inorganique de phosphate de ces sols est élevée comparativement à l' exportation annuelIe de P par Ie végétal, laquelle se situe normalement entre 10 et 30 kg de P par hectare et n'atteint que rarement la valeur de 45 kg.

329

Tableau 2

Phosphate total et inorganique des échanti1lons de sol

N° Phosphate tota! Phosphate minéral Phosphate minéral de sol mg de P/IOO 9 de sol mg de P/IOO 9 de sol % phosphate total

1 70,40 47,75 67,8 2 89,70 65,40 72,9 3 87,20 50,15 57,5 4 73,90 49,30 66,7 5 60,15 27,50 45,7 6 49,15 24,15 49,1 7 62,50 37,90 60,6 8 66,05 39,30 59,5 9 58,95 32,50 55,1

10 55,90 25,40 45,4 11 67,25 33,35 49,6 12 66,70 35,20 52,8 13 71,45 55,20 77,3 14 85,20 67,90 79,7 15 84,35 56,95 67,5 16 74,70 55,30 74,0

Les fractions minérales de phosphate, repro duit es au tableau 3 comportent : - Ie P soluble, en fait une fraction de phosphore chimiquement

indétenninée,

Tableau 3

Importanee des fractions de phosphate minéral (exprimées en mg P par 100 g de sol)

N° P soluble AI-P Fe-P Ca-P Sommedes de sol fractions

1 0,90 36,45 3,90 3,75 45,00 2 1,60 49,15 10,00 7,20 67,95 3 2,15 30,60 13,60 6,20 52,55 4 1,10 32,30 9,20 5,05 47,65 5 0,10 14,10 9,10 4,00 27,30 6 0,50 8,10 8,80 3,SO 21,20 7 0,80 19,95 11,05 4,40 36,20 8 0,90 11,60 13,00 11,80 37,30 9 0,80 4,50 9,20 17,15 31,65

10 2,00 6,50 8,65 9,35 26,50 11 1,35 7,95 15,00 9,35 33,65 12 2,60 11,15 11,35 9,70 34,80 13 3,15 14,90 1,40 35,30 54,75 14 1,25 10,05 0,60 56,45 68,35 15 2,70 15,15 0,65 35,35 53,85 16 3,70 13,40 0,35 32,85 50,30

330

- Ie phosphate Hé à l'aluminium, - Ie phosphate Hé au Ier et - Ie phosphate Hé au calcium.

Convenons de représenter ces fractions respectivement par AI-P, Fe-P et Ca-Po TI paraîtrait de ces résultats que la quantité de P soluble est toujours restreinte mais qu'elle devient plus importante dans la mesure ou Ie sol devient plus alcalin et contient plus de phosphate de calcium (Ca-P); c'est d'ailleurs pour cette raison que la fraction soluble est fréquemment considérée comme Ca-Po Le Al-P est Ie mieux représenté dans les sols acides mais se retrouve également dans les sols argileux contenant du carbonate de cal­cium, contrairement au Fe-P qui y est pratiquement absent. Le Ca-P est Ie plus abondant dans les sols calcaires mais apparaît aussi en sols acides. Les mêmes résultats, exprimés en pour cent par rap­port à la somme des fractions minérales de P, représentés dans un graphique triangulaire (fig. 2), font ressortir Ie même groupement que Ie triangle de texture. Ceci indique que l'état phosphorique minéral actuel du sol se trouve étroitement lié au matériel de tex­ture et son degré de développement.

Fe _ P

Fig. 2

Répartition des fractions de phosphate minéral dans les 16 sols étudiés.

331

1. L~ Dho~Dhnt~ i~otoDiqu~m~nt ó~hnna~nbl~ d~~ ~81~! In vnl~", E 2.1. Influenee de la quantité de phosphate marqué (F) sur la

valeur E

Le résultat obtenu par l'application de la méthode de dilution isotopique est théoriquement indépendant de la quantité du com­posé marqué (F) utilisé. D'autre part, afin d'éviter des erreurs systématiques, cette quantité doit pouvoir participer au processus de dilution jusqu'au moment de la mesure. L'application du prin­cipe de dilution en vue de la détermination du phosphate isotopi­quement échangeable du sol, impose que Ie phosphate marqué, tout autant que la réserve du sol puisse prendre part au processus d'échange jUSQu'à la fin de l'essai. Il s'ensuit que Ie phosphate marqué introduit ne peut être fixé irréversiblement au cours de l'échange. Or, Ia fixation irréversible d'ions phosphoriques par Ie sol n'est nullement exclue. Dans les sols à forte teneur en sesqui­oxydes ou en carbonate de calcium, les phosphates sont suscepti­bles d'être fixés de manière ralJide et en quantités appréciables, ce oui peut prOVOQuer des erreurs systématiques importantes. Il est également établi que Ia fixation de phosphate par les sols diminue relativement dans la mesure ou la quantité de phosphate appliqué augmente. Il est par conséquent possible de déceler des phéno­mènes de fixation en appliQuant des quantités croissantes de phos­phate marqué. En cas de fixation, Ia valeur E doit donc diminuer et se rapprocher de sa valeur exacte au fur et à mesure que la quantité de 32PO 4- augmente. Pour cette raison, la valeur Eest mesurée à trois concentrations de 32PO ~-, selon un rapport 1, 100 et 1000. Les résultats obtenus sur les 16 sols permettent de con­stater les points suivants: - pour 10 sols les valeurs E sont indépendantes de F, tout au moins ne varient-elles pas systématiquement;

- pour 6 sols, notamment les n° 1, 5, 6, 7, 13 et 14, les valeurs E diminuent systématiquement à l'opposé de F; l'écart entre les valeurs E mesuré~s respectivement en présence de 0,02 et 20 mg de P par 100 g de sol s' élève à plus de 10 % après une durée d' échange de 64 jours; - pour aucun échantillon de sol, les valeurs E n'augmentent systé­matiquement avec F.

La diminution systématique des valeurs E pour des valeurs crois­santes de F n'est donc pas un phénomène fortuit et s'explique uni­quement par une fixation du phosphate marqué appliqué. Seul dans Ie cas de l'échantillon très acide n° 5, il n'a pas été possible d'obtenir une valeur E valable pour une durée d'échange dépassant 8 jours, même pour F égal à 20 mg P par 100 g de sol. Une altération

332

substantielle des eomposés ferriques ou aluminiques en est la eause. La faible proportion so1/ eau, allant de pair avee des eonditions anaérobiques, favorisent eertainement Ie proeessus de fixation; des déterminations analogues exéeutées sur les mêmes éehantillons de sol, porté à la eapaeité au ehamp n'ont pas provoquées d'effets de fixation notabIe. Les résultats obtenus sur les sols n° 1 et 3, respee­tivement avee et sans effets de fixation, sont illustrés par Ie tableau suivant.

Tableau 4

Valeurs E des sols n° 1 et 3 pour une durée d'échange de 1, 2, 4, 8, 16, 32 et 64 jours (exprimées en mg de P/100 g de sol)

F Valeurs E

mg P/100 9 Durée d'échange en jours sol 1 2 4 8 16 32 64

Sol n° 1 0,02 6,31 8,46 10,62 13,40 15,19 17,11 21,45 2 6,25 7,88 10,21 12,86 14,20 16,86 19,83 20 7,64 8,40 9,88 11,92 13,80 15,10 16,04

Sol n° 3 0,02 11,3'4 12,69 13,78 16,95 20,40 22,17 22,47 2 11,44 12,91 13,94 16,25 19,65 20,34 22,69 20 10,93 12,13 14,43 16,64 20,06 19,92 23,12

moy. 11,24 12,58 14,05 16,61 20,04 20,81 22,76

2.2. Influenee de la durée d'éehange sur la valeur E

Comme la représentation des valeurs E en fonction de la durée d'éehange Ie démontre, la einétique d'éeharrge pour les différents sols est très ressemblante (fig. 3). La quantité de phosphate éehangée durant Ie premier jour (El) est de loin la plus importante et eorrespond en moyenne pour les 16 sols à environ 47 % de eette valeur E après 64 jours (E64). La quantité de phosphate échangée dans l'intervalle de 1 à 8 jours s'élève à 25 % de E64 , mais l'aug­mentation moyenne journalière n'atteint que 3,65 % de E64' Les quantités de phosphate échangées dans l'intervalle de 8 à 16 jours et 16 à 64 jours comportent respectivement 10 et 17 % de E64 et n'atteignent plus qu'une augmentation moyenne journalière de 1,26 % et 0,38 %.

La valeur El représente done une quantité de phosphate très rapidement échangeable. D'autre part on observe que Ie proeessus d'éehange tend vers une valeur d'équilibre après une quinzaine de jours. TI s'ensuit que l'on peut délimiter un «pool» de phosphate labile en équilibre dynamique avec la solution du sol. Dans les

333

sols étudiés, ce «pool» de phosphate labile est élevé, sauf pour les sols calcaires argileux; il est estimé à 900 kg (sol n° 2) et 180 kg (sol n° 13) de P par ha de couche arabie.

Pour les dix sols n'ayant pas présenté de phénomènes de fixation, la quantité retenue de phosphate marqué (F == 20) sur la phase solide s'élève à 50 à 70 %. La rétention de phosphate n'exerçant pas d'influence marquée sur la grandeur de la valeur E, l'on peut considérer Ie phosphate retenu comme étant «rétrogradé» et non pas comme «fixé:..

30 __ ---------He2

.. H0 3

:: ~ ~-===========::::(F.20

~ 0

.. 20 ."

0\ 0

~ 0 .... ~

Cl 10 Cl.

Cl..

0\ E

___ ---------=======:::(F.2 -==---------:-HOI5(F.

~ O~----~----~~----,------.------r-----.-----~ L4I

~ 20-------------------------------------------_~H~Ol~2~

~ c:;;;;~~================::::: 10 ~ _---------

y--

O~-----r----~~----,------.------r-----.-----~

10 20 30 40 50 60 70 JOURS

Fig. 3

Valeurs Edes 16 sols en fonction de la durée d'échange.

334

3. Echangeabilité des différentes fractions de phosphate minéraI

La comrontation des deux groupes extrêmes de sols qui se com­portent très spécifiquement vis-à-vis du phosphate, notamment les sols sableux et argileux calcaires, perm et de discerner quelques indications concernant l'échangeabilité des fractions de phosphate minéral. Les sols sableux acides, dont Ie phosphate minéral est caractérisé par une teneur en [AI-P + Fe-P] de 85 % ou plus, con­tiennent une quantité de phosphate échangeable s'élevant à 35-47 % du phosphate inorganique total. Par contre, Ie phosphate inorga­nique des sols calcaires à teneur en Ca-P de 65 à 83 %, ne présente qu'une échangeabilité de 10 à 15 %. Il en résulte que Ie phosphate lié aux sesquioxydes des sols sableux se range en grande partie parmi Ie phosphate échangé; Ie phosphate de calcium des sols calcaires argileux ne peut présenter par contre qu'une échangea­bilité réduite. Pour Ie 'groupe des sols limoneux faiblement acides, il n'est pas possible de tirer une conclusion des résultats obtenus.

L'expérience combinée d'échange isotopique suivi de fractionne­ment du phosphate, peut fournir à ce sujet de plus amples informa­tions. De cette manière, il est théoriquement possible d'établir d'une manière quantitative la contribution des différentes fractions phosphoriques minérales au phosphate isotopiquement échangeable. Les résultats sont cependant plutot semi-quantitatifs à cause du manque de sélectivité et d'efficacité d'extraction de la méthode de fractionnement et des interférences d' échange au cours du frac­tionnement. Sont à mentionner comme principales sources d'erreur: la solubilisation du phosphate de calcium dans l'extrait de NILCI et Ie processus d'échange entre Ie P soluble et l'AI-P. Les rés~tats représentés au tableau 5 doivent donc être interprétés en en tenant compte. Pour Ie sol calcaire n° 16 en particulier, les déviations s'avèrent importantes. Une quantité de phosphate de calcium, d'échangeabilité restreinte, entre en solution dans Ie NH4CI et abaisse l'échangeabilité du P soluble et de l'AI-P. Comme prévu, l'échangeabilité des fractions de phosphate inorganique tout comme la valeur E, augmente dans la mesure ou la durée d' échange se pro­longe. Les résultats obtenus pour une durée d'échange de 16 jours devraient être considérés comme fournissant l'image de l'état d'équilibre. Le P soluble, issu en fait d'une ou de plusieurs des trois autres fractions, est quantitativement peu important (tableau 3) et ne mérite par conséquent que peu d'attention. Les fractions Al-P et Fe-P se comportent de toute façon comme étant plus échangeables que la fraction Ca-P, de faible échangeabilité pour

335

chacun Jes quaire sols conslJJrJs; cecl est corJorrne aux constata-

tion~ dQ MACICEN~I~ (lQfi2), MAeüOLD (1g6~), DuNDAn (19K5) ~t CHU (1966).

Tableau 5

Echangeabilité des différentes fractions de phosphate minéral après une durée d'échange de 2, 8 ou 16 jours

Fraction Durée Echangeabilité en % de P d'échange Echantillon n°

(en jours) 1 8 9 16

2 47,9 46,8 76,7 24,5 P soluble 8 73,4 68,8 67,8 25,1

16 85,0 76,2 76,2 29,2

2 16,3 38,5 52,1 13,7 Al-P 8 27,3 55,2 68,4 18,9

16 41,4 67,2 79,0 19,3

2 4,5 11,1 25,8 13,8 Fe-P 8 11,5 21,3 36,1 25,8

16 16,0 28,2 42,0 29,9

2 0,6 1,1 1,2 1,5 Ca-P 8 1,3 1,5 2,0 2,9

16 2,1 2,1 2,4 3,0

DISCUSSION

Il est hors de doute que l' échangeabilité du phosphate inorgani­que du sol est déterminée en grande partie par la nature physico­chimique et l'importance de la surface des différents composés phosphoriques.

Des études relatives aux phosphates purs indiquent que des pro­duits phosphoriques amorphes de Fe et d' Al sont échangeables à raison de 20 à 40 %; par contre, des phosphates cristallins de Fe, Al et Ca ne sont échangeables que dans une proportion de 0,1 à 2,5 '% (MACHOLD, 1960). On a constaté également que les phosphates liés aux sesquioxydes se concentrent dans la fraction argileuse, alors que les composés Ca-P se retrouvent davantage dans les fractions plus grossières du sol (WILLIAMS, 1959; SCHEFFER, 1960; CHU, 1966). L'échangeabilité élevée de la fraction Al-P et même de la fraction Fe-P du sol ne peut s'expliquer sans admettre qu'une partie au moins de ces fractions se présente à 1'état amorphe. En plus un processus d'adsorption chimique des ions phosphoriques auX' sesquihydroxydes est plus plausible qu'une précipitation de

336

phosphate de fer ou d'aluminium. La faible échangeabilité des phos­phates de calcium laisse plutot présumer un état cristallin ou congloméré de surface extérieure réduite. Exception faite pour des sols à forte teneur en sesquihydroxydes, Ie faible degré d'utilisa­tion des engrais phosphoriques et leur fixation sont à notre avis attribués à tort comme étant dans une trop large mesure provoqués par les sesquioxydes. D'autre part, les phosphates calciques du sol sont surestimés. Les facteurs qui maintiennent la stabilité des phosphates calciques (présence de CaCOa ou chaulage régulier) consacreraient leur situation défavorable vis-à-vis des combinai­sons P-Fe et P-Al. Les plantes à pouvoir mobilisant réduit vis-à­vis des phosphates calciques puiseraient donc essentiellement Ie phosphore dans la fraction liée aux sesquioxydes.

Recherches subsidiées par l'Institut pour l'en­couragement de la Recherche Scientifique dans l' Industrie et l'Agriculture (IRSIA), Bruxelles.

337

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339

Résumé

nest possible de délimiter dans Ie sol un «pool ,. de phosphate labile à

l'aide de la méthode de dilution isotopique. Ce «pool,. se compose essen­tiellement du phosphore lié à l'aluminium et au fer, tandis que les phosphates de calcium ne fournissent qu'une contribution réduite.

