UNIVERSITÉ D’ANTANANARIVO...Table des matières. Chapitre. XI Impact des facteurs géologiques sur les processus pédogénétiques et sur les caractéristiques liées aux performances

UNIVERSITÉ D’ANTANANARIVOÉcole Supérieure Polytechnique d’Antananarivo

(ESPA)

MÉMOIRE DE FIN D’ÉTUDES

En vue de l’obtention du diplôme d’

Ingénieur de l’École Supérieure Polytechnique d’Antananarivo.

Département de la Géologie.

********

LE RÔLE DES FACTEURS GÉOLOGIQUES SUR LES PROCESSUS PÉDOGÉNÉTIQUES ET LA FERTILITÉ DES SOLS: APPLICATIONS

AGRONOMIQUES DANS LA COMMUNE D’ALASORA.

********

Soutenu par : NOMENJANAHARY Safidy.

Le Samedi 11 juin 2005

Devant le jury composé de :

RASAMIZAFINDROSOA Dauphin : Président de Jury.

RAZAFINDRAKOTO Marie Antoinette : Examinateur.

RAHARIJAONA RAHARISON Léa Jacqueline : Rapporteur.

RAKOTONDRAIBE Jacques Nicolas: Rapporteur.

Promotion : 2003-2004.

E.S.P.A.

UNIVERSITÉ D’ANTANANARIVOÉcole Supérieure Polytechnique d’Antananarivo

(ESPA)

MÉMOIRE DE FIN D’ÉTUDES

En vue de l’obtention du diplôme d’

Ingénieur de l’École Supérieure Polytechnique d’Antananarivo.

Département de la Géologie.

********

LE RÔLE DES FACTEURS GÉOLOGIQUES SUR LES PROCESSUS PÉDOGÉNÉTIQUES ET LA FERTILITÉ DES SOLS: APPLICATIONS

AGRONOMIQUES DANS LA COMMUNE D’ALASORA.

********

Soutenu par : NOMENJANAHARY Safidy.

Le Samedi 11 juin 2005

Devant le jury composé de :

RASAMIZAFINDROSOA Dauphin : Président de Jury.

RAZAFINDRAKOTO Marie Antoinette : Examinateur.

RAHARIJAONA RAHARISON Léa Jacqueline : Rapporteur.

RAKOTONDRAIBE Jacques Nicolas: Rapporteur.

Promotion : 2003-2004.

E.S.P.A.

E.S.P.A. 3

« Que ta volonté soit faite sur la terre comme au ciel … ».Mathieu 6 : 10.

Je remercie du fond du cœur « Jésus-Christ, Notre Sauveur » de m’avoir tout

donné, Sa Vie, Son Amour, Son Pardon et même chaque milliardième de seconde de

ma vie.

E.S.P.A. 4

REMERCIEMENTS.

REMERCIEMENTS.********

Au terme de ce travail, je tiens à exprimer mes vifs remerciements aux

personnalités suivantes :

- Monsieur RAMIARANJATOVO Marc, Maire de la commune d’Alasora, qui a eu

la grande amabilité de nous fournir la Base de Données au 1/10 000 de la dite

commune.

-Monsieur le professeur RANDRIANOELINA Benjamin; Directeur de l’École

Supérieure Polytechnique d’Antananarivo (ESPA) qui m’a accordé la faveur de

soutenir ce mémoire de fin d’études.

-Monsieur RAMAMONJISOA Josoa; Directeur de l’Institut Supérieur de

Technologie (IST) d’Antananarivo pour m’avoir donné l’autorisation d’accès à son

Institution et mis à ma disposition les appareils de mesure géotechniques.

-Monsieur RASAMIZAFINDROSOA Dauphin ; Docteur géologue, Maître de

conférences, Chef du département de Géologie à l’ESPA qui me fait l’honneur

d’accepter de présider le jury de ce mémoire et qui nous a toujours prodigué ses

conseils au cours de notre cursus universitaire.

-Madame RAZAFINDRAKOTO Marie Antoinette;Docteur pédologue, Maître de

conférences à l’École Supérieure des Sciences Agronomique (ESSA) de

l’université d’Antananarivo, qui a bien voulu juger ce travail.

Je tiens à exprimer ma profonde reconnaissance aux deux Rapporteurs qui

ont dirigé ce travail :

-Madame RAHARIJAONA RAHARISON Léa Jacqueline, Docteur géologue, Maître

de Conférences à l’ESPA, dont la disponibilité, les commentaires pertinents et les

critiques constructives m’ont été d’un très précieux secours ;

-Monsieur RAKOTONDRAIBE Jacques Nicolas, Enseignant-chercheur géologue à

l’IST d’Antananarivo, qui m’a beaucoup aidé dans la réalisation de mes travaux

pratiques pour la reconnaissance des sols et l’étude géotechnique.

Je voudrais également adresser mes sincères remerciements à l’Agence

Universitaire de la Francophonie (AUF) pour son soutien financier qui m’a permis de

réaliser mes travaux de terrain et ce dans le cadre du Projet de Coopération

Scientifique Inter-universitaire (PCSI 2003-2005) dirigé par Madame

RAHARIJAONA RAHARISON Léa Jaqueline.

Enfin, un Grand Merci à ma famille, en particulier à mes parents et mes

frères pour leur patience et leur encouragement durant la réalisation de ce travail.E.S.P.A. 5

Table des matières.


MÉMOIRE DE FIN D’ÉTUDES................................................................................. 1 MÉMOIRE DE FIN D’ÉTUDES................................................................................. 2 Table des matières........................................................................................................ 1 Liste des figures............................................................................................................5 Liste des tableaux et photographies..............................................................................6 Introduction générale....................................................................................................8Partie. I Physiographie de la région d’Alasora. ............................................................. 9

Chapitre. I Généralités...............................................................................................91. Situation géographique du secteur d’étude.......................................................92. L’occupation du sol........................................................................................ 11

2.1. Sur la plaine.............................................................................................. 112.2. Sur la colline.............................................................................................112.3. Dans les fonds de digitation..................................................................... 11

Chapitre. II Contexte climatologique et hydrologique............................................ 131. Les vents......................................................................................................... 13

1.1. Les vents Alizés d’Est.............................................................................. 131.2. Les vents de Nord - Ouest:....................................................................... 131.3. Les vents de la région d'Alasora...............................................................13

2. La température................................................................................................143. Précipitation et humidité de la région d'Alasora.............................................15

3.1. La pluviométrie.........................................................................................153.2. Humidité relative...................................................................................... 153.3. L'évapotranspiration................................................................................. 16

3.3.1. Détermination de l’évapotranspiration mensuelle Ew d’une surface d’eau libre en mm........................................................................................ 163.3.2. Détermination de l’évapotranspiration potentielle Et en cm par mois...................................................................................................................... 163.3.3. Commentaires....................................................................................17

3.4. Étude hydraulique ....................................................................................17Chapitre. III Contexte géomorphologique et géologique........................................ 17