On peut en déduire que les composés phosphatés d'Al et de Fe se retrouvent dans Ie sol au moins partiellement sous une forme chimiquement adsorbée, tandis que les combinaisons phosphatées du Ca se présenteraient plutot à l 'état cristallin ou congloméré à surface extérieure réduite.

Chemische aspekten van het iso topisch uitwisselbaar bodemfosfaat

Samenvatting

Met de isotopen-dilutiemethode is het mogelijk een c pool ,. van labiel bodemfosfaat te omschrijven. Deze c pool " blijkt vooral samengesteld te zijn door het fosfaat gebonden aan Al en Fe, wijl het calciumgebonden fosfaat slechts een geringe bijdrage levert.

Dit wijst erop dat het aluminium- en ijzergebonden fosfaat ten minste voor een gedeelte onder chemisch geadsorbeerde vorm voorkomt en het calcium­gebonden fosfaat hoofdzakelijk in een grofkorrelige gekristalliseerde of ge­konglomereerde toestand in de bodem aanwezig is.

Chemical aspects of isotopically exchangeable soil phosphorus

Summary

The isotopic dilution method permits to determine a pool of labile soil phosphate. This pool is composed principally by aluminum and iron bound phosphorus, while calcium bound phosphate only contributes for a small part.

These findings prove that aluminum and iron bound phosphate should oe mainly chemisorbed, while calcium bound soil phosphorus behaves rather as a coarse cristalline or conglomerate compound.

Chemische Aspekte des labilen Bodenphosphats

Zusammenfassung

Mit Hilfe der Isotopenverdünnungsanalyse ist es möglich einen c Pool ,. des labilen Bodenphosphats zu erfassen. Dieses Phosphat besteht aus einer über­wiegend an Eisen und Aluminium gebundenen Phosphorsäure, während Cal­ciumphosphate nur einen recht niedrigen Anteil liefern.

Diese Ergebnisse lassen eindeutig erkennen, daB AI- und Fe-Phosphate wenigstens teilweise in adsorbier ter Form vorkommen. Ca-Phosphate hingegen sind überwiegend in grobkörnig kristallisiertem, oder konglomeriertem Zustand im Boden anwesend.

340

I PEDOLOGIE, XVII,3, pp. 341-374, 9 fig., 8 tab. Ghent, 1967. I

VARIATION IN TIME OF THE SOIL POROSITY AND PORE-SIZE DISTRIBUTION GENERAL PICTURE OF A SIX-YEAR STUDY ON A LOAMY SOIL

1. Introduction

The evolution of the soi! porosity and pore-size distribution has been observed for several years in Belgium. The examination of this evolution began in 1957 and was continued for at least 4 suc­cessive years on sandy, loamy as weIl as on clayey soils.

The fields chosen for this research were distributed as follows : 3 sandy soils west of Ghent, 5 loamy soils in Hesbaye, 4 loamy soils in Hainaut and 7 clayey soils (from light to heavy clays) in the sea-polder-area (West-Flanders).

Af ter the 4 years of observation this research was stopped, ex cept for three loamy soils in Hesbaye (Juprelle), where the observations were continued for two more years.

The amount of figure-data assembIed during this 4-year period was not only enormous, viz. approximately 45,000 data(*), but in addition it appeared, from a provisional study, that taking the vast amount of work done in this connection into account, few conclu­sions of practical value could be extracted. Fig. 1 illustrates a result of this provisional study, viz. the variation of the pore-size distribution in 3 loamy soils.

L. De Leenheer - Dr. sc. - Professeur. Faculté des Sciences agronomiques de l'Etat - Gand.

(*) Some 10 samplings per year, each sampling with 6 replications at 2 sampl­ing-depths, viz. 1-3 cm and 3-5 cm, foIlowed by a determination of the total porosity and the moisture content at sampling as weIl as the moisture content at 100 cm, 1/3 atm. and 15 atm. tension; this represents 4 years X 19 fields X 10 samplings X 2 depths X 5 lab. results X 6 replica­tions = 45.600 data.

341

1960 60

40

c

8

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0.. '0

A lO

Fig. 1

T.P.

/00 cm liJ atm.

15 atm.

T.p.

100cm

I/J alm.

15 Olm.

T.p.

150fm.

Variation in time of soH porosity (T.P.) and pore-size distribution in Belgian loam soils. A. Colluvial loam soil of Juprelle (10 km N.W. of Liège). B. Plateau-Ioess soil of Juprelle. C. Colluvial loam soil of Ragnies (4 km S. of Thuin); old meadow, ploughed

up (in 1955) into arabie land.

From a graphic representation such as given in fig. 1 it appeared (DE LEENHEER, 1962) : - that the total porosity exhibited a great many variations, also the volume of quickly draining pores; the volume of useful water retention pores also varied rather strongly; - that nearly every year in autumn the tot al porosity reaches a maximum value, which, however, at the end of the winter had dropped to a minimum; - that the volume of the slowly draining pores remained fairly constant during the year, despite the variation in moisture content at pF 2; - that an increase of the tota! porosity was related to a decrease of the moisture content at pF 2 and at field capacity (pF 2.54).

From a practical point of view, with regard to the examination of the soil structure, it thus clearly appeared that the pore-size

342

distribution in a soi! was not comparabIe with one another when the samplings (even with the same crop) were done during differ­ent growth phases of the crop or under different weather condi­ti ons.

The study of the variation of the pore-size distribution was con­tinued for two more years (1961 and 1962) on 3 loamy soUs in J upre1le, which form a toposequence. The reason was that on a toposequence of this kind, 4 large experimental fields were laid out in 1960 for the study of soil structure and of physical soil­fertility; a second reason was that it appeared to be desirabIe to include the observation of the moisture variation at a suction of 10 cm water-column (pF 1). This is the suction corresponding approximately to the average tension in an arabie layer of about 20 cm thick.

The sum total of the data thus obtained could not, however, be studied immediately because other urgent achievements (such as starting the study of the soH physical fertility factors on 4 large experiment al fields) took all our time. Only in 1966 we were able to resume the study of the variation of the soi! porosity and pore­size distribution.

From the data of 1961-1962 it appeared that the moisture content at a suction of 10 cm (pF 1) was repeatedly higher than the tota! porosity of the undisturbed ring-sample; in addition it was remark­able that the moisture content at pF 1 was greater than the total porosity of the undisturbed sample when the moisture content at the time of sampling was markedly lower than the moisture content at field capacity (pF 2.54) for this particular sampling.

The difference between the real moisture content and the field capacity (pF 2.54) (i.e. the soi! water deficit versus field capacity) for a given sampling moment has appeared to be a very practicabIe measure for estimating and even a criterion for interpreting the variation of the pore-size distribution in time.

To complete the picture of the variation in the pore-size distribu­tion more fully, a variation study was started again in 1967, in which the moisture variations at pF 0 will be included.

Thanks to the criterion now availabe for assessing the variation in pore-size distribution and seeing that tens of thousands of data were obtained, we think it will be helpful that the systematic discussion of the results be preceded by a general picture based on the data of one loamy soil which may be regarded as representative for the Hesbaye loam soil region. For this purpose the plateau­loam soi! (on arabie land) at Juprelle has been chosen and this communication deals only with the results of the chosen example.

The chosen loam soil has a clay content of 18.6 %, a humus content of 2.4 % , a CaCOa reserve of 1.3 '% and a pHKCl 7.2.

343

60~1 ______________________________________________________________________________________ _

Vol. I I'~-----I %

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Fig. 2

Variation in time (1957-1959) of soil porosity and pore-size distribution in a representative plateau-loess soi! (Juprelle, loam soil region of Hesbaye). The variation is given of tota! porosity (T.P.), 100 cm water ten sion (pF 2), field capacity (pF 2.54), wilting point (pF 4.19) and moisture content in vol. % at sampling (moist. %).

f»F2

P E 2.54r.

fo/I'o;51. %

p1F4.19

2. Broad survey of the results of soU porosity and pF -curve and deduction of the optimum moment for undisturbed soil sampling (structure sampling)

21. Considerations with re gard to the value of bibliographic datà and definition of « field capacity»

Fig. 2 and 3 represent the variation of the pore-size distribution in time, as weIl as the variation of the moisture content at the sampling moment(*). This graphic representation c1early illustrates the following facts.

1) The moisture content of the soH exhibits variations which are an expres sion of the differences between rain precipitation and evapotranspiration; the soil is driest in the summer or autumn, while a period of practically constant moisture content occurs around the end of the winter.

2) The total porosity (T.P.) and the moisture content at pF 1, pF 2, pF 2.54 and to a less extent at pF 4.19, exhibit variations in which a certain regularity can be observed: viz. that they generally change either the same way as the variation in the moisture content at sampling (viz. at pF 2, pF 2.54 and pF 4.19) or in the opposite way (T.P. and pF 1). With slow or slight wetting or drying out the variation can however be reversed to those at intense and rapid moisture variation (see e.g. in fig. 3 the value of pF 1 from the beginning of March to the beginning of J une 1961).

3) A third fact which is of great importance for sampling is that the variation in the pore-size distribution is determined to a large extent by the depth of the sampling (see fig. 2, 3) : - at a depth of 1-3 cm the pore-size distribution is systematically and of ten greatly different from that at 3-5 cm depth;

I

- at a depth of 1-3 rm the total porosity is generally and of ten markedly greater th~n that at a depth of 3-5 cm, while on the other hand the moisttlre content at pF 1, pF 2, pF 2.54 and pF 4.19 at a depth of 1-3 cm is of ten markedly lower than at a depth of 3-5 cm;

- the variations in the volume of the small (slow ly) draining pores (diameter 30 to 9 ~m) at a depth of 1-3 cm and 3-5 cm proceed somewhat paraIleIly (they neither differ systematically nor greatly) ; the variation in the volume of the large (quickly) draining pores, however, (diameter larger than 30 ~), can proceed either in an analogous way at the two depths (see on fig. 2, 3 the period from

(*) It is important to stress that each point in these graphs represents the average of 6 undisturbed soH samples.

345

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Fig. 3 Variation in time (1960-1962) of tota! porosity and pore-size distrihution in the same soil as represented in fig. 2. For 2 years the value of pF 1 (10 cm water tension) is also given.

pFl

T.P.

pF2

pF2.5'

Moist. %

pF~.19

pt October 1959 to pt March 1960) or differ to a very large degree (see on fig. 2, 3 the period from lat November 1958 to !St August 1959) .

These facts allow a very important conclusion in the study of soil structure: viz. that the data of the pF curves of different labora­tories are only comparable: - when the cylinders for the undisturbed sampling have exactly the same length (exact to the centimeter); - when the undisturbed samples are taken at exactly the same depth (also exact to the centimeter); - when the moisture content at the time of samnling corresponds to the moisture content at field capacity (pF 2.54).

Knowing that the first two conditions have practically never been fulfilled up to date and that the last condition is not of ten taken carefully into account, we must regretfully conclude that everv confrontation of bibliographical data for pF curves is practically excluded.

Reviewing the moisture content at field capacitv (pF 2.54) for these six years we find th at , even for a theoretically very homo­genous (with regard to texture) loam soU, the moisture content at field capacity at a depth of 1-3 cm varies from 35.5 to 22 vol. %, while at a depth of 3-5 cm it varies from 37.5 to 21 vol. %.

The conception «field capacity» or «the maximum content of non-drainable water» thus means neither a well defined nor a constant «moisture content» for a given soU.

In view of these facts we must therefore revise the concent «field capacity » : this soil property can no longer be considered as a soU characteristic unless the conditions to which the definition must comply are complemented (as will be done further on).

22. Review of the results and deduction of the optimum moment for structure-sampling

In table 1 the results are listed which were obtained in the COllrse of 6 years with the samples of 48 sampling-periods (n == 48). The table gives the average results of the determinations carried out, the distribution of the observations, the standard deviation and the coefficient of variation for the different determinations.

In our opinion it was important to check wh ether the avera~e results of the 48 samplings varied greatly from the results, obtained when the sampling was done according to the generally accepted norm, viz. that sampling should be done at field capacity.

Therefore the averages were re-calculated for the data of those samplings, in which the moisture content differed less than 1 %

347

from {he f~eld capacay as found for these sampling date. ~e results

are 5iyen ~ ~~p'le 21 ~l ç~ jil.Wi tiQ'.~ ana ~ tt iB ultJûr thût the average moisture content for all the samplings (n == 48) lies about 6 % lower than that which should nonnally have been obtained. The rule that a good structure sampling must be done at

l'able 1

A verage data of total porosity and pore-size distribution in a plateau-Ioam soH (JuprelIe) Average of six years, the number of sampling periods n is 48

Depthof sampling

Average result

Moisture content at sampling 1-3 cm 23.6 3-5 cm 25.6 1-5 cm 24.6

Total porosity (T.P.) 1-3 cm 50.6 3-5 cm 47.8 1-5 cm 49.2

Distribution ofthe

determination

4.1-38,0 3.7-35,0 3.9-36.3

44.5-60.7 41.9-60.4 43.1-60.6

M oisture content at pF 2 (100 cm tension ) 1-3 cm 36.8 29.1-42.4 3-5 cm 38.2 30.0-45.9 1-5 cm 37.5 29.6-43.5

cr (Standard deviation)

7.73 7.09 7.34

3.17 3.50 3.09

2.95 3.27 2.91

Moisture content at pF 2.54 (1/3 atm. tension; field capacity) 1-3 cm 28.3 21.8 - 35.6 2.96 3-5 cm 1-5 cm

30.2 29.3

21.3-37.4 21.6-36.5

2.83 2.73

Moisture content at pF 4.19 (15 atm. tension; wilting point) 1-3 cm 9.9 7.4-13.3 1.29 3-5 cm 10.6 7.4 -13A 1.28 1-5 cm 10,3 7.6-12.9 1.22

V.C.% ( coefficient

of variation)

32.8 27.7 29.8

6.3 7.3 6.3

8.0 8.6 7.8

10.5 9.4 9.3

13.0 12.1 11.8

Volume % of large draining pores (diameter larger than 30 Ilm) 1-3 cm 13.9 4.5 - 31.6 5.20 37.4 3-5 cm 9,6 1.8 - 30.4 5.81 60.5 1-5 cm 11,7 5.3 - 31.0 5.00 42.7

Volume % of small draining pores (diameter between 30 and 9 Ilm) 1-3 cm 8.5 2.9-17.4 3.04 35.8 3-5 cm 8.0 1.7 -15.7 3.14 39.3 1-5 cm 8.2 2.4 -16.5 3.03 37.0

Volume % of useful water retention pores (diameter between 9 and 0.2 Ilm) 1-3 cm 18.5 14.0 - 25.7 2.49 13.5 3-5 cm 19.6 13.9 - 24.3 2.44 12.5 1-5 cm 19.0 14.7 - 26.4 2.37 12.5

348

Table 2 Average data of total porosity and pore-size distribution in a plateau-Ioam soil (JuprelIe), the moisture content at the time of sampling being at field capacity (deviation smaller than 1 %) Number of samplings complying to these conditions(*) : n = ± 10 (n = 9 for samples of 1-3 cm depth; n = 10 for samples of 3-5 cm depth; n = 11 for ramples of 1-5 cm)

Depthof sampling

Average result

Moisture content at sampling 1-3 cm 29.1 3-5 cm 31.0 1-5 cm 30.1

Total porosity (T.P.) 1-3 cm 49.2 3-5 cm 46.2 1-5 cm 47.6

Distribution ofthe

determination

25.0-35.0 27.5-35.0 26.3-35.0

44.5-53.9 43.8-51.6 44.1-52.8

Moisture content at pF 2 (100 cm tension) 1-3 cm 35.9 32.3-40.2 3-5 cm 37.2 34.5-40.6 1-5 cm 36,8 34.0-39.5

(1

(Standard deviation)

3.62 2.32 2.67

2.86 2.59 2.09

2.80 1.84 2.03

Moisture content at pF 2.54 (1/3 atm. tension; field capacity)

V.C.% ( coefficient

of variation)

12.5 7.5 8.7

5.8 5.6 4.4

7.8 4.9 5.5

1-3 cm 29.1 25.5 - 34.5 3.32 11.4 3-5 cm 30.8 26.8 - 34.7 2.37 7.8 1-5 cm 30.4 26.2 - 34.6 2.47 8.1

Moisture content at pF 4.19 (15 atm. tension; wilting point) 1-3 cm 10.7 8.7 -11.8 1.35 12.6 3-5 cm 11.3 9.3 -12.4 0,90 8.0 1-5 cm 11.0 9.0 -12.9 1.04 9.5

Volume % of large draining pores (diameter larger than 30 f,tm) 1-3 cm 13.3 6.2 - 20.4 5.28 39.7 3-5 cm 9.1 3.3 -17.1 3.78 41.5 1-5 cm 10.8 7.1-18.8 3.59 33.2

Volume % of small draining pores (diameter between 30 and 9 f,tm) 1-3 cm 6.8 2.9 -12.0 2.78 40.9 3-5 cm 6.4 2.0 - 8.6 2.23 34.8 1-5 cm 6.4 2.4- 9.5 2.09 32.7

Volume % of useful water retention pores (diameter between 9 and 0.2 f,tm) 1-3 cm 18.4 14.7 - 23.6 2.67 14.5 3-5 cm 19.5 16.0 - 23.6 2.19 11.2 1-5 cm 19.4 15.4 - 23.6 2.23 11.5

(*) The average re sult for 1-5 cm depth does not have to he the ave rage of the results for 1-3 and 3-5 cm depth. The moisture content at a certain date can e.g. comply to the conditions of field capacity at 1-3 cm and not comply at a depth of 3-5 cm. The example given here with the calcula­tion of the useful water retention pores illustrates this for 1957 to 1960.

1-3 cm 3-5 cm 1-5 cm

5-4- 11-9- 1-2- 13-10- 28-2- 1-4- 7-8-1957 1957 1958 1958 1959 1959 1959

14.7 20.1 16.0 17.6 15.4 19.9 18.4

16.8 17.9 15.6 17.5 19.9 21.3 17.2 18.7 19.6

29-4- 10-8- 27-9-1960 1960 1960

19.5 19.4 19.5

18.8 18.7 20.9 18.7

Table 3

Avera e data of total rorosiv and pore-~ze' ~9' I WII~;I\I-I~wn soi! (JuprelIe), the sampling being made in February and March 1957-1962 Number of sampling periods n = 7

Depthof sampling

Average result

Distribution ofthe

determination

C1

(Standard deviation)

V.C.% ( coefficient

of variation)

Moisture content at sampling 1-3 cm 29.5 3-5 cm 30.4 1-5 cm 29.9

23.4-33,9 24.0-33.9 23.7-33.2

3.69 3.25 3.28

12.5 10.7 11.0

Total porosity (T.P.) 1-3 cm 48.6 3-5 cm 46.2 1-5 cm 47.4

45.8-52.0 44.1-49.4 46.3-49.2

2.12 1.84 0.98

4.4 4.0 2.1

Moisture content at pF 2 (100 cm tension) 1-3 cm 36.5 32.3 - 41.3 3-5 cm 37.4 35.1-39.7 1-5 cm 36.9 34.6-39.5

2.96 1.67 2.00

8.1 4.5 5.4

Moisture content at pF 2.54 (1/3 atm. tension; field capacity) 1-3 cm 30.2 26.9 - 32.5 1.95 6.5 3-5 cm 31.5 28.5 - 35.6 2.45 7.8 1-5 cm 30.9 28.6- 33.0 1.79 5.8

Moisture content at pF 4.19 (15 atm. tension; wilting point) 1-3 cm 10.6 9.3 -11.6 0.88 8.3 3-5 cm 11.2 10.9-11.7 0.30 2.7 1-5 cm 10.9 10.2 -11.6 0.48 4.4

Volume % of large draining pores (diameter larger than 30 f..tm) 1-3 cm 12.1 4.5-19.7 4.95 40.9 3-5 cm 8.9 5.1-13.7 2.85 32.0 1-5 cm 10.5 7.3 -13.5 2.66 25.3

Volume % of small draining pores (diameter between 30 and 9 Jlm) 1-3 cm 6.2 3.4 -10.5 2.67 43.1 3-5 cm 5.9 3.2 - 8.9 2.17 36.8 1-5 cm 6.0 3.3 - 9.5 2.34 39.0

Volume % of meful water retention pores (diameter between 9 and 0.2 Jlm) 1-3 cm 19.6 17.4-22.5 1.83 9.3 3-5 cm 20.3 17.4 - 24.3 2.44 12.0 1-5 cm 19.9 17.4 - 22.4 1.94 9.7

field capacity is therefore justified. Compared with the average values of the good samplings at field capacity we see that the average results for the 6 years (n == 48) are systematically different: - the total porosity is greater (49.2 as opposed to 47.6 %), - the moisture content at pF 2 is also greater (37.5 as opposed to 36.8 %),

350

- the moisture content at field capacity is however less (29.3 as cpposed to 30.4 %),

- the moisture content at wilting point is also lower (10.3 as opposed to 11.0 %),

- the volume of the larger and the smaller drainage pores is larger (resp. 11.7 as opposed to 10.8 and 8.2 as opposed to 6.6%),

- only the volume of useful water retention pores is the same.

Finally we checked whether it was justified to prescribe a sampl­ing-period for the undisturbed sampling which is easily practicabie, viz. after the winter or before the beginning of the normal plant growth period. Based on the examinations which are discussed further on (viz. the flaky puff-paste structure of the upper 5 cm of the arabIe layer) we accept that for Belgium (assuming that the annually changeable conditions of frost, melting of snow, etc. are taken into account) February and March are the best months for taking undisturbed soil samples.

Therefore the results were again re-calculated, viz. as average data for the 7 samplings done during the 6 years in February and March (one annually, except 2 samplings in 1960, viz. at the end of February as weil as at the beginning of March).

These data are given in table 3. Comparing tables 2 and 3 it appears that the rule for taking undisturbed structure samples in February or March is not only justifiable but also the only one that is practicabie; in addition this sampling generally guarantees the lowest coefficient of variation for the different determinations : in the 24 data obtained we find 16 X the same or a lower coeffi­cient of variation than in table 2 (see table 4).

3. Influence of a deviating moisture content at sampling (as opposed to the average moisture content at field capacity ) on the variation in total porosity and pore-size distribution

31. First estimate of the influence of wetting or of drying out c in situ» on the pore-size distribution

Before studying in detail the influence of a variabie moisture content on the porosity and the pore-size distribution, the devia­tions of moisture content at sampling as opposed to the average moisture content at field capacity were divided into groups, after which the variation in porosity and pore-size distribution was calculated per group. Table 5 and fig. 4 give the results found. Taking only into account the average data of at least 4 observa­tions per group, the following can be deduced from table 5.

351

Table 4

The structure sampling in February and March corresponds to the conditions of sampling at field capacity and gives the greatest chances of the smallest coefficient of variation (16 times in 24 or twice in 3 times)

Nature of the Depth A verage result Coefficient of variation determination of the

sampling Sampling Sampling

atmoisture in atmoisture in content = Feb. content = Feb.

field capacity or field capacity or (±1 %) March (± 1 %) March

Moisture con- 1-3 cm 29.1 29.5 12.5 12.5 tent at sampling 3-5 cm 31.0 30.4 7.5 10.7

1-5 cm 30.1 29.9 8.7 11.0

Moisture content 1-3 cm 29.1 30.2 11.4 6.5 at field capacity 3-5 cm 30.8 31.5 7.8 7.8 (pF 2.54) 1-5 cm 30.4 30.9 8.1 5.8

Total 1-3 cm 49.2 48.6 5.8 4.4 porosity 3-5 cm 46.3 46.2 5.6 4.0

1-5 cm 47.6 47.4 4.4 2.1

Moisture content 1-3 cm 35.9 36.5 7.8 8.1 at pF 2 3-5 cm 37.2 37.4 4.9 4.5

1-5 cm 36.8 36.9 5.5 5.4

Moisture content 1-3 cm 10.7 10.6 12.6 8.3 at wilting point 3-5 cm 11.3 11.2 8.0 2.7 (pF 4.19) 1-5 cm 11.0 10.9 9.5 4.4

Volume of quickly 1-3 cm 13.3 12.1 39.5 40.9 draining pores 3-5 cm 9.1 8.9 41.5 32.0

1-5 cm 10.8 10.5 33.2 25.3

Volume of slowly 1-3 cm 6.8 6.2 40.9 43.1 draining pores 3-5 cm 6.4 5.9 34.8 36.8

1-5 cm 6.4 6.0 32.7 39.0

Volume of useful 1-3 cm 18.4 19.6 14.5 9.3 water retention 3-5 cm 19.5 20.3 11.2 12.0 pores 1-5 cm 19.4 19.9 11.5 9.7

1) For the sampling depth of 1-3 cm a moisture content which is slightly greater (2 %) than field capacity means a clear decrease in volume of the large draining pores on the one hand and an increase in volume of the small draining pores on the other; it means also a clear increase in the moisture content at pF 2. The influence of drying out (lower moisture content than field capacity) is expressed by an important increase of the total porosity as weIl as of the volume of the large and small draining pores.

352

Due to drying out the I~lOisture content near the surface at pF 2 gradually increases, whilst the moisture content diminishes at field capacity as weIl as at wilting point. 2) At a depth of 3-5 cm a moisture content slightly greater than field capacity results in a slight decrease of large draining pores, while the volume of small draining pores increases markedly; the total porosity increases slightly due to the moistening «in situ »; the same occurs, but to a clearer degree, for the moisture content at pF 2. With regards to drying out, this results at the depth of 3-5 cm in an increase of the total porosity, which is reflected in the increase of the volume of drainage pores and the increase of the moisture content at pF 2. The moisture content at wilting point, however, drops under the influence of the dehydration.

l'able 5

Influence of a deviating moisture content at sampling (as opposed to the average moisture content at field capacity ± 1 %) on the porosity and the pore-size distribution

Deviation Average Average Number T.P. pF2 pF 2.54 pF 4.19 Large Small Useful asopposed moisture deviation of ob- drain- drain- water

to the content % servations ing ing reten-moisture pores pores tion content at pores pF2.54

Depth of sampling: 1-3 cm 5-10 % > 38.0 + 7.5 1 47.0 39.0 30.5 10.7 8.0 8.5 19.8 1-5% > 31.3 + 2.0 7 49.1 38.2 28.3 10.3 10.9 8.9 19.0 ±O 29.1 0 9 49.2 35.9 29.1 10.7 13.3 6.8 18.4 1-5% < 25.2 - 3.4 14 50.1 35.9 28.6 9.8 14.2 7.3 18.7 5-10 % < 18.5 - 8.1 9 53.1 36.7 26.7 9.3 16.3 10.1 17.5

10-20% < 12.6 -14.7 7 52.5 37.2 27.3 9.0 15.3 10.0 18.3 20-30 % < 4.1 -26.5 1 51.1 42.4 30.6 10.1 8.7 11.8 20.5

Depth of sampling: 3-5 cm 1-5% > 32.9 + 2.1 7 47.0 39.1 30.8 11.3 8.9 7.2 19.7 ±O 31.0 + 0.2 10 46.3 37.2 30.8 11.3 9.1 6.4 19.5 1-5% < 27.3 - 3.0 14 47.1 37.3 30.2 10.5 9.8 7.1 19.7 5-10 % < 21.5 - 7.9 10 49.6 39.0 29.4 10.0 10.6 9.6 19.4

10-20 % < 15.1 -14.8 6 49.4 39.7 29.9 11.9 9.7 9.9 19.6 20-30 % < 3.7 -25.6 1 51.2 38.9 29.3 9.7 12.3 9.6 19.6

Depth of sampling: 1-5 cm 5-10 % > 36.3 + 5.5 1 46.8 38.6 30.8 10.7 8.3 7.7 20.3 1-5%> 31.9 + 2.1 4 48.8 38.7 29.8 10.7 10.1 8.9 19.1 ±O 30.7 + 0.4 11 47.6 36.8 30.4 11.0 10.8 6.4 19.4 1-5% < 26.1 - 3.2 16 48.4 37.1 29.3 10.3 11.4 7.8 19.0 5-10 % < 19.5 - 8.3 9 51.8 37.5 27.9 9.4 14.3 9.6 18.5

10-20% < 13.7 -15.0 6 51.0 38.7 28.7 9.8 12.3 10.0 19.0 20-30 % < 3.9 -26.0 1 51.1 40.7 29.9 9.9 10.4 10.8 20.0

353

Fig. 4

Influence of changing moisture content at sampling on the total porosity and pore-size distribution (sampling depths 1-3, 3-5 and 1-5 cm). The fu11 lines correspond to average variations for which the number of observations n is generally larger than 5. The dashed lines give the correlations, taking into account the extreme wetting and drying out (n = 1) (see also table 5, column 1 and 3).

3) Reviewing the influence of a slight moistening on the one hand and an increasing drying out on the other on the total soil layer exhibiting a flaky (puff-paste) structure (1-5 cm), we see: - that a slight moistening (+ 2 % moisture increase) is accom­panied by a moderate increase of the total porosity and a weak decrease in the volume of large draining pores, but by a marked inçrease of the volume of smaIl draining pores and of the moisture content at pF 2. - that an increasing dehydration causes a definite increase of the total porosity, which is expressed in a marked increase in the volume of draining pores (small as weIl as large), as weIl as an increase of the moisture content at pF 2. The moisture content at field capacity, however, exhibits a drop under the influence of the drying out.

In fig. 4 the correlation between the average changes in moisture content at sampling and the corresponding average variation in porosity and pore-size distribution is given by fuIl lines. For the average data, presented this way, the number of observations (n) made per moisture group is normally larger than 5 (only once n is equal to 4).

354

If one includes also the extreme observations of wetting or drying out for which only 1 observation is available (n == 1), and if this single value gets the same «weight» as the average devia­tion, the rectilinear correlations, as found for the depth of 1-3 cm, are changed into curvilinear relations (see the dashed lines of fig. 4).

Although this procedure cannot be accepted by a statistician, the author believes that in the upper part of the arabIe layer (1-3 cm), the correlation between moistening or drying out and porosity or pore-size distribution is rather curvilinear than rectilinear, because this corresponds better to the behaviour of a freely swelling material with puff-paste structure.

32. Correlation between the variation in moisture content of the soit and the variation in pore-size distribution

The influence of the varia ti on in moisture content on the pore­size distribution of the soil is, based on the data in table 5, not to be denied, but this influence is changing n.ot .only with regard to the depth in the arabie layer, but also with regard t.o the different pore groups. Therefore we tried t.o describe this influence more accurately.

To d.o s.o, tw.o possibilities were taken int.o acc.ount : it is possible that the correlation between cause (moisture variation) and effect (pore-size distribution) is best expressed by the confrontation of the abs.olute data of moisture content and pore-size distributi.on; it is however equally possible that this correlation is best expressed by the confrontation of the variations since the last soi! sampling. One realizes that the change in p.ore-size distribution under the influence of an intense but slow dehydrqtion can be different from that of an equally intense but rapid drying out. Therefore both possibilities were checked.

So as to avoid excessive illustrations in this article only the correlation for the total puff-paste structured arabIe layer (1-5 cm) is given. A more detailed discussion of the correlation for the depths 1-3 cm and 3-5 cm independently win be given later, when the results for all l.oam soils will he discussed at the same time.