4. Le relief de la région d'Alasora...................................................................... 185. La géomorphologie ........................................................................................18

5.1. Les collines .............................................................................................. 185.2. La plaine ................................................................................................. 18

6. La géologie d'Alasora..................................................................................... 206.1. Récapitulatif de la stratigraphie du socle cristallin Malgache..................20

6.1.1. Le Katarchéen. (Sup 3 Ga)................................................................ 216.1.2. L'Archéen. (3 Ga– 2.6 Ga)................................................................ 216.1.3. Le Protérozoïque. (2.6 Ga - 550 Ma).................................................21

6.2. Résumé de la zonation du socle cristallin Malagasy. ......................................................................................................................... 22

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6.3. La géologie d'Alasora............................................................................... 23Partie. II L'état initial dans les roches et altérites de la zone d'étude. .......................... 26

Chapitre. IV Généralité sur l’altération................................................................... 267. Principaux aspects de l’érosion continentale..................................................268. La désagrégation mécanique.......................................................................... 269. Rôle de l’eau dans l’altération........................................................................ 2710. Les réactions chimiques de l’altération........................................................ 28

10.1. Principales réactions de l'altération........................................................ 2810.1.1. Solution............................................................................................2810.1.2. Oxydation et réduction.................................................................... 2810.1.3. Hydratation...................................................................................... 2910.1.4. Décarbonatation...............................................................................2910.1.5. Hydrolyse........................................................................................ 29

10.2. Minéraux formés.....................................................................................3010.3. La complexolyse.....................................................................................31

11. Les facteurs contrôlant l’altération............................................................... 3211.1. Facteurs propres aux minéraux. .............................................................32

11.1.1. Résistance d'un minéral à l'altération.............................................. 3211.1.2. Solubilité des ions............................................................................33

11.2. Facteurs externes contrôlant l'hydrolyse................................................ 3411.2.1. Solubilité du fer. (Figure 11)........................................................... 3511.2.2. Solubilité de la silice....................................................................... 36

12. Rôle de l’organisme dans l’altération...........................................................3712.1. Principaux effets des êtres vivants sur les roches. .................................3712.2. Rôle de la matière organique.................................................................. 3712.3. Bilan de l’altération chimique................................................................ 38

Chapitre. V Altération des gneiss d’Alasora........................................................... 4013. Étude pétrographique....................................................................................40

13.1. Rappel sur l'origine des séries gneissiques.............................................4013.2. Caractéristiques de la roche-mère gneissique. ..................................40

13.2.1. Couleur et structure......................................................................... 4013.2.2. Composition minéralogique............................................................ 40

14. Altérites sur gneiss....................................................................................... 4314.1. Définition................................................................................................4314.2. Profondeur d’altération...........................................................................4314.3. Caractéristiques des altérites sur gneiss..................................................44

14.3.1. Couleur............................................................................................ 4414.3.2. Structure des altérites.......................................................................4414.3.3. Texture. ...........................................................................................4414.3.4. Minéralogie des altérites sur gneiss.................................................4714.3.5. Caractéristiques géotechniques........................................................5314.3.6. Conclusion sur les altérites de gneiss :............................................ 54

Chapitre. VI Altération sur migmatites................................................................... 5615. Étude pétrographique....................................................................................56

15.1. Rappel sur l’origine des migmatites d’Alasora...................................... 5615.2. Description des caractéristiques des migmatites.................................... 56

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15.2.1. Structure...........................................................................................5615.2.2. Couleur............................................................................................ 5615.2.3. Composition minéralogique............................................................ 56

16. Altérites sur migmatites................................................................................5816.1. Profondeur.............................................................................................. 5816.2. Caractéristiques des altérites sur migmatites..........................................59

16.2.1. Couleur............................................................................................ 5916.2.2. Structure...........................................................................................5916.2.3. Texture.............................................................................................5916.2.4. La composition minéralogique........................................................ 6116.2.5. Les essais géotechniques................................................................. 6616.2.6. Déduction........................................................................................ 67

Altérites sur gneiss......................................................................................... 68Partie. III Étude pédologique. ...................................................................................... 69

Chapitre. VII Méthodologie.................................................................................... 6917. Échantillonnage............................................................................................ 6918. Préparation des échantillons......................................................................... 7119. Analyses physico-chimiques et minéralogiques. ........................................71

Chapitre. VIII Classification des sols de la colline d’Alasora et description des profils.......................................................................................................................72

20. Sols ferralitiques moyennement déssaturés sur gneiss. ............................... 7220.1. Typiques................................................................................................. 7220.2. Rajeunis ................................................................................................. 73

21. Sols ferralitiques fortement déssaturés sur migmatites................................ 7321.1. Typiques . .............................................................................................. 7321.2. Rajeunis.................................................................................................. 75

22. Sols ferralitiques fortement déssaturés sur gneiss........................................ 7622.1. Typiques (modaux).................................................................................7622.2. Rajeunis................................................................................................. 78

23. Les sols minéraux bruts................................................................................ 7923.1. Lithosols ................................................................................................ 79

24. Sols peu évolués d’apports (modaux sur colluvion).....................................80Chapitre. IX Héritage dans les horizons pédologiques. .........................................82

25. Héritage au niveau des couleurs. ................................................................. 8326. Héritage au niveau de la granulométrie........................................................8327. Héritage au niveau de la minéralogie........................................................... 86

27.1. Cas des sols sur gneiss............................................................................8627.2. Cas des sols sur migmatites. ................................................................ 89

Chapitre. X Les traits pédogénétiques.....................................................................9228. Explication de la différenciation des couleurs..............................................9229. Distribution des éléments grossiers.............................................................. 9330. Explication des variations des teneurs en minéraux des horizons pédologiques........................................................................................................94

30.1. Cas des sols sur gneiss............................................................................9430.2. Cas des sols sur migmatites.................................................................... 94

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Chapitre. XI Impact des facteurs géologiques sur les processus pédogénétiques et sur les caractéristiques liées aux performances agronomiques des sols..................96

31. Les paramètres de fertilité d’un sol.............................................................. 9631.1. Les propriétés minéralogiques des altérites et des sols.......................... 96

31.1.1. Sur gneiss.........................................................................................9631.1.2. Sur migmatites................................................................................96

31.2. Les propriétés physico-chimiques des sols.............................................9631.3. La topographie........................................................................................97

32. Bilan général des paramètres de fertilité de sol. ..........................................9732.1. Les valeurs des paramètres..................................................................... 9832.2. Influence de l’altération et de la pédogenèse sur les paramètres de fertilité............................................................................................................. 99

32.2.1. Rôle des facteurs géologiques....................................................... 10032.2.2. Rôle des facteurs de pédogenèse................................................... 101

32.3. Possibilité d’amélioration de la fertilité des sols. ................................ 10132.3.1. Rôle de la matière organique dans l’amélioration de la fertilité et la stabilité du sol. ..........................................................................................102 Gneiss....................................................................................................... 102

Conclusion générale................................................................................................. 113 Références bibliographiques.....................................................................................116 Annexes.................................................................................................................... 118

Mois.................................................................................................................. 119 IV-a-1 : Résultats des essais aux tamis de l’altérite sur gneiss................................ 123 Teneur en eau............................................................................................................125 Gneiss....................................................................................................................... 127 Gneiss....................................................................................................................... 128

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Liste des figures.

Liste des figures.

Figure 1 : Localisation d’Alasora.( Source : BD 500 Madagascar et BD 10 Alasora)...................................................................................................................................... 10Figure 2 : Carte d’occupation du sol de la commune d’Alasora. (Source : BD 10 Alasora). ..................................................................................................................... 12Figure 3 : Variation de la température durant les années 1999 à 2003. (Source : Direction de la météorologie nationale)...................................................................... 14Figure 4 : Pluviométrie annuelle de 1999 à 2003.(Source : Direction de la météorologie nationale)............................................................................................... 15Figure 5 : Modèle numérique d’altitude élaboré à partir de la BD 10 d’Alasora. .....20Figure 6 : Carte géologique de la région d’Alasora. (Source : BD 10 Alasora).........25Figure 7 : Structure et arrangement des molécules d'eau. (Source : Jacques Beauchamp,2000)........................................................................................................ 28Figure 8 : Structure des phyllosilicates argileux. (Source : Jacques Beauchamp,2000)........................................................................................................ 30Figure 9 : Transformation de la muscovite. (Source : Jacques Beauchamp, 2000)... 31Figure 10 : Classification de Goldschmidt. (Source : Jacques Beauchamp, 2000).... 34Figure 11 : Stabilité du système Fe2+/Fe3+ en fonction de l'Eh et du pH pour une solution diluée à température de 25°C et pression atmosphérique 1. (Source : Jacques Beauchamp,2000)........................................................................................................ 35Figure 12 : Solubilité du Fe3+ en fonction de la pH de la solution. (Source: Jacques Beauchamp,2000)........................................................................................................ 36Figure 13 : Solubilité de la silice en fonction du pH et de la température.( Source : Jacques Beauchamp, 2000)..........................................................................................37Figure 14 : Bilan de l’altération. (Source : Jacques Beauchamp, 2000).................... 39 Figure 15 : Composition minéralogique du gneiss à biotite. (Source : l’Auteur.)... 42Figure 16 : Courbe granulométrique de l’altérite sur gneiss. (Source : l’Auteur)......46Figure 17 : Comparaison des pourcentages de minéraux de l’altérite par rapport à sa roche-mère, gneiss à biotite. (Source : l’Auteur).......................................................48Figure 18 : Courbes représentant le résultat du comptage de minéraux de l’ altérite sur gneiss à biotite.(Source : l’Auteur)........................................................................50Figure 19 : Courbe représentant les pourcentages moyennes des éléments minéraux supérieurs à 0.315 mm de l’altérite sur gneiss à biotite. (Source :l’Auteur)............... 51Figure 20 : Estimation de la composition minéralogique de l’altérite sur gneiss à biotite. (Source : l’Auteur)...........................................................................................52Figure 21 : Droite de liquidité. (Source : l’Auteur)....................................................54Figure 22 : Composition minéralogique de la migmatite. (Source : l’Auteur)...........58 Figure 23 : Courbe granulométrique de l’altérite sur migmatite. (Source : l’Auteur)...................................................................................................................................... 60Figure 24 : Comparaison des pourcentages de minéraux de l’altérite sur migmatite par rapport à sa roche-mère. (Source :l’Auteur)..........................................................61 Figure 25 : Courbe représentant le résultat du comptage de minéraux dans l’ altérite sur migmatite. (Source : l’Auteur).......................................................63 Figure 26 : Courbe représentant les pourcentages moyennes des éléments minéraux supérieurs à 0.315 mm de l’altérite sur migmatite. (Source : l’Auteur)......................64

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Liste des figures.

Figure 27 : Estimation de la composition minéralogique de l’ altérite sur migmatite.( Source : l’ Auteur). ..................................................................................................... 65Figure 28 : Droite de la limite de liquidité de l’altérite sur migmatite.( Source : l’ Auteur).........................................................................................................................66Figure 29: Cartes de prélèvement des échantillons des sols. (Source : Auteur, BD 10 Alasora)....................................................................................................................... 70Figure 30: Carte pédologique d’Alasora établie à partir de la BD 10. (Source: l’Auteur)...................................................................................................................... 82Figure 31: Diagramme de texture des horizons pédologiques. (Source : l’Auteur).. 85 Figure 32 : Représentation de la variation minéralogique à travers les horizons pédologiques td21. (Source : l’Auteur). ..................................................................... 87Figure 33 : Représentation de la variation minéralogique à travers les horizons pédologiques td42. (Source : l’Auteur)....................................................................... 88 Figure 34 : Représentation de la variation minéralogique à travers les horizons pédologiques td33. (Source : l’Auteur)....................................................................... 90 Figure 35 : Représentation de la variation minéralogique à travers les horizons pédologiques td 34. (Source: l’Auteur)....................................................................... 91Figure 36 : Comparaison en pourcentage de la valeur du paramètre de fertilité des horizons par rapport au total. (Source : l’Auteur). ..................................................... 99Figure37 : Courbe d’accroissement du taux de matière organique du sol en fonction du poids total de la végétation. (Source: l’Auteur, RANDRIANARIMANANA A.H. ,2000).........................................................................................................................102Figure 38 : Courbes représentant l’augmentation des éléments minéraux du sol en fonction du taux de matière organique. (Source : l’Auteur, RANDRIANARIMANANA A.H. ,2000). ............................................................... 104Figure 39: Courbe représentant l’augmentation de la capacité d’échange cationique CEC du sol en fonction de la matière organique du sol. (Source : l’Auteur, RANDRIANARIMANANA A.H. , 2000)................................................................ 105Figure 40 : Courbe représentant l’augmentation de la porosité du sol en fonction de matière organique. (Source : l’Auteur, RANDRIANARIMANANA A.H. ,2000)... 106Figure 41 : Courbe représentant la diminution de l’indice d’instabilité structurale Is du sol en fonction de matière organique.( Source : l’Auteur, RANDRIANARIMANANA A.H. ,2000)................................................................. 107Figure 42 : Courbe représentant l’augmentation de la conductivité Ks du sol en fonction de matière organique. (Source : l’Auteur, RANDRIANARIMANANA A.H. ,2000).........................................................................................................................108Figure 43: Courbes représentant l’influence chimiques et physico-hydriques du sol sur le rendement agricole. (Source : l’Auteur, RANDRIANARIMANANA A.H. ,2000).........................................................................................................................112

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Liste des figures.

Liste des tableaux et photographies.