321. Correlation between variation in moisture content and pore­size distribution based on the absolute laboratory data

The results of this correlation study for the samples of 1-5 cm depth can be found in tables 6 and 7, as well as in figures 5 to 8. The average curves were calculated for the different soi! moisture

355

Table 6

CoPPQlution bQtwoon tho UbgOluro unlua~ 8~ Mai~rupa M~fa~t ( llline ~} and the pore-size distribution for the depth of 1-5 cm (n = 48, except for pF1)

Value Y

Total porosity

pF2

pF2.54

pF4.19

Large draining pores

Small draining pores

U seful water retention pores

pF1 (n = 14)

Table 7

Correlation between moisture content as independent

variable X and the value Y

Y = 55.7 - 0.264 X ** r=-O.627 ** b=-O.OO2 r=-O.005

Y=24.5 + 0.196 X ** r= +0.528 .*

Y = 8.3 + 0.082 X ** r= +0.489 **

Y = 18.1 - 0.261 X ** r=-O.384 **

Y = 13.1 - 0.199 X *. r=-O.482 **

Y = 16.2 + 0.115 X * r= +0.357 •

Y = 63.98 - 0.590 X *. r=-O.799 **

Average curve for the moisture content X and

the value Y

Y = 59.6 - 0.421 X ** t=-8.96 **

Y = 20.1 + 0.372 X ** t= +8.09 ••

Y = 6.2 + 0.167 X .* t= +7.95 **

Y = 28.5 - 0.681 X •• t=-7.48 **

Y = 18.4 - 0.413 X ** t=-7.94··

Y = 11.1 + 0.323 X *. t= +7.43 **

Y = 67.5- 0.738 X ** t=-6.20 *.

. Correlation between the variation in moisture content (as independent variable) and in pore-size distribution for a depth of 1-5 cm The variation is given as the difference with the condition at the previous soi! sampling (n = 48, except for pF 1)

Value Y Formula Coefficient

Total porosity Y = -0.260 X ** r=-0.611 *. pF2 Y=-0.OO17 X r=-O.OO4

pF2.54 Y = + 0.175 X ** r= + 0.555 ** pF4.19 Y = + 0.087 X ** r= + 0.539 ** Large draining Y=-O.1 X r=-O.137 pores

Small draining Y = - 0.172 X .* r = -0.427 •• pores

U seful water y= +0.085 X * r= + 0.297 • retention pores

pF1 (n = 14) Y =-0.498 X * (98 %) r = - 0.665 * (98 %)

356

2 6 10 26 30 38

r= - 0.799 11 * ,u - 1- ,

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.26.61

31

30.9

28

/0.9 10

Fig. 5

2

Y=2{S +0.196 X*"* • r=+0'528** -r---'-

Ib6.9J _1_ ·.1 ~ .;;I~ -I -'1'- - ~ -.-_. __ d lt ••

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1 I I I

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6 10 " 18 22 16 30 3' 38

Vol. % moisture content at sampling

F1

F2

Correlation between soH moisture content at sampling and the pF-data (soH samples taken at 1-5 cm depth).

characteristics and pore groups, as weil as the correlation-lines in which the moisture content at sampling was taken as the indepen­dent variabIe.

In general it may be said that the data of table 6 (left half) are in conformity with those of table 7, with regard to the inclination of the correlation-line as weil as to the correlation coefficient. For

357

two pore groups, however, the relationship is less Îavourable in ­

~!kl~ 7, ui~. fA tké s TI water re!en!~on pores anJ especlally lor the group or the large draining pores, where the deviation is obvious. The possible reasons for this difference are discussed in the final considerations.

I

Y= 55.7 - Q264 X '** H

50 ~

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" 16 L

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I

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I

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I

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1

2 6 10 H 18 22 26 JO J' J8

Vol. % moisture content at sampling

Fig. 6

T.p.

Qu.Dr.

SI. Dr.

W.R.

Correlation between soH moisture content at sampling and the tota! porosity and soi! pore groups. (T.P.: total porosity; Qu.Dr.: volume of quickly draining pores; S1.Dr.: volume of slowly draining pores; W.R.: useful water retention capacity.)

11

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1 - 0 • 1 6 10 " 18

Variation in mo;stur~ content (vol . %) versus previous sampling

Fig. 7

F1

pF2

F2.S'

F~J9

Correlation between the variation in pF -data and the changes in water content since the previous soU sampling.

359

. 4

0

I -4 _

I-

8

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Fig. 8

1

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Qu.Dr.

S/.Dr.

2 - 0 • 1 6 I 0 '" 1 5 22 Varia/ion in mo'-sture content (vol. %) versus previous sampling

Correlation between the variation in tota! porosity and soU pore groups and the changes in water content since the previous soU sampling. (T.P.: total porosity; Qu.Dr.: volume of quickly draining pores; Sl.Dr.: volwne of slowly draining pores; W.R.: useful water retention capacity)

4. Interpretation of the observations made and final considerations

41. The shrinking or swelling and the puff-paste (flaky) structure of the upper arabIe layer (1-5 cm)

The moisture content at the time of sampling is thus a most important factor that can serve as criterion for the study of the variation of the pore-size distribution in time!

However, the classic conception about shrinking and swelling is not applicable as such on the upper part of the arable layer.

It is remarkable that an important decrease of the moisture content in the field, i.e. the influence of a drying-out and thus of a «theoretica!» shrinking of the soil, is accompanied by: - a rise of the total porosity, which seems to be a contradictionj

- an important increase of the volume of large draining poreSj - a decrease of the moisture content at field capacity (pF 2.54) - and a slight decrease of the moisture content at wilting point (pF 4.19) and of the useful water capacity (pF 4.19 - pF 2.54).

Up to date the image of the «shrinking soi!» as the result of a progressive dehydration during the vegetation period of the crops is a generally accepted conception. This opinion is based on the observation of the shrinking cracks in the field, and on laboratory determinations made on soi! aggregates or moist soi! pastes (HAINES, 1923; SUNKEL, 1964j HARTGE, 1965, etc.).

The classic conception of the dehydrating and therefore shrinking soi! has however been contradicted here by the facts observed in the upper 5 cm of the arable layer: instead of becoming compacter th is layer becomes more porous ! The opposite is also true : an increase of water content in the upper part of the arable layer (due to sufficient rain) , which means «per se» a swelling of the soil, is accompanied on the one hand by a decrease of the tot al soil volume (apparent contradiction) and by a greater drainage porosity, and on the other hand by an increase of the moisture content at field capacity.

The apparent contradiction of a decreasing tota! porosity as a consequence of rain and of an increasing tot al porosity under a drying-out of the Belgian loam soi! can be explained as follows.

- The porosity in the upper part of the arable layer (abstraction made of the large spaces between the clods of a recently ploughed soil) is a biologïcally stabilized pore-size distribution, in which the drying-out resuIts in small dehydration cracks, and some bigger ones, without the pores becoming smaller within the (biologically stabilized) aggregates. Dnly the smaller dehydration cracks are measured in the determination of the total porosity and interpreted

361

as a greater drainage-porosity; the larger cracks are avoided when

sampling.

- The pore-walls stabilized by microhiological secretions and other biological activities will undergo a decrease of stability, due to dehydration. The coherent clayey material, itself, of the pore-walls as weIl as the gelatinous microbiological secretion products will shrink under this dehydration, so that the pores themselves will become larger, as long as the pore-walls do not breakdown or crumbie.

- The main explanation, however, is the existence of a puff-paste (flaky) structure: close to the soil surface, where the pressure due to the soils own weight is at its minimum, a more or less Iamellary soil structure win always occur, as the wetting and the dehydra­tion fronts, and especially the frost and thaw fronts, always penetr­ate parallel to the soil surface. Under a drying-out, this weak lamellary structure is strengthened by a sealing or curling directed towards the soil surface, as is also known for a dehydrating lamell­ary structured clay layer or for a puff-paste. In badly structured soils this sealing influence is usually clearer than with good struc­tured soils. This very scaly or flaky-structure will he called here puff-paste structure.

- In a following rainy period the sealy swollen soillayer (0-5 cm depth) will collapse, the dehydration cracks will swell and close, whUe the pore-walls will again expand and the bacterial influences be intensified. In addition a hard rain will cause soil erosion and an amount of soil material will be deposited in the not yet closed cracks. An increase of the apparent density and thus a smaller total porosity will he the result. Moreover, during the summer months the rain front (moistening front) often soaks only into the soil to a shallow extent and the air cushions (formed by air whieh is enclosed in the soil Iayer below the moistening front) resist a normal wetting. As the wetting front does not reach deeper than 5 cm with ' a medium or a short and heavy rain, the variation in total porosity or in draining porosity often changes eapriciously as opposed to the variation in moisture content.

- What such a puff-paste structure of the upper arabie layer actually looks like is illustrated by fig. 9 (BECKMANN, 1967). This figure is the morphometric photo of a vertical soU section in a Ioamy soU : we notice not only the flat lens shaped and parallelly to the soi! surface orientated porosities, but also the rapidly decreas­ing flaky structure with depth. Below the depth of 5 em this puff­paste structure has practically disappeared.

Also KULLMANN & KLlMES-SZMIK (1962) make mention of a

362

'... ::

Fig. 9

Micromorphometric photo of 2 vertical sections in the arabie layer of a loam soH (section of 1 to 7 cm and 9 to 15 cm depth) . In the upper 5 cm the puff­paste structure is very evident (W. Beckmann, 1967).

sandy clay soi! with a decreasing total porosity for an increasing water content at the sampling moment; the contrary, however, is aIso described in the same paper for a heavy clay soil. As the water content in the sandy clay is always much lower (variation between 3 and 20 %) than in the heavy clay (variation between 20 and 35 %) the opposite behaviour in the two clay soils may be a result of climatological or microbiological influences bound to differences in clay mineralogy.

Fox (1964) explains the apparent contradiction of a dehydrating but not shrinking soil by the fa ct that the assumptions used in considering a consolidated soi! are not valid for an arabIe soil layer: the contraction is not normal as «this layer dries into discrete aggregates surrounded by air spaces, and air therefore enters horizontal voids ».

42. Arithmetic relation between apparent density, total porosity and pore-size distribution

The arithmetic connection between these 3 values is such that a relatively small error in the determination of the apparent density means a rather large variation in porosity and pore-size distribu­tion.

363

The knowledge of the total porosity (T.P.) of the soil is not the

dIrect result o~ a la~oratory Jetennination; it is the apparent density (A.D.) which is determined, af ter which the total porosity is calculated with the fonnula :

A.D.JI' T.P. /' == (1--- ) 100

P.D. (1)

P.D. being the density of the solid soi! components, which is a constant for a given type of soil.

From this relationship it follows that a relatively small drop in A.D. causes a considerable rise in T.P.

The knowledge of the pore-size distribution in the soi! is based on the gravimetrie determination of the moisture content, which is in equilibrium with a certain tension. Every gravimetrically deter­mined moisture content is, however, converted into volume percent, with the formula :

vol. % -l.- == weight % X A.D. -l.- (2)

Small variations in the gravimetrically determined moisture con­tent can thus result in important variations in the vol. %. Both variations do however vary in the same sense.

From this double arithmetic connection (fonnulae (1) & (2» some important deductions can be made concerning the variation in porosity and pore-size distribution.

1) A variation in A.D. (eventuallyan error in this determination) systematically has an effect on the porosity as weIl as on the total pore-size distribution.

2) A variation in the total porosity automatically exhibits an inverse variation in the pore-size distribution (expressed as pF values); the comparison of the two formulae makes evident that a decreasing A.D. (/) means an increasing T.P. (/') and a series of decreasing moisture contents (vol. %) (JI') at the different tensions.

With the results from two sampling moments in Juprelle in 1959 we wish to illustrate these facts (see table 8).

The variation of T.P. must therefore always proceed opposite to the variation of the moisture content (vol. %) at sampling and at the different moisture tensions. 3) The described arithmetic relation between apparent density, porosity and moisture content also has repercussions on the « magnitude» of the variations, as appears in what foIlows. For every ring sample A.D. is a constant value; a certain absolute moisture variation in weight % will thus mean a greater moisture

364

Table 8

Example of the influence of a variation in Bulk Density (A.D.) and in the gravimetrically detennined moisture content on the porosity and pore-size distribution

Moisture content in weight % at

A.D. T.P . pF2 pF2.54 pF4.19

1st date 1.310 49.7 29.0 19.7 7.8 2nd date 1.026 61.8 28.4 21.2 7.5

Variation -0,284 +12.1 -0.6 +1.5 -0.3

Moisture content in vol. % at Pore groups

pF2 pF2.54 pF4.19 Large Small Useful draining draining water

pores pores retention pores

1st date 37.8 25.8 10.2 11.9 12.0 15.6 2nd date 29.1 21.8 7.8 32.8 7.3 14.0

Variation -8.7 --4.0 -2.4 +20.9 --4.7 -1.6

variation in vol. % at lower tension than at higher tension, because the highest moisture contents are most strongly in:fIuenced by multiplication with a constant factor (A.D.).

80 we see in table 8 that the difference between gravimetric and volumetrie m0isture content amounts to 37.8 - 29.0 == 8.8 at pF 2 and only to 10.2 -7.8 == 2.4 at pF 4.19 for the first date of sampling. In the given example we also see that between the two dates of sampling a moisture variation in weight of -0.3 at pF 4.19 means a volume variation of -2.4, while the gravimetric moisture varia­tion of -0.6 (twice as much) at pF 2 means a volume variation of -8.7 (more than 3.5 times as much). This explains why the variations in time of the moisture content at pF 2 are larger than those at field capacity (pF 2.54), while the variation at wilting point (pF 4.19) is rather slight.

4) On a given date the volumetric moisture contents at pF 2 and pF 2.54 lie relatively close together (grosso modo 10 % difference) and as their variations in time both have the same sign, the changes at pF 2 and pF 2.54 must proceed almost parallel to one another, in opposition to the changes of pF 2 and T.P., which do not only differ more from one another but in addition must vary oppositely. The arithmetic relation, whieh is described here, therefore explains a certain unHormity all over the year in the volume of the small

365

draininB pores but a capricious Vqri~t~o

large draining pores.

5) Another effect of the unusual influence which a variation in A.D. and the associated but inverted variation in T.P. has on the pF determination, is that for every pF value a proportionate disparity appears between the uppermost and the lowest sampling cylinder, is soon as both samples exhibit even a small difference in A.D.; in addition the obvious fact must be stressed that an inversion appears in the differences between uppermost and lowest sampling rings depending on whether one takes T.P. or the moisture contents at different moisture tensions into account. This inversion is a direct consequence of the inversion of the varia ti on which results from formulae (1) and (2).

44. Definition of field capacity

In order to realize undisturbed sampling in the future in which the highe st possible reproducibility is assured, the expression «sampling at field capacity» must be more clearly defined. A « sampling at field capacity» made during the growth period of a crop can be a sampling in which the moisture content happens to be equal to the field capacity (at pF 2.54). This field capacity (at pF 2.54), however, is itself a variable(*), because this moisture content during the growth period of the crop does not correspond to an equilibrium between swelling and moisture content (the moisture variations being too large and too fast during the period of plant growth). Therefore we prescribe the months of February and March as the only sampling period for the future, Le. af ter the winter, when the soi! is thawed out, the snow has melted, or after a few days with rain. At that moment there is an equilibrium between the conditions of swelling and moisture content, even in a soil layer of flaky (puff-paste) structure.

(*) In this plareau-loam ooH the moisture content at pF 2.54 changes from 21 to 37 vol. %.

366

REFERENCES

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367

Summary

1) The difference between moisture content at sampling and the field capacity (pF 2,54) for that moment of sampling is a very practicabie criterion for the assessment and the interpretation of the variation in pore-size distribution in time.

2) A variation in moisture content (at sampling) is accompanied by a varia­tion in the same sense for the moisture contents at pF 2,54 and pF 4,19 (i.e. for tensions of resp. 1/3 and 15 atm.). It is accompanied by a variation in opposite sense of the total porosity (T.P) and the moisture content at pF 1 (1/100th atm. or 10 cm water tension) : see figures 2 and 3, and also tables f and 7. The variations of the same sign for pF 2,54 and pF 4,19 and of the opposite sign for T.P. are a consequence of the formulae used in calculating the results: the arithmetic relation with regard to the sign of the variation in moisture content is bound to the change from a gravimetrie into a volumetrie information.