Tableau 1: Évapotranspiration potentielle mensuelle Et (en mm) de l’année 2003. (Source: l’Auteur)........................................................................................................17Tableau 2 : Zonalité du socle située au Nord de la structure de Bongolava-Ranotsara. (Source : RAKOTOMANANA, 1996)........................................................................23Tableau 3 : Estimation du taux de disparition des minéraux altérables dans l’échantillon d’altérite. (Source : l’Auteur)................................................................. 48Tableau 4 : Tableau représentant l’estimation du taux de la diminution des minéraux altérables dans l’échantillon d’altérite sur migmatite. (Source : l’Auteur)................. 62Tableau 5 : Comparaison des caractéristiques générales des altérites sur gneiss et altérites sur migmatites.( Source: l’Auteur)................................................................ 68Tableau 6 : Représentant la variation de couleurs de certains profils. (Source: l’Auteur)...................................................................................................................... 83Tableau 7: Valeurs moyennes du degré de saturation des profils............................... 98

Photo 1 : Lame mince en lumière naturelle effectuée dans les gneiss à pyroxène. (Échantillon : Gpx 2, car 1)......................................................................................... 41Photo 2 : Lame mince en lumière polarisée effectuée dans les gneiss à pyroxène.(Échantillon : Gpx 2, car1).......................................................................... 42Photo 3 : Lame mince en lumière naturelle effectuée dans la migmatite.(Échantillon : Migm 1, aff 1)......................................................................57Photo 4 : Lame mince en lumière polarisée effectuée dans la migmatite. (Échantillon: Migm 1, aff 1)........................................................................................57

E.S.P.A. 7


Introduction générale.

Alasora est l’une des régions de Madagascar, comme le cas d’Ambatondrazaka,

caractérisée par la présence de « lavaka » et de reliefs ravinés sur les collines ou

«tanety», à faible taux de couverture végétale.

L’étude de la distribution des espèces minérales, chimiques et des éléments

granulométriques (sables, limon, argiles) dans le sous-sol permet de déterminer les

facteurs de stabilité ou de fertilité du sol. Cette distribution s’effectue lors de la formation

du sol par les divers processus de la pédogenèse (transformation minéralogique, cycle

biologique, transfert pédologique vertical et latéral etc.…). Elle se fait entre les horizons

d’un même sol, mais également entre différents sols par transfert latéral (ALLOWAY

1995).

Deux facteurs sont donc à l’origine du fond pédologique: l’héritage reçu de la roche-

mère d’une part, et les processus de formation des sols d’autre part (PÉDRO et DALMAS

– 1970 ).

BAIZE (1999) a développé une étude d’approche typologique plus « déterministe »

prenant en compte à la fois le facteur géologique et le facteur pédogénétique. Il s’agit de la

notion de famille pédogéologique. Cette approche repose sur l’hypothèse que des sols

développés à partir d’un même matériel parental, et ayant subi la même histoire

pédogénétique doivent présenter la même composition géochimique.

Cette approche est appliquée dans notre étude sur des profils pédologiques types

pour pouvoir appréhender les processus pédogénétiques et surtout pour mettre en

évidence le rôle de la géologie dans la pédogenèse (altération de la roche-mère,

développement des altérites).

Nous avons appliqué aussi l’approche cartographique par l’utilisation des logiciels

MAPINFO et ARCVIEW, en complétant les données de terrain avec celles de la

bibliographie et des fichiers numériques des bases de données (BD 10) d’Alasora et (BD

500) de Madagascar.

L’objectif de notre travail est de mettre en évidence l’influence de la nature du

substratum géologique sur les processus pédogénétiques en particulier sur:

•la distribution des minéraux primaires hérités sans transformation chimique

(exemple : le quartz détritique) et secondaires néoformés avec transformation

chimique (exemple: argiles, hydroxydes, oxydes et silice secondaire) dans le sol ;

E.S.P.A. 8


•la distribution des particules ou des grains (sables, limon, argiles) dans le sol.

•le degré d’altération de la roche-mère.

Le choix du site d’étude qui est situé sur la colline d’Alasora se justifie par:

•l’hétérogénéité pétrographique du substratum géologique ;

•les profils pédologiques accessibles grâce à la présence des talus ;

•les conditions topographiques variées : pente comprise entre 0 et 45°, sur

versant convexe ou concave permettant d’étudier les effets du relief sur la genèse

des sols.

La première partie présentera le cadre physique de la zone d’Alasora. La seconde

partie sera essentiellement consacrée à l’étude et à la caractérisation minéralogique et

géotechnique des altérites. La troisième partie analysera l’évolution des processus

pédogénétiques partant du matériel parental (roche-mère) à la différenciation verticale et

latérale des organisations pédologiques et en particulier mettre en évidence l’héritage de

la roche-mère et son influence sur la fertilité du sol.

E.S.P.A. 9


PARTIE I

E.S.P.A. 10


Partie. I Physiographie de la région d’Alasora.

La géologie, la géomorphologie, la climatologie, et les activités humaines sont des

facteurs importants susceptibles d'avoir une influence sur l'altération des sols ainsi que sur

la nature et la distribution des altérites et des sols, et donc sur leurs propriétés chimiques

et minéralogiques. Chacun de ces facteurs de la pédogenèse sera décrit dans son

contexte régional, puis plus particulièrement dans le secteur d’étude.

Chapitre. IGénéralités.

1. Situation géographique du secteur d’étude.

La zone d’Alasora fait partie de la région des hautes terres centrales de la grande

Île. Elle se trouve à une dizaine de kilomètre au Sud-est d’Antananarivo dans la commune

d'Alasora, dont les coordonnées sont:

Latitude: 18° 57' 43'' Sud.

Longitude: 47° 34' 10'' Est.

Les coordonnées Laborde étant approximativement:

X= 519.200 m

Y= 793.200m

Administrativement la commune d’Alasora appartient au Faritany d’Antananarivo et

à la région d’Analamanga. (Figure 1)

E.S.P.A. 9

Partie I : Physiographie de la région d’Alasora.

Figure 1 : Localisation d’Alasora.( Source : BD 500 Madagascar et BD 10 Alasora).

E.S.P.A.

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Alasora

Ankaraobato

Antananarivo

Andoharanofotsy

Tanjombato

Ambohimanambola

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792000

7940

00

794000

7960

00

796000

7980

00

798000

TO L IA RA

MAH AJ AN G A

FIA NA RA NT SO A

TO A MAS IN A

ANT AN AN AR IVO

ANT SI RA NA NA

Routes

Réseaux hydrologiques

Commune Alasora

Antananarivo Fivondronana

ANTANANARIVO-ATSIMONDRANO

ANTANANARIVO-AVARADRANO

ANTANANARIVO-RENIVOHITRA

Carte de localisation.

10


2. L’occupation du sol.

2.1.Sur la plaine.

Quelques habitations sont dispersées sur les points hauts de la plaine de l'Ikopa, où

vivent des gens en majorité des cultivateurs. La riziculture est en majeur partie

localisée dans la plaine. En général, on y cultive du riz dit "vakiambiaty" repiqué en

Novembre - Décembre, au début de la saison des pluies, et récolté en Avril – Mai. En

outre, les cultures maraîchères se trouvent sur les points hauts de la plaine ne couvrant

qu'une superficie de 16,50 ha; ce sont des légumes et des fruits, qui seront vendus au

marché d’Antananarivo.