3) The variation in moisture at pF 1 generally follows the variation in T.P., as it is a direct expression of the puff-paste structure in the upper part (0-5 cm) of the arabIe layer; with slowand slight moisture variations, however, the moisture content at pF 1 varies similarly to the moisture varia­tion at sampling and ' reversely to the variation in T.P. (see for 1961: the period from the beginning of March to the beginning of June).

4) The variation in moisture content at pF 2 shows a slow increase with an intense dehydration, but a rapid increase with slight moistening (tabIe 5). The result is that no reliable general tendency (and thus no reliable correla­tion) for the variation of the porosity in function of the change in moisture content can be deduced (see tables 6 & 7). 5) The variation in porosity and pore-size distribution at a depth of 1-3 cm is systematically and of ten to an important extent different from that at a depth of 3-5 cm; close st to the soil sunace the total porosity is practically always the greatest, but the moisture contents at pF 1, pF 2, pF 2,54 and pF 4,19 are on the other hand generally the lowest. The variations in the volume of large draining pores near the soH surlace (1-3 cm) are mostly more intense than at 3-5 cm depth, which is a direct result of the important difference in puff-paste structure, despite the slight difference in depth of only 2 cm (see fig. 4).

The variation in the volume of small draining pores is more or less analogous at these two depths.

6) The data of the pF curves of different laboratories are only comparabIe to one another: - when the cylinders for undisturbed sampling are exactly of the same

length (exact to the centimeter); - when the undisturbed samples are taken at exactly the same depth (also

exact to the centimeter); - when the moisture content at the time of sampling corresponds to the

moisture content at field capacity (pF 2,54).

As these three conditions are practically never fulfilled all comparison of bibliographical data is excluded.

7) The c maximum content of non-drainable water,. or the c moisture con­tent at field capacity ,. is not a soH characteristic. In the plateau-Ioam soH of Hesbaye thls moisture content varies from 21 to 37 vol. %.

368

The concept c field capacity ,., if one wishes it to be a soil characteristic, must be defined as the maximum content of non-drainable water in a soil in which the swelling is in equilibrium with the moisture content. This condi­tion of equilibrium is practically assured in Belgium by an undisturbed sampl­ing in February or March.

8) The upper 5 cm of the arabie layer are characterized by a puff-paste struc­ture which is very sensitive to moisture variations and in which changes in soil temperature and vapour-tension probably play an important role. Fig. 9 illustrates this structure, which is the result of a succession of variation fronts (fronts of drying out, wetting, heating, frost penetration, etc.) moving parallel to the soH surface.

9) lt is principally wrong to confront the volumetric moisture contents at different tensions with the total porosity, because the moisture content at a given pF or tension is determined on a pre-treated and water saturated soil sample, in which the pore-size distribution is c per se,. different from that in the ring sample on which the T.P. is determined. This is the direct result of the puff-paste structure in the upper part of the arabie layer, which is lost to a large extent during moisture saturation. For this reason the volume of the draining pores cannot be considered equal to the value (T.P. - pF 2,54). For this reason also the maximum water saturated porosity (pF 0) must absolutely he determined in future, which we have also done since 1967. Only the total porosity at pF 0 can be taken as a reference value for confrontation with other pF values.

Variation dans Ie temps de la porosité totale et de la distribution des pores du sol

Aperçu général d'une étude de 6 ans sur un sol limoneux

Résumé

1) La différence entre la teneur en eau du sol au moment de l'échantillonnage et la capacité au champ (à pF 2,54), pour ce moment d'échantillonnage, constitue un critère valable pour l'appréciation et l'interprétation de la varia­hon de la distribution des pores avec Ie temps.

2) Une variation dans la teneur en eau du sol au moment de l'échantillonnage s'accompagne d'une variation dans Ie même sens des teneurs en eau à pF 2,54 et pF 4,19 (c.-à-d. pour des tensions respectivement de 1/3 et de 15 atm.). Elle s'accompagne également d'une variation, maïs en sens opposé, de la porosité totale (P.T.) et de la teneur en eau à pF 1 (1/100 atm. ou 10 cm tension d'eau) : voir les figures 2 et 3 et les tableaux 6 et 7. Les variations du même signe pour pF 2,54 et pF 4,19, mais de signe opposé pour la valeur P.T. résultent directement des formules employées pour Ie calcul des résultats. La relation arithmétique, en ce qui concerne Ie signe de la variation de la teneur en eau, est liée au passage d'une donnée gravimétrique en une donnée volumétrique.

369

3) La variation de la teneur en eau à pF 1 suit en général la variation en

porosité totale ~P.T,), car elle est directement liée à la structure de pate fE:'uil1etée qui est propre à la partie supérieure (0 à 5 cm) de la couche arabie; cependant, si la variation d'hwnidité est peu intense et se fait lentement, la teneur en eau à pF 1 varie de façon analogue à la variation de la teneur en eau au moment de l'échantillonnage et de façon inverse à la variation de la porosité totale (voir p.ex. en 1961 la période de début mars à début juin).

4) La variation de la teneur en eau à pF 2 montre une augmentation lente après une dessiccation intense du sol, mais une augmentation rapide lors d'une humectation légère (tableau 5). n en résulte qu'il est impossible de deduire une tendance genérale significative (et donc pas de correlation significative) pour la variation de la porosité en fonction d'une variation de l'hwnidite du sol en place (voir tableaux 6 et 7).

5) Les variations dans la porosité totale et dans la distribution des pores à la profondeur de 1-3 cm sont systématiquement et souvent dans une mesure importante différentes des variations à la profondeur de 3-5 cm; près de la surface du sol (1-3 cm) la porosité totale est pratiquement toujours la plus grande, mais par contre les teneurs en eau à pF 1, pF 2, pF 2,:>4 et pF 4,19 sont gènéralement les plus faibles. Les variations du volume des porosités à drainage rapide sont en général plus intenses près de la surface du sol (1-3 cm) qu'à une profondeur plus grande (3-5 cm), ce qui traduit bien la diffé­rence importante dans la structure en pate feuilletée dans ces deux couches, malgré la faible différence de profondeur de 2 cm seulement (voir fig. 4). Les variations dans Ie volume des pores à drainage lent sont plus au moins identiques aux 2 profondeurs.

6) Les données des courbes pF de différents laboratoires ne sont comparables entre elles que lorsque : - les cylindres employés pour Ie prélèvement des échantillons non perturbés

ont exactement la même longueur (exactement au cm près), - les échantillons non perturbés sont prélevés exactement à la même profon­

deur (exactement au cm près), - l'hwnidité du sol au moment de l'échantillonnage correspond à l'hwnidité

de la capacité au champ (pF 2,54).

Comme ces 3 conditions ne sont presque jamais satisfaites, une comparaison directe des résultats de différents laboratoires est impossible.

7) La teneur maximum en eau non drainable, c.-à-d. c l'humidité du sol à la capacité au champ., ne peut plus être considérée comme une propriété caractéristique du sol. Dans Ie limon de plateau de la Hesbaye cette teneur en eau varie de 21 à 37 vol. %. Si l'on veut que la notion c capacité au champ,. traduise réellement une caractéristique du sol, il faut la définir comme étant la teneur maximale en eau non drainabie d'un sol, dans lequel Ie gonflement se trouve en état d'équilibre avec la teneur en eau. Cette condi­tion d'équilibre entre gonflement et hwnidité est pratiquement assurée en Belgique lorsque Ie prélèvement des échantillons non perturbés se réalise en mars ou en février. 8) Les 5 cm supérieurs de la couche arabie sont caractérisés par une structure en pate feuilletée, qui est très sensible aux variations d'hwnidité et dans la­quelle les variations de température et de tension de vapeur d'eau jouent probablement un role important. La structure en pate feuilletée du sol est illustrée par la figure 9; elle est Ie résultat d'une succession de fronts de variations, comme Ie front de deshydratation, Ie front d'humectation, Ie front

370

d'échauffement, Ie front de pénétration du gel, etc. tous ces fronts se déplaçant parallèlement à la surface du sol.

9) En principe il est inexact de considérer les teneurs en eau (en vol. %) aux différentes tensions (courbe pF) comme des fractions de la porosité totale. En effet, la teneur en eau en équilibre avec Wl pF donné (Wle tension donnée) est déterminée sur Wl échantillon de sol qui a été préalablement saturé d'eau; dans cet échantillon saturé d'eau la distribution des pores doit être forcément différente de celle dans Wl sol non perlurbé, prélevé à l'aide d'un cylindr~ de prélèvement. Ceci résulte directement de la structure en pate feuilletée dans la partie supérieure de la couche arabie, cette structure étant profondément modifiée par la saturation complète en eau qui précède les déterminations. Pour cette raison Ie volume de pores de drainage ne peut être considéré comme étant égal à la valeur (P.T. - pF 2,54). Pour cette raison aussi la porosité totale de l'échantillon saturé d'eau (pF 0) doit être absolument déterminée à l'avenir, comme nous Ie faisons depuis 1967. Cette porosité totale à pF 0 est la seule qui puisse être prise comme valeur de réfé­rence pour la confrontation des autres données de la courbe pF.

Variatie in de tijd van de bodemporositeit en de poriënverdeling Algemeen beeld van een zesjarige studie op een leemgrond

Samenvatting

1) Het verschil tussen het vochtgehalte bij de monstername en de veld­c<lpaciteit (bij pF 2,54) voor dat bemonsteringsmoment is een zeer bnIikbaar criterum voor de beoordeling en de interpretatie van de variatie van de poriënverdeling in de tijd.

2) Een variatie in vochtgehalte bij de monstername gaat gepaard met een variatie in dezelfde zin van het vochtgehalte bij pF 2,54 en bij pF 4,19 (d.w.z. voor vochtspanningen van respectievelijk 1/3 en 15 atmosfeer). Dit gaat tevens gepaard met een variatie in omgekeerde zin van de totale porositeit (T .P.) en van het vochtgehalte bij pF 1 (1/100 atmosfeer of 10 cm water­spanning): zie figuren 2 en 3, evenals tabellen 6 en 7. Dat de variatie in dezelfde zin verloopt voor pF 2,54 en pF 4,19, maar in tegengestelde zin voor T.P. resulteert automatisch uit de formules die bij de berekening worden ge­bruikt. Dit rekenkundig verband, wat betreft het teken van de variatie in vochtgehalte, is gebonden aan de omrekening van een gravimetrische tot een volumetrische grootheid.

3) De variatie in vochtgehalte bij pF 1 verloopt doorgaans analoog met de variatie in T.P., vermits het een direct gevolg is van de bladerdeegstructuur in het bovenste gedeelte (0 tot 5 cm) van de bouwvoor; nochtans zal bij lang­zame en geringe vochtvariatie het vochtgehalte bij pF 1 in dezelfde zin variëren als het vochtgehalte bij de monstername, en in omgekeerde zin ver­lopen ten opzichte van de variatie in T.P. (zie bv. in 1961 de periode van begin maart tot begin juni).

4) De variatie in vochtgehalte bij pF 2 vertoont een langzame toename bij intense uitdroging, doch een snelle toename bij geringe bevochtiging (tabel 5). Het gevolg is dat geen betrouwbare algemene tendens (en dus geen betrouwbare correlatie) kon gevonden worden voor de variatie van de porositeit in functie van de variatie in vochtgehalte (zie tabellen 6 en 7).

371

~} De varlaHe In porosIteIt en In pori~nverJellng op een Jlepte van i-~ cm is systematisch en vaak in belangrijke mate verschillend van die op een

dlep!e van g-~ cm; he! dichts! bIJ he! boJemoppervlJ Is Je !oble porosUeU bijna altijd het grootst, maar de vochtgehalten bij pF 1, pF 2, pF 2,54 en pF 4,19 zijn anderzijds meestal het laagst.

De variaties in het volume aan snelle-drainageporiën nabij het bodem­oppervlak (1-3 cm) zijn doorgaans meer intens dan op een diepte van 3-5 cm, hetgeen een direct gevolg is van het belangrijk verschil in bladerdeegstructuur in deze 2 lagen, niettegenstaande het geringe diepteverschil van slechts 2 cm (zie figuur 4). De variaties in het volume van de langzame-drainageporiën verlopen nagenoeg analoog op deze 2 diepten.

6) De gegevens van de pF-curven van verschillende laboratoria zijn slechts onderling vergelijkbaar:

-- wanneer de cylinders voor de ongestoorde monstername juist dezelfde lengte hebben (juist tot op de cm na);

- wanneer de ongestoorde monsters op precies dezelfde diepte worden ge­nomen (ook juist tot op de cm na);

- wanneer het vochtgehalte op het moment van de monstername overeen­stemt met het vochtgehalte bij veldcapaciteit (pF 2,54).

Gezien echter deze 3 voorwaarden bijna nooit vervuld zijn, is de ver­gelijking van bibliografische gegevens onmogelijk.

7) Het c maximaal gehalte aan niet draineerbaar water,. of m.a.w. c het vochtgehalte bij veldcapaciteit ,. kan niet langer beschouwd worden als een bodemkenmerk. In de plateau-leem van Haspengouw varieert dit vocht­gehalte van 21 tot 37 vol. %. Het begrip c veldcapaciteit ,., indien men ten­minste dit begrip als een bodemkenmerk wil beschouwen, moet worden be­paald als zijnde het maximaal gehalte aan niet draineerbaar water in een bodem waarvan de zwellingstoestand in evenwicht is met zijn vochtgehalte. Deze voorwaarde voor evenwichtstoestand is bijna altijd verzekerd in België door een ongestoorde monstername in februari of maart.

8) De bovenste 5 cm van de bouwvoor zijn gekarakteriseerd door een bladerdeegstructuur , welke zeer gevoelig is aan vochtvariaties en waarin de variaties in temperatuur en waterdampspanning waarschijnlijk een belang­rijke rol spelen. Figuur 9 illustreert dergelijke structuur; zij is het gevolg van de inwerking van een ganse reeks variatiefronten (zoals uitdrogingsfront, verwarmingsfront, indringen van vorst, enz.) welke parallel aan het bodem­oppervlak in de bodem dringen.

9) Het is principieel verkeerd de volumetrische vochtgehalten bij verschil­lende waterspanningen te beoordelen als frakties van de totale porositeit; immers het vochtgehalte bij een gegeven pF of spanning wordt bepaald op een voorbehandeld en waterverzadigd bodemmonster, waarin de poriënver­deling c per se,. verschillend is van die in het ringmonster waarop T.P. wordt bepaald. Dit is tevens een direct gevolg van de bladerdeegstructuur in de bovenste lagen van de bouwvoor; deze structuur gaat echter grotendeels verloren door de vochtverzadiging bij de voorbehandeling. Om deze reden mag het volume van de drainageporiën niet gelijk gesteld worden aan de waarde (T.P. - pF 2,54). Om deze reden eveneens is het volstrekt nood­zakelijk in de toekomst het maximaal poriënvolume bij waterverzadiging (pF 0) te bepalen, zoals door ons gedaan wordt sedert 1967. Alleen de totale porositeit bij pF 0 mag gebruikt worden als referentiewaarde voor de con­frontatie met andere pF-gegevens.

372

Zeitliche Veränderung des Gesamtporenvolumens nnd der Porenverteilung Allgemeines Bild einer 6-jährigen Untersnchung an einem Lehmboden

Zusammenfassung

1) Der Unterschied zwisehen der Feuchtigkeit bei der Probenahme und der Feldkapazität (pF 2,54) im Moment der Probenahme ist ein sehr verwend­bares Kriterium zur Beurteilung und Interpretation der zeitlichen Ände­rungen der Porenverteilung.

2) Eine Änderung im Wassergehalt bei der Probenahme ist verbunden mit einer Änderung im selben Sinn für die Wassergehalte bei pF 2,54 und pF 4,19, (d.h. für Wasserspannungen von 1/3 bez. 15 Atm.).