Ces dernières années, des chantiers de briqueterie se sont développés rapidement

dans les zones rizicoles. Elle se pratique pendant la période de soudure pour générer des

revenus supplémentaires. Le bassin alluvionnaire de la plaine est propice à la briqueterie,

l'argile étant la matière première disponible localement.

Le réseau routier y est peu dense; l'ouverture du nouvel axe routier qui est le "by-

pass" reliant la RN 2 et la RN 7 (longueur 15,206 km; largeur 7 m; accotement 2 m) est

faite sur des terrains favorables à la riziculture, en ne laisssant des deux côtés du by-pass

que des mares.

2.2.Sur la colline.

La majorité de la population est concentrée dans de nombreux villages situés sur

les collines. Les prairies sont formées de quelques bois d'eucalyptus, on y trouve

également quelques massifs de mimosas ("Acacia décurrens"). Mais la majeure partie des

collines ou "Tanety" est occupée par une prairie de graminées, dominées par l’ "Aristida"

(Horona), associée à de "l'Hyparrhenia rifa" (Vero).

Souvent, sur les pentes des collines se trouvent des terrasses d'origine colluviales

qui sont aménagées pour les cultures d'arachnides de manioc de maïs et des haricots,

mais aussi pour les cultures maraîchères: arbres fruitiers, bananiers, etc.

A l'exception de quelques carrières de quartzite, aucune implantation industrielle

importante n’est présente dans la région qui est avant tout tournée vers l'activité agricole.

2.3.Dans les fonds de digitation.

Les fonds de digitation sont essentiellement occupés par des rizières et des

cultures maraîchères.(Figure 2)E.S.P.A. 11


Figure 2 : Carte d’occupation du sol de la commune d’Alasora. (Source : BD 10 Alasora).

E.S.P.A.

$

$

$

$

$

$$ $$

$

$

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$

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$$

$AMPAHIBATO

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AMBOHIMARINAALAS ORA

MAHATS INJO

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M ENDRIKO LOVANA

AM BOAROY

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ANKADIEV O

EST M AHAZO ARIVO

AM BOHITROMBY

ANKADINDRATOM BO

AM BOHITANE TY

AM BATO M ALAZA

SUD AM BOHIPO

AM BODIVO NDAV A

AMBODIVO ANJ O

AMBOHIDRAZAKA

0 1000 2000 Meters

N

Bypass.

Route

Occupa tion du sol

Culture s maraich ères

Culture s sèch es

Espaces boisées

Habitation et cour

Jachères

Lavaka ou arrachement

Plan d'eau (Ikopa)

Rizières

Savane

Vergers

Occupa tion du sol

5180 0 0

5180 0 0

5190 0 0

5190 0 0

520 0 0 0

520 0 0 0

5210 0 0

5210 0 0

7920

00

79200

0

7930

00

7930

00

794

00

0

79400

0

7950

00

7950

00

796

00

0

79600

0

Légende.

12


Chapitre. IIContexte climatologique et hydrologique.

1. Les vents.

1.1.Les vents Alizés d’Est.

Soufflant toute l'année sur la face équatoriale des zones à hautes pressions; les

vents d’alizé constitués d'air d'origine polaire méridionale, ayant parcouru un long trajet sur

des mers plus ou moins chaudes suivant les saisons, et arrivant ainsi chargés d'air chaud

et humide sur le relief de Madagascar.

1.2.Les vents de Nord - Ouest:

Le Nord de l’île est soumis aux vents caractéristiques de la zone de basses

pressions intertropicales soufflant uniquement pendant l'été Austral. Ce sont les alizés de

l'hémisphère Nord déviés par leur traversée de l'Équateur amenant une masse d'air chaud

et humide. On les désigne sous le nom de mousson du Nord - Ouest.

1.3.Les vents de la région d'Alasora.

La région d’Alasora est située sur les hautes terres entre les sommets de

l'Ankaratra et de Tsaratanàna. Elle est soumise à des vents d'orientation Sud - Est. ce qui

impose une courbure cyclonique aux lignes de courant, donc un accroissement de la

convergence au sein de la masse d'air et une recrudescence des précipitations.

En saison sèche, il y a dominance des vents d'Est et Sud - Est.

En saison humide, les vents Est et Sud - Est sont toujours dominants avec un

renforcement des vents d'Ouest, Nord - Ouest et Nord.

E.S.P.A. 13


2. La température.

En général, la température est relativement clémente. En effet, l'Ile de Madagascar

est formée par une large arête longitudinale d'altitude moyenne de 1000 à 1500 mètres.

Cette masse montagneuse présente un versant oriental abrupt se terminant par une plaine

côtière étroite, et versant occidental à pente douce, terminé par une plaine côtière plus

large. Celle-ci subi un mouvement général descendant de l'air avec la formation d'une

dépression sous le vent après franchissement de la chaîne de montagne. Vers les

régions des hautes terres d'Alasora, l'air perd donc une partie de son humidité et devient

sec, entraînant ainsi une élévation de la température.

Figure 3 : Variation de la température durant les années 1999 à 2003. (Source : Direction

de la météorologie nationale).

Les valeurs mensuelles moyennes et extrêmes décrivent des courbes assez

régulières sans présenter de variations brusques. Les valeurs maximales de la

température moyenne dominent de Novembre à Mars pendant l'été austral, les valeurs

minimales en juin, juillet et Août, pendant l'hiver austral. (Figure 3)

E.S.P.A.

0

5

10

15

20

25

30

Jan

Fev

Mar

sAv

ril Mai

Juin

Juille

tAo

ûtSe

ptO

ctN

ovD

ec Jan

Fev

Mar

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Juin

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Mar

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Fev

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Juin

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Fev

Mar

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ril Mai

Juin

Juille

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ptO

ctN

ovD

ec

1999 2000 2001 2002 2003

Tem

péra

ture

s en

°C

Minimum Maximum Moyenne

14


3. Précipitation et humidité de la région d'Alasora

3.1.La pluviométrie

La somme des précipitations, pour l'année, s'élève souvent à plus de 1300 mm;

avec de très fortes valeurs de Novembre à Mars, période pendant laquelle les

températures atteignent leur plus haute valeur. Alors que pour les trois mois, Juin, juillet et

Août, il tombe moins de 20 mm de précipitations.(Figure 4)

Figure 4 : Pluviométrie annuelle de 1999 à 2003.(Source : Direction de la météorologie

nationale).

3.2.Humidité relative.

Elle est assez importante puisqu'elle atteint annuellement 70%. Les valeurs de :

91%; 57%; 63% correspondent respectivement à 7 h; 12 h et 17 h.

La plaine d’Alasora étant à 1250 mètres d’altitude et le bourg à 329 mètres. Le

climat de la région d’Alasora est de type : tropical, à saison chaude et pluvieuses

d’Octobre à Avril, et à saison sèche marquée et fraîche le reste de l’année, surtout

matinale avec des brouillards matinaux relativement fréquents.