Diese Änderung geht zusanunen mit einer Änderung im umgekehrten Sinn der Gesamt-Porosität und des Wassergehaltes bei pF 1 (1/100 Atm. oder 10 cm Wasserspannung): siehe Fig. 2 und 3 und Tabellen 6 und 7. Die Anderungen im selben Sinn für pF 2,54 und pF 4,19 und im umgekehrten Sinn für die Gesamt-Porosität (T.P.) sind eine Konsequenz der angewandten :r"'ormeln zur Berechnung der Ergebnisse. Die arithmetische Rechenbeziehung, welche das Zeichen der Änderungen in Feuchtigkeitsgehalt bestimmt, ist mit der Umrechnung einer gravimetrisehen in eine volumetrische Information verknüpft.

3) Die Änderungen im Wassergehalt bei pF 1 folgen im allgemeinen der Änderung der Gesamtporosität, weil sie ein direkter Ausdruck der Blätter­teigstruktur in der obersten Schicht (0 bis 5 cm) der Ackerkrume ist; jedoch, im Falle einer langsamen und geringen Feuchtigkeitsänderung, kann der Wassergehalt bei pF 1 eine Änderung irn selben Sinne unterliegen als die Änderung der Feuchtigkeit bei der Probenahme und im umgekehrten Sinn . der Änderung der Gesamtporosität (siehe für 1961 die Periode von Anfang März bis Anfang Juni).

4) Die Änderung in Feuchtigkeit bei pF 2 zeigt eine langsame Zunahme bei intensiver Austrocknung, aber eine schnelle Zunahme bei schwacher Be­feuchtigung (Tab. 5). Hieraus folgt da13 keine gesicherte, allgemeine Tendenz (und deswegen auch keine gesicherte Korrelation) für die: Veränderung der Porosität als Funktion der Feuchtigkeitsänderungen abgeleitet werden kann (siehe Figuren 6 und 7).

5) Die Änderung der Gesamtporosität und Porenverteilung in einer Tiefe von 1-3 cm ist systematisch und öfters in hohem Ma13e verschieden von der Veränderung in einer Tiefe von 3-5 cm. In der Nähe (1-3 cm) der Boden­oberfläche ist die Gesamtporosität im allgemeinen die gröJ3te, die Wasser­gehalte bei pF 1, pF 2,54, pF 4,19 sind dagegen meist am niedrigsten.

Die Änderungen im Volumen der sehnell dränenden Poren in der Nähe der Bodenoberfläche (1-3 cm) sind im allgemeinen gröJ3er als bei der Tiefe 3-5 cm; dieses ist eine Folge der Unterschiede in der Blätterteigstruktur in den zwei Bodenschichten, obwohl die Tiefenunterschiede nur 2 cm betragen (~iehe Fig. 4). Die Änderungen im Volumen der langsam dränenden Poren sind ungefähr gleich in diesen 2 Tiefen.

6) Die Angaben der pF -Kurven von versehiedenen Laboratorien sind unter­einander nur vergleichbar: - wenn die Zylinder für die ungestörte Probenahme genau dieselbe Länge

haben (genau auf den cm), - wenn die ungestörten Proben genau in derselben Tiefe entnommen wurden

(auch genau bis auf einem cm),

373

- wenn der reuchtigkeitsgehalt bei der Probenalune dem Wassergehalt bei

der Feldkapazität (pF 2,54) entspricht.

Weil diese 3 Bedingungen fast nie erfüllt werden, ist der Vergleich der Angaben verschiedener Laboratorien ausgeschlossen.

7) Der c maximale Gehalt an nicht dränbarem Wasser,. oder eder Wasser­gehalt bei Feldkapazität:t is nicht länger als Bodenmerkmal anzusehen. Im Plateau-Lehmböden von Haspengouw schwankt der Wassergehalt bei Feld­kapazität zwischen 21 und 37 Vol. %. Der Begriff c Feldkapazitäb, wenn man ihn als ein Bodenmerkmal ansehen will, ist zu bestimmen als der maxi­male Gehalt an nicht dränharem Wasser in einem Boden, dessen Quellung im Gleichgewicht mit seinem Feuchtigkeitsgehalt ist. Diese Bedingung hinsichtlich des Gleichgewichts ist in Belgien fast immer gesichert bei einer ungestörten Probenahme im Februar oder März.

8) Die 0-5 cm Schicht der Ackerkrume ist durch eine Blätterteigstruktur charakterisiert welche den Feuchtigkeitsänderungen gegenüber sehr empfind­lich ist und worin Anderungen von Bodentemperatur und Dampfspannung wahrscheinlich eine groJ3e Rolle spielen. Fig. 9 illustriert eine solche Struk­tur; die se ist das Ergebnis einer Reihe von Anderungsfronten, wie die Front der Austrocknung, der Befeuchtigung, der Bodenerwärmung, der Forstein­dringung, u.s.w., welche alle parallel zur Bodenoberfläche in den Boden hineindringen.

9) Es ist ein Fehler die volumetrischen Feuchtigkeitsgehalte bei verschie­denen Wasserspannungen mit der Gesamtporosität zu vergleichen, weil der Wassergehalt im Boden für eine gegebene Spannung (oder pF-Wert) an einer vorbehandelten und wassergesättigten Probe bestimmt wird. In einer solchen Probe ist die Porenverteilung c per se,. verschieden von derjenigem in einem Stechzylinder, wie er für die Bestimmung der Gesamtporosität benützt wird. Dieses folgt auch aus der Blätterteigstruktur im obersten Teil der Ackerkrume, welche bei einer Wassersättigung gründlich zerstört wird. Aus diesem Grund kann das Volumen der dränenden Poren nicht dem Wert (T.P. - pF 2,54) gleichgesetzt werden. Aus diesem Grund ist es auch un­bedingt notwendig in der Zukunft das maximale Porenvolumen in dem wassergesättigten Boden (pF 0) zu bestimmen, wie wir es auch seit 1967 mé..chen. Nur die Gesamtporosität bei pF 0 kann als Referenzwert zum Vergleich der verschiedenen pF-Ergehnissen herangezogen werden.

374

PEDOLOGIE, XVII,3, pp. 375-392, 6 fig., 5 tab. Gand, 1967.

INFLUENCE DE LA DESSICCATION SUR LA DÉTERMINATION DE LA POTASSE ÉCHANGEABLE D'UN LIMON SABLEUX

M. VAN RUYMBEKE

1. INTRODUCTION

Différents auteurs, ATTOE (1946), LUEBs, STANFORD & SCOTT (1956), ScOTT, HANWAY & STICKNEY (1957), VAN RUYMBEKE & DE LEENHEER (1964) et d'autres, ont attiré l'attention au cours des dernières années sur l'influence de la dessiccation sur la détermina­tion de la potasse échangeable. 11 est actuellement bien établi que, pour de nombreux sols, une dessiccation à l'air augmente en général Ie taux de potasse échangeable. LUEBS, STANFORD & SCOTT (1956) ont pu mettre en évidence que la potasse extraite par des plant es cultivées en serre était mieux corrélée avec une détermination de K sur un échantillon de sol humide que sur un échantillon préa­lablement séché à l'air. SCOTTr HANWAY & STICKNEY (1957) ont démontré qu'en ajoutant des doses croissantes de KCI à un échan­tilion de sol humide on obtenait par dessiccation, à partir d'une certaine dose, non plus une libération, mais bien une fixation de potasse. Des travaux de HANWA Y & SCOTT (1957), ainsi que de nos propres travaux (VAN RUYMBEKE & DE LEENHEER, 1964) il résulte que Ie taux de potas se échangeable libéré par dessiccation à l'air est beaucoup plus important pour les horizons sous-jacents à la couche arabie que pour la couche arabie elle-même. Récemment BATES & SCOTT (1965) ont démontré que la libération de K, qui est provoquée par la dessiccation des échantillons, pouvait être entravée par addition de substances organiques aux échantillons avant leur dessiccation. Nos premières études concernant les chan-

M. Van Ruymbeke - Ir. chim. agr. - Agrégé Enseign. Sup. - Chargé de cours associé. Faculté des Sciences agronomiques de l'Etat - Gand.

375

gements de la quantité de potasse échangeable provoqués par des­

s~ccat~on compren~en! un~quemen! Jes sols argJeux Jes polJers marins, dont la fraction argileuse se composait d' environ 50-60 0/0 d'illite (VAN RUYMBEKE, 1964). Dans tous les sols étudiés il y eut libération de K par dessiccation, mais jamais fixation de K, ce qu' on pourrait attribuer à la forte teneur d'illite de ces sols argi­leux.

Dans la présente étude nous avons voulu vérifier s'il était exact, qu'à partir d'un certain niveau, un sol pouvait fixer la potasse par dessiccation. U n champ d' expérimentation situé à Melle sur limon sableux nous semblait idéal pour obtenir des échantillons d'un même sol, mais avec des taux de K échangeable fort différents. Ce champ, connu sous Ie symbole MP 39.2, a été aménagé en 1939. On y étudie depuis cette date l'influence de 7 fumures différentes, répétées chaque année, sur la production, sur la composition chi­mique de la plante et du sol et sur la composition botanique d'une association herbe-trèfle. Dans ce travail nous avons retenu 16 échantillons de 4 fumures qui nous paraissaient intéressantes (tabl. 1). L'échantillonnage a été effectué Ie 5 mai 1966. Les par­celles Kont reçu une fumure de 133 unités K 20 Ie 21 février 1966.

Tableau 1

Fumure appliquée sur les sols étudiés

Fumure Nombre d'échantillons

0-20 cm 20-40 cm

1 0 : témoin sans aucune fumure 3(*) 2 N, -, K, CaMg : pas de P 3 3 N, P, -, CaMg : pas de K 3 4 N, P, K, CaMg : fumure complète 3

(*) De chaque objet il y avait 3 parcelles avec la même fumure. (**) Echantillon moyen des 3 parcelles du même objet.

2. RESULTATS EXPERIMENTAUX DU MATERIEL ETUDIE

21. Analyses granulométriques

Le résultat de ces analyses figure au tableau 2.

1(**) 1 1 1

La texture correspondant à ces résultats analytiques est un limon sableux typique.

376

Tableau 2

Analyse granulométrique

Fractions granulométriques en %

0-2f,.1. 2-20f,.l. 20-50f,.l. 50-l00f,.l. lnO-200u. >2f)Of,.l.

Couche arabie (0-20 cm) 10.6 13.3 41.2 17.7 14.7 2.9 Couche sous-jacente (20-40 cm) 9.4 13.1 42.3 18.3 14.5 2.4

22. Minéraux argileux de la fraction inférieure à 2 f.A. saturée par Ca++

221. Analyse thermique différentielle (fig. 1)

L'appareil D.T.A. employé est un Netzsch entièrement automa­tique, 404/406, avec thennocouples Pt - Pt 10 % Rh.

150·C

Fig. 1 D.T.A. de l'échantillon avec fumure O.

Le très important crochet endothennique vers 150°C est carac­téristique pour un minéral hydraté (minéral à espacement de 14 Ä, telle la montmorillonite ou encore l'illite ouverte) . Le large crochet endothennique vers 555°C ainsi que Ie crochet exothenni­que vers 840°C sont caractéristiques pour 1'illite. Il est alors évident que Ie crochet à 150{)C pourrait être attribué à de 1'illite ouverte.

222. Analyse rmntgenographique

Les examens aux rayons X ont été effectués par la méthode Debye-Scherrer (appareil Philips P. W. 1009), à l'aide d'tIne caméra d'un diamètre de 114 mm et en utilisant la radiation Co. ka filtrée par Ie fer. Le test au moyen de glycerol (pou!' la détection des minéraux argileux gonflants) ainsi qu'un chauffage à 500°C (fer­meture éventuelle des feuillets) ont été également utilisés pour mieux différencier les minéraux argileux.

Tous les rcentgenogrammes montrent les lignes bas ales à 14,7 Ä (de très forte intensité), à 10 Ä (à peine perceptible) et à 7,2 Ä (d'intensité faible). En traitant l' échantillon à la glycerine Ia ligne de 14,7 Ä passe à 17,1 Ä (minéral gonflant), tandis au'une ligne de second ordre 002, à 8,8 Ä devient nettement visible. Chauffé à 500°C il y a fenneture des feuillets à 9,9 Ä (ligne de très forte

377

lntensHt}, tandls que la Hgne basale à ',~ 1 Jlsparalt. H est abn

permis de conclure que la ~raction argileuse de ce limon sableux se compose principalement d'un minéral hydraté, du type mont­morillonite, résultat de l'altération de l'illite que VAN DER MAREL

(1961) a proposé de nommer illite ouverte, mélangé avec un peu d'illite et de kaolinite, et d' environ 10 % de quartz (toutes les lignes d'interférence de ce minéral étant visibles).

La fraction argileuse saturée par K + donne après dessiccation I à l'air un rrentgenogramme dans lequel apparaît une bande de

10 à 14 Á, ce qu'on peut interpréter comme une fixation de potasse moyenne.

3. MEmODES D'EXTRACTION POUR LA DETERMINATION DE LA POTASSE ECEUlNGEABLE

Comme nous voulions savoir si Ie phénomène de libération et de fixation de K par dessiccation était valable pour différentes tech­niQues d'extraction, nous avons choisi trois modes d'extraction. Pour Ie choix de ces méthodes nous nous sommes basés en premier lieu sur Ie fait qu'un sol sablo-limoneux était naturellement saturé en majorité par les ions Ca++ et H+.

N ous avons adopté alors les méthodes d' extraction suivantes.

1) Extraction au moyen de CaCl2 0,1 N; rapport sol/solution en­viron 1/ 10 (voir description du mode opératoire dans VAN RUYM­

BEKE & DE LEENHEER, 1964).

2) Extraf'tion au moyen de HN03 0,1 N; rapport sol/solution en­viron 1/ 100 (voir description du mode opératoire dans VAN RUYM­

BEKE, 1964).

3) Ces deux méthodes sont comparées à la méthode VAN DEN

BENDE & COTTENIE (1960) dans laquelle l'extraction se fait au moven de NH4Ac 1 N, pH 4,8 pour un rapport sol/solution égal à lh.

4. APPLICATION AUX PARCELLES D'ESSAIS

41. Tableaux des résultats (tabl. 3 et 4)

Au tableau 3 les résultats sont exprimés en mg par 100 g de terre sèche. Le tableau 4 par contre donne les résultats après calcul en kg K 20!ha (pour 3000000 de kg de terre); pour la facilité de la lecture du tableau 4 nous ne donnons que les moyennes des 3 parcelles du même objet. (Pour passer des résultats du tableau 3 au tableau 4 il suffit de multiplier les résultats du premier tableau par 30.)

378

Tableau 3 K échangeable en mg ~O/l00 g avec 3 modes d'extraction(*) d'un sol sablo-limoneux (MelIe)

Mode d' extraction CaC~ .0,lN, NH4Ac.1 N, %**, HNOR · 0.1N, ~ 1/10** pH 4,8 1/100**

Echantillon ,t. Etat Humide Séchéà Humide Séchéà Humide Séché? ~ l'air l'air l'air

o (pas de fumure) parcelle 11 0-20 cm 0.57 3.63 2.59 2.45 372 9.nO

21 0.42 2.73 2.36 2.07 2.78 5.42 31 0.19 1.88 1.70 1.41 4.52 4.38

parcelles 11+21+31: 20-40 cm 0.38 2.78 1.51 1.55 2.54 5.13

NK parcelle 14 0-20 cm 18.70 9.18 21.05 9.42 28.02 17.38

24 11.78 7.72 14.18 6.50 19.50 13.56 34 21.52 12.58 22.37 10.22 29.34 20.30

parcelles 14+24+34: 20-40 cm 2.26 3.63 4.43 2,83 7.25 6.78

NP parcelle 15 0-20 cm 0.19 2.40 1.98 2.17 4.05 5.46

25 0.00 1.46 1.74 1.84 3.53 3.72 35 0,24 1.60 1.51 2.07 3.53 4.66

parcelles 15+25+35: 20-40 cm 0.19 2.50 1.37 1.93 3.06 5.42

NPK parcelle 17 0-20 cm 3.96 4.38 6.31 4.47 9.61 10.6D

27 3.11 3.77 5.32 4.38 9.51 7.87 37 4.99 5.42 7.39 5.32 12.48 11.26

parcelles 17+27+37: 20-40 cm 0.52 2.40 2.50 2.12 4.43 4.66

(*) Chaque extraction est faite sur un échantillon non séché à l' air (humide) et un échantillon séché.

(**) Rapport sol/solution d'extraction.

Tableau 4 K échangeable en kg K20/ha (pour 3000000 kg de terte par ha) avec 3 modes d'extraction d'un sol sablo-limoneux (Melle)

Mode d'extraction CaC~.O,lN, NH4Ac.1 N, %(*), HN03 ·O,lN, ~ 1/10(*) pH 4,8 1/100(*)

Echantillon ,t. Etat Humide Séchéà Humide Séchéà Humide Séché à ~ l'air l'air l'air

o (pas de fumure) 0-20 cm 12 82 66 59 110 188

20-40 cm 11 83 45 46 76 154

NK ' J ' '~ ~ i ~ '!

0-20 cm 520 295 576 261 769 512 20-40 cm 68 109 133 85 218 203

NP : I , i I )1 I ~ I

0-20 cm 4 55 52 61 111 138 20-40 cm 6 75 41 58 92 163

NPK 0-20 cm 121 136 190 142 316 297

20-40 cm 16 72 75 64 133 140

(*) Rapport sollsolution d'extraction.

Dans les fig. 2, 3 et 4 nous présentons les lignes de régression: en abscisse on trouve la potasse échangeable déterminée sur les échantillons humides et en ordonnées la potasse échangeable déter­minée après dessiccation du sol à l'air, les ions déplaçants étant successivement Ca++, NH4+ et H+.

La distribution des points confrontant les deux méthodes se révèle être bien linéaire pour chaque moyen d'extraction (niveau

kg K2 0 /ha

~OO apr'5 d~ssiccation

/ JOO

/ /

200

/00

100 200 300 1,00

Fig. 2

Extraction de K échangeable par l'ion Ca++.

kg K20/ha

1,00 apr~s d~55 ;ccarion

300

200

100

/

Fig. 3

/ /

/ ..

100 200

/

300

/

1,00

Extraction de K échangeable par l'ion NH+.

380

500

T~sts

Ho: b = o?

Ho: b= 1?

600 700

t = 17,2~ *If* t= 22,13***

~~y= 'Q95 + 0,J96*1t1tX

r:: 0.985 Uit

T~st5

Ho : b = o? t= 2/." 1t** Ho : b= I? t= J2.65*1I*

kg K2 ° /ha à t'~tat humid~

500 600 700

600

500

1,00

JOO

200

100

kg K2 0 /h ,a

apr~5. d'ss/c calion

/ / r= 0,961***

T~sts

/ HO :b= o? t ::1J.O 5 Iflf*

Ho :b= 1? t = 11,1 ~ ,*'lf1f'

/ / kg K2 0 /ha à ,'Hot- humid~

100 200 JOO 400 500 600 700 8'1) 900

Fig. 4

Extraction de K échangeable par l'ion H +.

de sécurité 0,999) et en même temps significativement différente tant pour la position que pour la direction vis-à-vis de la bissec­trice qui représente la ligne d'équilibre correspondant à des résul­tats égaux pour les deux modes opératoires. Le point d'intersection avec la bissectrice nous donne pour chaque méthode Ie niveau d'équilibre de potasse échangeable au-dessus duquel il y a fixation de potasse par dessiccation dans l'illite ouverte (fermeture d'une partie de l'illite ouverte par dessiccation) et au-dessous duquel il y a libération de potasse par dessiccation de l'illite (ouverture partielle des feuillets d'illite aux faces latérales). Ces seuils se situent respectivement pour les ions Ca++, ~+ et H+ à 126, 68 et 227 kg K 20jha. Notons qu'un niveau d'équilibre bas, comme c'est Ie cas pour ce limon sableux, favorise surtout la fixation de K par dessiccation, alors qu'un niveau d'équilibre élevé favorise la libération de K par dessiccation. Ce seuil dépend du rapport illitej illite ouverte; plus ce rapport est élevé, plus élevé est Ie niveau d'équilibre (comme c'est Ie cas pour un limon de Hesbaye ou l'on trouve un niveau d'équilibre vers 300 kg K 20 / ha, l'ion déplaçant étant Ca++.

Dans les fig. 2, 3 et 4 les 3 points correspondant aux quantités les plus élevées proviennent chaque fois de l' objet NK, alors que

381

tous les points correspondant aux quantités les plus faibles pro­

vlenneni des obJeis Ö et N~, ies points Je 1'o~jet NPK t1uctuant plus près du niveau d'équilibre. TI est bien évident que toutes les constantes que nous déduisons de ces droites ne peuvent être inter­prétées comme étant rigoureusement exactes au kilogramme près, la continuité des objets de fumure, que nous avons choisis, n'étant pas suffisamment assurée; il se pourrait, en effet, que la linéarité stricte, que nous obtenons, soit imposée partiellement par la grande dispersion des objets pris en considération.

La fig. 5 nous montre que la quantité de potasse extraite d'un sol, resté hurnide, par l'ion NIL+ dépasse d'environ 54 kgjha la quantité déplacée par l'ion Cart à l'état hurnide. Or BoLT, SUMMER

& KAMP HORST (1963) ont récemment démontré qu'il y avait 3 catégories de K échangeable dans l'illite, dont 2 nous intéressent plus particulièrement, notamment la potasse des faces de clivage facilement échangeable par tous les ions (planar sites) et la potasse interlamellaire localisée au bord des faces latérales (edge-inter­lattice sites), facilement échangeable par l'ion ~+ uniquement. Il est ainsi compréhensible que l' on trouve une différence constante,

kg K20/ha par NH,·

600 à t'~tat humid~

500

300

200

700

Fig. 5

/

100

/ /

/

200 300 1,00 500 600 700

Les extractions à l'état humide par les ions Ca++ et NH+ donnent une différence constante de 54 kg ~O/ha.

382

------ --

puisque la différence est due au K interlamellaire échangé par l'ion NH4+; on conçoit alors également que cette différence peut être une mesure directe (mais relative) de la teneur en illite.

Par ce qui précède on comprençl mieux que sur une terre restée humide et moyennant 1'ion Cart on ne détermine que Ie K échan­geable qui est présent sur les plans de clivage. Pour les parcelles o et NP nous obtenons ainsi un minimum (environ 10 kg K 20/ha). Par la dessiccation du sol il se produit une ouverture partielle (aux bords uniquement) des feuillets d'illite (imaginons un livre humecté dont les pages se recourbent aux extrémités par dessicca­tion). La faible ouverture des feuilIets permet 1'échange des ions K par Ie Ca et nous trouvons p.ex. pour les parcelles 0 et NP des résultats de l'ordre de 50 à 100 kg K 20/ha.

En ce qui concerne 1'ion NH4+, on détermine sur Ie sol resté humide non seulement Ie K échangeable des faces de clivage maïs également Ie K interlamellaire au bord des faces latérales. Or par dessiccation il se produit à nouveau une ouverture partielle des feuilIets aux bords des faces latérales. Traité par une solution de NH4 + il y aura un échange rapide du K libéré par l' ouverture par­tielle des feuilIets (suite à la dessiccation), suivi presque aussitot d'une fermeture des feuillets sous l'influence de l'excès de N1Lt+; ce dernier phénomène empêche toute pénétration plus profonde de 1'ion NH4+ à 1'intérieur du réseau de 1'illite. C'est pourquoi les résultats des parcelles 0 et NP moyennant 1'ion ~+ comme ion déplaçant sont comparables pour l'échantillon resté humide et ce même échantillon après dessiccation à 1'air.

Quoiqu'il en soit, il ressort clairement du tableau 3 que les résul­tats obtenus avec les échantillons de sol séchés à l'air et après échange par Ca++ sont bien comparables à ceux obtenus sur les échantillons séchés après 1'échange du K par NH4+.

Quant à la méthode de déplacement par l'ion H +, qui donne pour les sols restés humides des résultats bien plus élevés que ceux après échange par l'ion Ca++, nous croyons pouvoir expli­quer cette différence par Ie fait que l'acide ajouté altère la partie la plus fine des minéraux argileux. Après dessiccation du sol il se produit soit une fixation soit une libération de K comme c'est Ie cas lorsque l'échange est réalisé par l'ion Ca++.

43. Rédaction et interprétation des résultats

Le phénomène de fixation ou de libération de K échangeable qui s'observe sur les échantilIons séchés à l'air dépend en premier lieu de la nature et la présence des minéraux argileux, en second lieu de leur rapport et en troisième lieu de l'occupation relative

383

deB faceB de clivage par les ions K; or, dans l' étudQ qui noug occupe, tous les échantillons proviennent d'un même champ pour lequel Ie rapport illitejillite ouverte est constant.

Pour faciliter l'interprétation des résultats et les termes utilisés ei-après nous présentons à la fig. 6 les schémas de l'illite et de l'illite ouverte à l' état humide et à l' état sec.

, . '

~tat hum/d~ état sec

~~iOÄ

Kin/ft: _ .. ;II"/~ lame/la,,~

~ K la/~'ral

~ ./ ~

; I/;Ie '!:It:::.. -=:C1

p;:::o- ~ apr~s ~ ~ dess iccolion / " K d~s plans d~ c/ivag~

~ !. ~==::r::::::!==:::r:::~1 ï', Ä

)3E=-====:z:===: t ~J::=:======:r:::::::::::: i /I i I ~ ~==::a::=:====~ ouverll'

JI~ ill;te ouverte 10,1:1. • H parf/e/l,mflnl I~ .l l K fix, f~rm~ ap'r~s .. :d d~sslCcatlon

• ion K

Fig. 6 Schérna structural de l'illite et de l'illite ouverte à l'état humide et à l'état sec.

- Par un déplacement avec l'ion Ca++ on détermine sur une terre restée humide Ie K facilement échangeable provenant des plans de clivage de l'illite et de l'illite ouverte. Pour cet échange nous pouvons écrire :

Kplans = Kca ++ humi (1)

Par un déplacement avec l'ion NH4+ réalisé également sur un sol resté humide on détermine non seulement Ie K facilement échan­geable des plans de clivage, mais aussi une partie du K inter­lamellaire qui, localisé aux bords des faces latérales, est unique­ment échangeable par l'ion NH4+ (K1ate); pour cet échange nous écrivons :

De ces deux formules nous avons

KNH4+ humi = Kca ++ humi + K 1ate

ce qui nous perrnet de déduire que

K 1ate = KNH4+ humi - Rea ++ humi

(2)

(3)

(4)

Nous savons que K 1nte est une constante (voir fig. 5), ce qui s'explique par Ie fait que la teneur en illite de ce limon sableux est une constante.

384

Des résultats trouvés pour les objets à fumure 0 et NP (voir tableau 3) nous pouvons également déduire que

Kca++sec - Kea++ humi == KNH4 + humi == K late (5)

à condition que

Kea ++ humi ou Kplans (1)

tend vers O. Ceci veut dire que la fraction de K libérée par l' ouver­ture partielIe des feuilIets d'illite lors de la dessiccation à l'air, est égale à la quantité de K interlamellaire, échangée à l'état humide du sol par l'ion NH4+. - La fixation de K par contre est une fonction de l'occupation des plans de elivage de l'illite ouverte par les ions K. Plus grande est la concentration de K présent sur les plans de clivage, plus forte sera la fermeture des feuillets d'illite ouverte sous l'influence d'une dessiccation.

N ous savons par l' examen minéralogique de la fraction argileuse que la teneur en illite est très faible, comparée à celle de l'illite ouverte. Ainsi nous pouvons écrire que Ie K présent sur la surface des faces de clivage de l'illite ouverte est pratiquement égal au K total des plans de clivage ou Kplans.

Nous pouvons done écrire:

K fixe == fonction de Kplans

De la fig. 2 nous pouvons déduire que la fonction est égale à (1- a); a est Ie eoefficient de régression calculé dans la fig. 2.

Nous avons ainsi:

K fixe == (1 - a) Kplans

et puisque

Kplans == Kea ++ humi

nous obtenons finalement

K fixe == (1 - a) Kea ++ humi

(6)

(1)

1) Pour les extractions au moyen de Ca++ nous obtenons par des-siccation

K fixe = 0,56 Kea ++ humi (7)

La formule (5) n'était valable que pour autant que Kplans ou K ea ++ humi = 0; si cependant K ea ++ humi est supérieur à 0 la for­mule (5) devient

Kea ++ sec - Kea ++ humi = K late - K fixe

ou encore

Kea ++ sec = Kplans + K late - K fixe (8)

385

I

Tenant eompte de la formule (7) nous obtenons

Koa ++ sec == Kca ++ humi + K1ate - 0,56 Koa ++ humi (9) TI y aura done libération de K par dessieeation lorsque K 1ate est

supérieur à 0,56 Kca ++ huml; il y aura fixation nette de K lorsque K 1ate est inférieur à cette valeur. Tout ceci serait, nous Ie pensons, p~esque mathématiquement exact, si non seulement Ie rapport so1/ liquide d' extraction ne différait pas pour les 2 méthodes, mais si également la concentration des liquides d'extraction ne variait pas. Ainsi par exemple la formule (4) nous donne pour K 1ate moyen: 54,4 kg K 20 j ha, alors que par la formule (5) nous trouvons 71 kg K20 / ha. Or d'après VAN DEN HENDE & COTTENIE (1960) Ie K éehan­geable augmente légèrement si le rapport sol/liquide baisse et si la concentration de la solution d'échange diminue. TI s'ensuit que K 1ate d'après (4) pourrait tendre vers 71 unités K 20 si l'extraction était faite par NH4Ae. 0,1 N et pour un rapport sol/liquide == 1/10. 2) En ce qui concerne les extractions au moyen de NH4+ nous obtenons après dessiccation:

K fixe == (1- a) Kplans (6)

Comme nous savons que ce même ion ~ + agissant sur un sol qui est resté humide libère à la fois Ie K échangeable des plans de clivage et une partie du K interlamellaire nous avons

KNH4 + huml == K plans + K 1ate (2)

ou

En substituant on obtient

K fixe == (1 - a) [KNH4+ hum! - K 1ate]

Comme pour l'ion NH4 + Ie coefficient de régression est égal à 0,396 (fig. 3), 1- a == 0,60 (chiffre arrondi), on obtient

K fixe == 0,60 [KNH4+ humi - K 1ate]

Admettons K 1ate égal à 71 unités K20 j ha (formule 5) donc K fixe == 0,60 KNH4+ huml - 0,60. 71 et K fixe == .0,60 KNH4+ humi - 42,6

Comme K NH4+ humi == Kplans + K 1ate (formule 2) et que d'autre part

(10)

KNH4+ sec == Kplans + K 1ate - K fixe (formule ana­logue à la formule 8)

nous déduisons : KNH4+ sec == KNH4+ humi - K fixe

Nous basant sur la formule 10, nous trouvons

KNH4+ sec == KNH4+ humi - 0,60 KNH4+ humi + 42,5

386

Exemple Supposons KNH4+ humt == 500 unités K 20.

KNH4+ sec == 500 - 0,60 (500) + 42,6 == 242,6 kg K 20/ha (De la fig. 3 nous pouvons déduire directement que Ie résultat de KNH4+ sec correspondant à (KNH4+ humt == 500) est égal à 240 kg K 20/ha.)

Tous ces calculs, qui ne sont qu'approximatifs, répétons Ie (puis­que les extractions n' ont pas été faites selon un même mode opéra­toire), font cependant mieux comprendre Ie méchanisme qui in­fluence Ie résultat final d'une analyse.