E.S.P.A.

0

100

200

300

400

500

600

700

Jan

Fev

Mar

sAv

ril Mai

Juin

Juille

tAo

ûtSe

ptO

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éc Jan

Fev

Mar

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Juin

Juille

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Juin

Juille

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Fev

Mar

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Juin

Juille

tAo

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éc Jan

Fev

Mar

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ril Mai

Juin

Juille

tAo

ûtSe

ptO

ctN

ovD

éc

1999 2000 2001 2002 2003

Mois

Pluv

iom

étrie

en

mm

15


3.3.L'évapotranspiration.

Pour Madagascar et en particulier pour les hautes terres, la formule recommandée

par RIQUIER est celle de PRESCOTT, car elle tient compte à la fois de la température, de

l’humidité de l’air et de la culture considérée.

Cette formule permet de calculer d’abord l’évaporation mensuelle, Ew en mm, d’une

surface d’eau libre , à l’aide de laquelle on calcule ensuite l’évapotranspiration potentielle

Et.

3.3.1.Détermination de l’évapotranspiration mensuelle Ew d’une surface d’eau libre en mm.

Ew = 21 S.d

Avec :

•21,9 pour les mois de 31 jours ;

•21,2 pour les mois de 30 jours ;

•19,8 pour les mois de 28 jours

Sd = déficit absolu de saturation en mm de Hg

= tension de vapeur saturante « S » à la température moyenne du mois et

déficit relatif « d ».

d = déficit relatif = 1-humidité moyenne mensuelle.

3.3.2.Détermination de l’évapotranspiration potentielle Et en cm par mois.

Et = K x Ew 0,75

Et = Évapotranspiration potentielle Et en cm par mois.

Ew = Évaporation d’une nappe d’eau libre en cm par mois.

K = Coefficient variable suivant la végétation.

= 3,1 pour une rizière de très fort rendement

2,4 pour une rizière de rendement moyen

2,0 pour les plantes évaporant énormément

(cultures de céréales, pâturages intensifs, engrais verts)

1,5 pour les plantes d’évaporation moyenne (prairies naturelles) et les bassins de

réception en général

1,0 pour les vignobles, cultures arbustives, ou sol nu

0,5 limite de survie de la plupart des plantes, plantes grasses.

Pour la région d’Alasora, deux cas se présentent :

•la plaine, où les rizières ont de rendements moyens : K sera alors

égal à 2,4 ;

E.S.P.A. 16


et Et = 2,4 x Ew 0,75

•les « tanety », essentiellement recouverts de prairies naturelles en

très mauvaise état, pour lesquelles K peut être choisi égal à 1.5.

On obtient alors les résultats dans le tableau 1:

Janv Fev Mars Avril Mai Juin Juillet Août Sept Oct Nov DécÉvapotranspiration potentielle Et par mois (en mm) pour la plaine.

119,6 111,2 120,9 130,5 126,4 113,9 115,5 116,6 140,7 174,3 170,5 144,4Total annuel : 1584,6 mm

Évapotranspiration potentielle Et par mois (en mm) pour les tanety74,7 69,5 75,6 81,6 79,0 70,6 72,2 72,9 87,9 108,9 106,6 90,2

Total annuel : 990,2 mm

Tableau 1: Évapotranspiration potentielle mensuelle Et (en mm) de l’année 2003. (Source:

l’Auteur).

3.3.3.Commentaires.

L’examen de ce tableau 1 montre l’importance de l’évapotranspiration potentielle

dans la plaine d’Alasora : elle dépasse le total annuel des précipitations qui est de 1246.8

mm ; elle est faible dans les collines. Cette évapotranspiration potentielle, largement

compensée par l’importance des précipitations en saison de pluies, est surtout élevée en

saison sèche.

3.4.Étude hydraulique

Grâce à l'appui de l'OTIV, le canal d'Andriambato, à défaut du barrage, a été

réhabilité avec l'aide des fokontany desservis. Les effets se sont montrés positifs dans la

mesure où les paysans confirment une nette amélioration de l'accessibilité en eau.

Les paysans disposent d'un réseau d'irrigation qui a permis d'alimenter en eau des

parcelles rizicoles alors qu'elles restaient en friche auparavant. Des problèmes résident

pourtant dans la gestion de l'eau. Des systèmes de retenue d'eau faits de barriques,

installés pour servir de barrage, sont souvent trafiqués. Les habitants en amont, à l'Est, se

plaignent qu'en pareil cas, l'eau manque car elle s'évacue vers l'aval. A part cela, certains

agriculteurs opèrent pour créer un petit canal d'irrigation pour leur territoire.

E.S.P.A. 17


Chapitre. IIIContexte géomorphologique et géologique.

4. Le relief de la région d'Alasora.

Les travaux de LATRILLE. E et de RANDRIANARISOA. F (1965) sont des

références pour l’étude physique de la commune d'Alasora.

Le relief de la région d'Alasora est composé d'une large plaine (52,38%) d’altitude

moyenne de 1300 m. Une section de collines a comme point culminant 1417 m au Sud

d'Ambohitanety (Figure 5). Les dépressions sont d'origine diverse: vallées proprement

dites ou anciens lavaka stabilisés.

A l'Ouest des routes de direction Nord-sud joignant les villages d'Ambohindrazaka,

Alasora, Malaza; les pentes du plateau sont généralement comprises entre 6 et 13%. A

l'Est des échines étroites de direction variées présentent des versants de pente très forte

(13 à 40%). Ces échines sont souvent disposées de façon rayonnante autour de petites

buttes. De nombreux lavaka recoupent perpendiculairement ces échines.

5. La géomorphologie

5.1.Les collines

Les collines de la région d'Alasora sont marquées par la présence de digitations de

faible importance: celles d'Ambohimarina, Ambohitanety, Andronovoro, Mandamaka,

Ilalina . Les collines de plus petite dimension, situées en bordure de la plaine d’Alasora

seraient d’ancien lavaka actuellement stabilisés et comblés par les alluvions de l’Ikopa

dans leur partie baissée avale.

5.2.La plaine

L'Ikopa a divagué dans la plaine d'Alasora. LATRILLE (1965) suppose que depuis

la zone de Mahitsy et le long du canal principal d'Alasora jusqu'à Ankazobe, cette espace

correspond à un ancien lit de l'Ikopa et que le lit actuel de ce dernier entre

Antanjonandriana et Ankazobe est le résultat d'un déplacement du fleuve.

La quasi-totalité de la plaine d'Alasora présente un sol enterré à gley d'ensemble et

à horizon plus ou moins organique. Ce sol qui est formé d'argile fine correspond à une

phase de dépôt lacustre mise en place très lentement, dans l'histoire de la formation de la

plaine d'Alasora. Cette phase lacustre pourrait être postérieure à l'effondrement de la

plaine d'Antananarivo, et correspondrait au remplissage de la cuvette de la plaine alluviale

ainsi formée. Puis, cette période lacustre, serait suivie d’une période d'alluvionnement

E.S.P.A. 18


actuellement intense, entraînerait une sous-adaptation du fleuve en beaucoup d'endroits,

et qui expliquerait la présence des marais situés à la périphérie de la plaine.