5. LES EXPORTATIONS EN POTASSE

Les résultats des exportations de potasse que nous tacherons d'interpréter nous ont été communiqués par Ie professeur Slaats et son chef de travaux T. Behaege (Chaire de Phytotechnie, Gand). Nous donnons d'abord (tableau 5) les exportations pour les diffé­rents objets.

Tableau 5

Exportations de ~O/ha par les düférentes coupes du mélange herbe-trèfle d'une même année

Objet Année Moyenne

1963 1964 1965 1966

0 57 27 41 48 43 NK 260 226 263 300 262 NP 27 24 29 37 29 NPK 414 245 406 428 373

Les fumures annuelles pour les objets -K ont été, de 1954 jusqu'en 1961, de 200 unités de K 20 par an et par ha et de 400 unités à partir de 1962. Pour l'objet NK nous constatons que les exportations de K en 1957 et 1958 d'après VAN SLIJCKEN (1964) étaient respectivement de 271 et de 251 unités K 20jha avec une fumure annuelIe de 200 unités/ha. Les exportations étaient donc à ce moment légèrement supérieures aux importations. Cependant nous constatons à partir de 1962 lln excès annuel de 138 unités. Comme les échantillons pour cette étude n'ont été prélevés que Ie 5/ 5/1966, il y a eu une accumulation de 4 années, ce qui équivaut à un total de 552 unités. Utilisant l'ion Ca++ comme ion dépIaçant nous avons trouvé pour un échantillon de sol qui est resté à l'état humide une quantité moyenne de 520 unités dans les 20 premiers cm et de 68 unités dans les 20 cm suivants. Or, si avant 1962 Ie niveau de l'objet NK se situait aux environs du niveau d'équilibre

387

ou même légèrement au-dessous (puisque les exportations de K

~t! ' ~ t sU ~ ' ~U ~s ! . ~or!a!~ohS), cela s~dnJ~era~! quJll fallaH défalquer pour les premiers 20 cm 120 unités et pour Ie second horizon 16 unités (ou les données de l' objet NPK qui se situ ent aux environs du niveau d'équilibre). Dans ce cas nous devons conclure à un accroissement de 400 unités pour Ie premier horizon et de 52 unités pour Ie second. TI y aurait alors une perte d'une centaine d'unités en 4 ans, quantité qui a été fixée ou lixifiée. De nouvelles analyses peuvent seules justifier si ce point de vue est exact.

Le pouvoir moyen d'approvisionnement en potasse pour l'objet témoin et pour l'objet NP est respectivement égal à 43 et 29 unités. En 1957 on notait encore respectivement 80 et 80 unités, alors que pour 1958 ces résultats avaient haissés à 61 et 53 unités (VAN SLIJCKEN, 1964). Nous pensons que ce sont les fluctuations répé­tées d'humidité entre la capacité au champ et Ie point de flétrisse­ment qui sont la cause de l'altération de l'illite et du pouvoir d'approvisionnement en potasse qui est encore relativement élevé, mais qui va diminuer progressivement d'année en année.

Quant à l'objet NPK on observe que les exportations sont pres­que égales aux importations, ce qui représente un état d'équilibre stabIe; c'est pourquoi nous trouvons dans la fig. 2 les points eorres­pondant à eet objet dans Ie voisinage immédiat du niveau d'équi­libre; en d'autres mots pour eet objet Ia fixation de K est égale à la libération de K.

6. CONCLUSIONS

A la suite de cette étude nous eroyons pouvoir eonclure comme suit. 1) Les interprétations de K échangeable ne peuvent se faire con­venablement sans connaître la composition minéralogique de Ia fraetion argileuse. 2) Le résultat d'une extraction, étant Ie reflèt d'un état statique, ne reflète nullement la dynarnique du sol. 3) Comme une extraction de K éehangeable a pour but de for­muler un avis de fumure, nous pensons qu'il est préférable de déterminer uniquement Ie K facilement échangeable provenant des plans de clivage; c'est, en effet, eette quantité qui est surtout in­fluencée par les importations ou exportations de potasse. Nous con­seillons done d'éviter l'emploi de l'ion NIL+ et de faire les déter­minations sur les échantillons restés humides(*).

(*) Au champ l'humidité ne baisse jamais au-dessous du point de flétrisse­ment et c'est justement au-dessous du point de flétrissement que se pro­duisent les changements de K échangeable sous l'influence de la dessicca­tion.

388

4) Nous savons bien que les fautes d'analyse sont plus grandes pour les déterminations sur des échantillons humides que sur des échantillons secs, et cela pour deux raisons: il est non seulement très difficile de prélever un petit échantillon moyen pour l'analyse (sauf si Ie sol se trouve environ au point de flétrissement), mais aussi de faire l' extraction sur un rapport constante sol/liquide d'extraction, puisque I'humidité initiale du sol peut fortement varier. Cependant nous pensons que cette difficulté est uniquement une question technique, à mettre au point.

Remerciements

Nous tenons à remercier vivement le professeur M. Slaats, Chaire de Phytotechnie, Gand, ainsi que son chef de travaux Dr. T. Behaege, qui ont bien voulu nous procurer les échantillons, ainsi que les résultats analytiques des exportations de potasse par les plantes.

Nous remercions également Mr. R. Callebaut, à ce moment assistant à la chaire de Pédologie, Gand, qui a fait l'étude statistique des résultats des analyses chimiques.

389

BmLIOGRAPHIE

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VanSlijeken A., Van den Hende A., Cottenie A., Andries A. & d'Y dewall'; Y.,1964. Verdere bevindingen nopens de invloed van een langdurige bemesting op de opbrengst, het mineralen-gehalte en de botanische samenstelling van een grasbestand. Mededelingen van de Landbouwhogeschool en de Opzoekingsstations van de Staat te Gent, 29, 141-171.

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Van Ruymbeke M. & De Leenheer L., 1964.

390

Influence de la dessiccation de sols argileux sur la libération de la potasse échangeable. Bth Intern. Congress of Soil Science, Vol. IV, 701-705, Bucharest, Romania.

RéS'Umé

Dans Ie présent article nous avons pu mettre en évidence pour un limon sableux aussi bien la libération que la fixation de potasse qui résulte de la dessiccation de l'échantillon. Ce résultat nous a été acquis grace aux diffé­rentes fumures du champ d'expérimentation de Melle aménagé en 1939 et connu sous Ie symbole MP 39.2. Trois méthodes d'extraction pour la déter­mination de la potasse échangeable ont été étudiés, les ions déplaçants étant Ca++, NH4+ et H+. Le phénomène de fixation ou de libération de K échan­geable qui s'observe sur les échantilIons séchés à l'air dépend en premier lieu du rapport entre les minéraux argileux illite et illite ouvert (minéral hydraté à 14 À) et en second lieu de l'occupation relative des faces de clivage par les ions K.

Si l'illite est peu ou pas altérée i1 y aura libération de K par dessiccation, si par contre l'illite est fortement altérée (si elle s'est transformée au cours des siècles en un minéral hydraté que l'on appelle illite ouverte) il peut y avoir fixation de K par dessiccation à condition qu'il y ait une assez forte concentration de K sur les faces de clivage.

Invloed van de uitdroging op de bepaling van uitwisselbaar kalium in een zandleemgrond

Samenvatting

In dit artikel hebben wij kunnen aantonen dat een zandleemgrond door uit­drogen zowel K-nalevering als K-fixatie kan vertonen. Dit resultaat werd bekomen dank zij het bestendig bemestingsproefveld gelegen te Melle, d , t in 1939 aangelegd werd en bekend staat onder de kenletters MP 39.2. Drie extractiemethoden voor de bepaling van de uitwisselbare K werden bestu­deerd; de uitwisselingsionen waren Ca++, NH4+ en H+. Het verschijnsel van K-fixatie of K-nalevering dat men kan waarnemen op luchtdroge monsters hangt in de eerste plaats af van de verhouding van illiet tot open illiet (14 À

mineraal) en in de tweede plaats van de relatieve bezetting van de splijt­vlakken door het K-ion.

Indien het illiet weinig of niet verweerd is, zal er K-nalevering gebeuren door uitdroging; indien het integendeel sterk verweerd is (met andere woor­den, indien het omgezet werd tot open illiet door hydratatie) kan er K-fixatie plaatsgrijpen door uitdroging op voorwaarde dat er een belangrijke K-bezet­ting op de splijtvlakken aanwezig is.

391

Influence of desiccation on the determination of exchangeable potassium in

ft wtdy lMftt Mil Summary

In this communication the author proves that a sandy loam soil, as a consequence of desiccation, can show a liberation as weU as a fixation of potassium. The study has been made with soils from an experimental field in Melle (near Ghent) which has been led out in 1939 (fertilisation experiment MP. 39.2) .. Three methods of extraction have been used for the determination of the exchangeable potassium, the exchanging ions being Ca, NH4 and H.

The phenomenon of fixation or of liberatlon ol exchangeable pota~ium, which is observed on these air dried soil samples, depends in the first place on the ratio between the clay minerals illite to open illite (the latter being a hydrated mineral of 14 À) and in the second place on the relative density (concentration) of the potassium-ion on the cleavage-faces. If the illite is not of nearly not weathered, liberation of potassium will take place under desiccation. If, on the contrary, the illite is strongly weathered (i.e. if the mineral has been hydrated and altered into an open illite) a fixation of potassium can occur, presuming that the concentration of potassium on the cleavage-faces is high enough.

Einflu8 der Austrocknung auf die Bestimmung des austauschbaren Kaliums in einem sandigen Lehmboden

Zusammenfassung

In dieser Mitteilung wird gezeigt, dal3 ein Sandlehmboden durch Austrock­nung sowohl N achlieferung als auch Festlegung von Kali zeigen kann. Dieses Ergebnis konnte an Bodenproben aus einem Düngungsversuchsfeld, das 1939 in MeUe (bei Gent) angelegt wurde, gezeigt werden (Kennzeichen MP 39.2). Es wurden 3 Extraktionsmethoden für die Bestimmung des austauschbaren Kalis angewandt. Die Austauschionen sind Ca, NH4 und H. Die Kalium­festlegung oder Kaliumnachlieferung, welche an lufttrockenen Proben be­obachtet werden kann, hängt an erster Stelle von dem Verhältnis zwischen den Tonmineralien TIlit und offenem nlit (das letzte ist ein hydratiertes Mineral von 14 À) und an zweiter Stelle von der relativen Besetzung der Spaltflächen durch K-Ionen ah. !st das Mineral TIlit wenig oder nicht ver­wittert, dann wird eine Kaliumnachlieferung durch Austrocknung stattfinden; wenn aber das Mineral stark verwittert ist (d.h. wenn es zu einem offenen TIlit hydratiert worden ist) dann wird die Austrocknung eine Kalifestlegung hervorrufen, vorausgesetzt, dal3 die Kaliumkonzentration auf den Spaltflächen ausreichend hoch ist.

392

COMPTE RENDU BOEKBESPREKING

Traité de Pédologie Agricole

LESOL

et ses caractéristiques agronomiques

G. GAUCHER

Ingénieur agricole, licencié ès sciences

Préface de M. BARBUT Membre de l'Académie d'agriculture

Collection Agronomie Moderne, 578 p., 140 fig. et photos, tabl, Dtmod, Editeur. Paris.

Trois objectifs cardinaux ont orienté la rédaction de ce livre. D'abord traiter vraiment de pédologie agricole, c'est-à-dire tout en consa­

crant à la doctrine de la pédologie et aux questions de portée générale la place qu'elles méritent, souligner l'intérêt agricole des observations et montrer comment cette science permet de résoudre les problèmes agronomiques restés sans solution avant elle.

Ensuite, la pédologie étant maintenant, en France, enseignée dans les Facul­tés des sciences - alors que récemment encore surtout les anciens élèves des écoles d'agriculture pratiquaient cette discipline - il a paru souhaitable de présenter les applications agronomiques de la pédologie de telle façon que leur importance relative soit comprise par les étudiants dépourvus de formation agronomique. n ne pouvait être question de remplacer cette forma­tion, mais l'auteur a signalé au passage les préoccupations fondamentales de l'agriculteur et, chaque fois que ce fut possible, il a indiqué comment celui-ci envisage Ie problème auquel doit répondre Ie pédologue. Fréquemment il est fait allusion à la psychologie de l'agriculteur et à sa façon d'apprécier ses terres, afin que Ie pédologue puisse entamer Ie dialogue avec lui.

Enfin, la pédologie est en mesure de fournir, aussi bien au pédologue débutant qu'à l'agronome, une remarquable méthode d'étude et d'expertise du terrain. C'est à ce contact avec Ie terrain que Ie lecteur est progressive­ment préparé.

Outre la poursuite de ces objectifs de base, l'auteur s'est efforcé de montrer comment la pédologie a orienté les emprunts qu'elle doit faire à de multiples disciplines (géologie, minéralogie, climatologie, géographie, physique, chimie, botanique, biologie, etc.) en tenant compte des impératifs imposés par son objet: l'étude du sol. Le texte est à la fois didactique et explicatif, rendant accessible la pédologie, réputée jusque là pour son abord difficile, aux étu­diants en pédologie et en agronomie, aux pédologues, agronomes, techniciens de l'agriculture, aux forestiers, aux géographes, aux phytosociologues et aux géologues.

L'éditeur.

393

SOMMAIRE INHOUD

J. D'Hoore

Principes de géographie des sols

Quelques commentaires .

c. Sys The concept of ferrallitic and fersiallitic soHs in Central Mrica

271

Their classification and their correlation with the 7th Approximation 284

L. Baert & A. Van den Bende Aspects chimiques du phosphate isotopiquement échangeable des sols 326

L. De Leenheer Variation in time of the soH porosity and pore-size distribution General picture of a six-year study on a loamy soH . 341

M. Van Ruymbeke

Influence de la dessiccation sur la détermination de la potasse échangeable d'un limon sableux 375

Compte rendu - Boekbespreking 393

394

1

· PEDOLOGIE ·

XVII

K. P. Praohakaran Nair & A. Cottenie Study of the uptake and toxicity of trace elements usung the N eubauer method 5

P. Hubert Les sols de la vallée de l'oued Lill (Tunisie) . 15

A. VaIenti & G. Sanesi

Quelques aspects des sols bruns acides et des sols bruns podzoliques des formations gréseuses de la Toscane (Italie) . 33

G. Stoops

Le profil d'altération au Bas-Congo (Kinshasa) . 60

M. Bonneau, Ph. Duchaufour, F. Ie Tacon & Nguyen Kha Note sur quelques sols développés sur substratum argileux 106

Compte rendu - Boekbespreking . 119

2 L. ,De Leenheer

Considérations critiques sur la valeur des résultats de la déter­mination de la porosité totale et de la distribution des pores du sol. 123

G. Gaucher

Les conditons de pédogénèse dans la partie septentrionale du littoral sénégalais 153

G. J. Al Rawi & C. Sys

A comparative study between Euphrates and Tigris sediments in the Mesopotamian flood plain . 187

H. Fölster & T. O. Ladeinde

The influence of stratification and age of pedisediments on the clay distribution in ferruginous tropical soils . 212

395

J. lJftl'U~n~ ~ O, ~lOODfi Minor elements in Galapagos soils

11. Eswaran Micromorphologica! study of a c cat-clay» &OU •

Comptes rendus - Boekbesprekingen

3 J. D'Hoore

Principes de géographie des sols Quelques commentaires .

c. Sys

The concept of ferra!1itic and fersiallitic soils in Centra! Africa

232

259

266

271

Their classification and their correlation with the 7th Approximation 284

L. Baert & A. Van den Rende Aspects chimiques du phosphate isotopiquement échangeable des sols 326

L. De Leenheer Variation in time of the soil porosity and pore-size distribution Genera! picture of a six-year study on a loamy soH . 341

M. Van Ruymbeke Influence de la dessiccation sur la détermination de la potasse échangeable d'un limon sableux 375

Compte rendu - Boekbespreking 393

396