Quant aux petites terrasses de faible étendue de quelques dizaines de mètres

carrés à quelques ares et sur-élevées de 1 à 2 mètres par rapport au reste de la plaine,

elles sont occupées par des jardins et des maisons d'habitation. Elles sont formées soit

sur des affleurements sableux récents consécutifs à des ruptures de la digue de

l'Ikopa; soit à partir des matériaux provenant du nivellement des rizières au cours des

siècles et rassemblés artificiellement en certains points particuliers. Par la suite, ces points

hauts ont été aménagés par les paysans pour y installer leurs maisons et des jardins

maraîchers à l'abri de l'eau des rizières.

E.S.P.A. 19


Figure 5 : Modèle numérique d’altitude élaboré à partir de la BD 10 d’Alasora.

E.S.P.A.

0 1000 2000 meters

Altitude en mètre

Légende

20


6. La géologie d'Alasora

6.1.Récapitulatif de la stratigraphie du socle cristallin Malgache.

Madagascar est constitué de 65% de sa superficie totale par le socle cristallin dont

20% granitique, la couverture sédimentaire 35% dont le domaine karstique (calcaire

dolomite) couvre environ 30000 km² le domaine gréseux et quartzitique ruiniforme occupe

environ 26000 km².

Le terrain sédimentaire peu déformé et non métamorphisé est daté du Permo-trias

à l'actuel. Il repose sur un socle déformé par les orogenèse successives dont l'âge est

supérieur à 500 MA d'où son appellation socle cristallin précambrien.

D'après la géochronologie du socle cristallin remise à jour par plusieurs auteurs

dont: BESAIRIE (1973), HOTTIN (1976), WINDLEY et al (1994), COLLINS et al (2000),

etc. … On peut distinguer:

•Les boucliers Katarchéen (sup 3 Ga)

•L'Archéen (3 – 2,6 Ga)

•Le Protérozoïque (2,6 Ga – 550 Ma)

6.1.1.Le Katarchéen. (Sup 3 Ga)

Localisés à l'Est de Madagascar dans le bloc d'Antongil, les évènements majeurs

sont marqués par le magmatisme et la sédimentation donnant le granite d'Antongil et

Masora, les roches basiques et ultra basiques et les sédiments gréso-pélitique.

En outre, le métamorphisme et plissement anté Shamvaïen ou Antongilien; sont à

l'origine des orthogneiss, migmatites, gneiss et quartzites dans ce bloc d'Antongil.

6.1.2.L'Archéen. (3 Ga– 2.6 Ga)

Les formations archéennes constituent le 2/3 du socle cristallin et sont composées:

•De série volcano- sédimentaire dans les synclinaux d'Andriamena.

•Des séries gneissico-migmatitiques ferro-calco-magnesiennes du

système du graphite selon BESAIRIE (1974). Ce sont les gneiss et

micaschistes d'Ambatolampy, les gneiss et migmatites de

Manampotsy, les gneiss et quartzites de Sahantaha, les séries

migmatitiques et migmatites granitoïdes sommitales de la région

d'Itasy et du Bongolava ainsi que l'étroite bande subméridienne de

Vondrozo à Tsaratanàna.

E.S.P.A. 21


•L'Archéen se termine par l'orogenèse shamvaïenne datée d'environ

2600Ma, selon laquelle il y a la formation des chaînes de montagnes

et remobilisation du craton au niveau des anticlinaux.

6.1.3.Le Protérozoïque. (2.6 Ga - 550 Ma)

a) Inférieur: 2,6 - 2 Ga

Caractérisé par les terrains volcano-sédimentaire du Sud Est (Fort Dauphin,

Tranomaro). On a enregistré aussi l'épisode thermique Éburnéen daté dans les 2 Ga où il

y avait métamorphisme et plutonisme.

b) Moyen: 2 - 1,2 Ga

On a deux évènements majeurs: la sédimentation du Nord Est de l'Ile (Daraina,

Milanoa et Andrarona, série SQC d'Amborompotsy, Ampanihy, Vohibory); et l'orogenèse

kibarienne vers 1,2 Ga caractérisée par le métamorphisme et le plutonisme.

c) Supérieur: évènement Pan Africain: 1,2 Ga - 450 Ma

La phase majeure est le magmatisme très important se situant vers 790 - 650 Ma

avec la formation des granites du bloc de Bemarivo et d’intrusions de gabbros, des

granitoïdes d'Itremo, de Tsaratanàna et même du bloc d'Antananarivo.

L'événement Pan Africain ou Mozambicain (580 – 520 Ma) est marqué par:

•la remobilisation des formations antérieures ;

•la granitisation (granite stratoïdes), la charnockitisation importantes

et la formation des pegmatites.

6.2.Résumé de la zonation du socle cristallin Malagasy.

Il existe deux types de zonation:

•La zonation à base de zonéographie métamorphique (Bazot et al

1972 et G.Hottin et al 1979).

•La zonation en fonction des traits majeurs de la structure

(H.BESAIRIE 1973).

Ces auteurs ont considéré la zone au Sud de la faille majeure de Bongolava-

Ranotsara comme étant une zone unique contenant six ceintures métamorphiques

méridiennes marquée par la présence de la phlogopite.

Le tableau 2 montre les principaux caractères des différentes zonalités du socle

situé au Nord de la structure de Bongolava-Ranotsara d'après RAKOTOMANANA (1996).

E.S.P.A. 22


Tableau 2 : Zonalité du socle située au Nord de la structure de Bongolava-Ranotsara.

(Source : RAKOTOMANANA, 1996).

E.S.P.A.

Zone/caractère Localisation Constitution Métamorphisme Foliation

1

S.W en contact

avec la faille

Bongolava-

Ranotsara et la

couverture

sédimentaire

Série

d'Amboropotsy

Faciès granulites

aux schistes verts

Structuration

NNW-SSE

2NE de la zone

1

Des formations

archéennes de

Maevatanàna et

Tsiroanomandidy

Faciès sillimanite à

orthose et

almandin

Structuration

rapportée à un

méga-

cisaillement

sénestre

3

Carrière se

trouvant au

centre de

Madagascar

- Sillons

synclinaux

archéennes

: des

gneiss et

migmatites.

- Rides

anticlinales

: granites

de 550 Ma

- Autre faciès

sillimanite à

orthoclase et

almandin.

- Granulite le

long des

axes

anticlinaux

Pour sillons

synclinoriaux

sigmoïdes.

Pour rides

granitiques

régulière

subméridienne.

4 Extrême Nord

Gneiss du

Protérozoïques

moyen

d'Ambohibato et

les formations de

Daraina-Milanoa

Au Sud: granulites

jusqu'au Nord

schistes verts.

EW plongeant

vers le Nord

5 Extrême EstDes formations

archéennes

Du faciès disthène

sillimanite-

muscovite jusqu'au

faciès schistes

verts

Taillé par un

accident

méridien.

23


6.3.La géologie d'Alasora.

La région d'Alasora fait partie de la série graphiteuse d'Ambatolampy. Elle est

située dans la zone 3 d'après D.RAKOTOMANANA (1996). Dans les hautes terres

centrales des sillons synclinoriaux constituées de gneiss à sillimanite présentent des

intercalations de bancs graphite peu épais.

Le faciès métamorphique de cette formation de gneiss à graphite et du type

granulite, caractérisé par la paragenèse orthopyroxène - sillimanite - almandin. Selon

RAZANALIVA (1996), cette formation gneissique résulte du plissement et de la

métamorphisation des sédiments mis en place de 3000 à 2600 Ma durant l'orogenèse

shamvaïenne (2600 Ma). Le relief résultant d'une succession de phases d'érosion est

formé de collines et de croupes, d'interfluves à sommets convexes plus ou moins plats

dont le massif d'Abohitrandriananahary fait partie.

Dans la partie Sud, la zone gneissique est recoupée par des filons du types

graphite (Figure 6). Le granite est ici un socle mésocrate de couleur gris foncé, très

cohérent et à grains assez fins souvent riche en biotite avec une petite quantité

d'amphibole. On interprète ce type de granite comme résultant de la granitisation d'ancien

filon de roche dioritique. Il donne des reliefs hauts, symétriques à pente forte. Les filons se

manifestent sur le terrain par des alignements de boules de roches.

Les rides anticlinales formées par l'association de granites migmatitiques et de

migmatites granitoïdes de 550 Ma qui recoupent la zone gneissique se manifestent par

une intrusion de la localité de Mandrangobato par un puissant relief criblé en ravin.

D'après G.HOTTIN (1970), le matériel ayant donné naissance à ce type de granite

est un matériel ancien, au moins contemporain à l'orogenèse de 2600 Ma, et qui a subi un

rajeunissement interne vers 550 Ma.

Le phénomène de rajeunissement correspond peut être à l'acquisition à 550 Ma

des faciès granite mais on peut également concevoir un réchauffement assez interne vers

550 Ma (orogenèse Panafricaine) d'un matériel déjà granitique plus ancien.

Enfin, les filons de quartzite recoupent la zone gneissique sur le flanc Sud du

massif d'Abohitrandriananahary. Dans la zone d'étude ces filons se comportent comme

une armature des versants contre l'érosion régressive s'ils sont en phase.

E.S.P.A. 24


Figure 6 : Carte géologique de la région d’Alasora. (Source : BD 10 Alasora).E.S.P.A.

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#

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# ##

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##

AMPAHIBATO

MAHITSY

AMBOHIMARINAALASORA

MAHATSINJO

ANKAZOBE

MIADANA

MENDRIKOLOVANA

AMBOAROY

MANDIKANAMANA

ANKADIEVO

EST MAHAZOARIVO

AMBOHITROMBY

ANKADINDRATOMBO

AMBOHITANETY

AMBATOMALAZA

SUD AMBOHIPO

AMBODIVONDAVA

AMBODIVOANJO

0 1000 2000 Meters

N517000

517000

518000

518000

519000

519000

520000

520000

521000

521000

522000

522000

7920

00

792000

7930

00

793000

7940

00

794000

7950

00

795000

7960

00

796000

Légende.

Ikopa.

bAnticlinalGranite d'AmbatomirantyGraphitependagePendage 70

Quartzite

a Gneiss à pyroxeneAlluvionsGneissMigmatite

Lithologie.

25


PARTIE II

E.S.P.A. 26


Partie. II L'état initial dans les roches et altérites de

la zone d'étude.

Cette partie vise à déterminer les caractéristiques morphologiques, minéralogiques

du matériel parental; essentiellement sur la colline d’Alasora ; afin de pouvoir ensuite

mesurer leur influence sur les propriétés morphologiques et minéralogiques des sols.

Nous aborderons dans un premier temps la généralité sur l’altération, afin de

comprendre le processus de la formation des altérites dérivant de la roche-mère, puis les

caractéristiques morphologiques et minéralogiques des deux grands types de roches

(gneiss et migmatite) rencontrés sur la colline et les versants du secteur d’étude. Nous

établirons enfin l’état morphologique et minéralogique initial du versant à travers l’étude

des altérites issues de l’altération des roches-mères telles que gneiss et migmatites.

Chapitre. IVGénéralité sur l’altération.

7. Principaux aspects de l’érosion continentale.

La destruction de la masse rocheuse constitue la source principale des matériaux

du sol. Ce phénomène d’ablation intéresse aussi bien les roches magmatiques que les

roches métamorphiques et sédimentaires.

Les actions purement mécaniques des agents d'érosion produisent des fragments

de même composition chimique que la roche d'origine. Les phénomènes chimiques

donnent des solutions de lessivage qui sont exportées ou fournissent les éléments pour

former de nouveaux minéraux dans le sol (néoformation). Les roches érodées forment un

manteau d'altération (éluvion). La contribution des organismes à cette couche, sous forme

d'humus, aboutit à la formation d'un sol dont la nature et l'épaisseur varient selon le climat.

8. La désagrégation mécanique.

Un certain nombre d'agents physiques produit la fragmentation des roches. Les

variations de température entraînent la dilatation ou la contraction des roches: soumise à

E.S.P.A. 26


des variations de volume incessantes, une roche se fissure puis éclate. La fissuration est

importante dans les roches composées de minéraux différents n'ayant pas le même

coefficient de dilatation: des microfissures apparaissent à la limite entre les minéraux.

L'eau qui pénètre dans les fissures et les pores puis gèle avec augmentation de volume

ajoute son effet. Les cristaux de glace s'accroissent perpendiculairement à la surface de la

fente et augmentent son ouverture: la roche est gélive, elle éclate sous l'effet du gel

(exemple, la craie).

La désagrégation mécanique est particulièrement importante sous les climats

désertiques où les variations de température peuvent dépasser 50 °C entre le jour et la

nuit. Elle est également grande sous les climats humides dont la température varie autour

de 0 °C (action du gel et du dégel). Elle est responsable de l'accumulation des manteaux

d'éboulis caractéristiques des zones désertiques et des montagnes.

9. Rôle de l’eau dans l’altération.

Une des caractéristiques la plus importante de la surface de la Terre est

l'abondance de l'eau, tant sous forme liquide que solide ou gazeuse. Les molécules d'eau

sont chargées électriquement et se comportent comme des dipôles; cette propriété est

due à la liaison covalente asymétrique qui unit les atomes d'hydrogène à l'oxygène. Les

deux atomes d'hydrogène sont placés d'un seul coté et engendrent une faible charge. La

nature polaire de la molécule d'eau permet l'établissement de liaisons hydrogène entre les

molécules qui se disposent en groupes tétraédriques. Les propriétés de l'eau découlent de

cette structure.

L'eau est un très bon solvant car les extrémités positives ou négatives de la

molécule peuvent s'attacher aux ions négatifs ou positifs.

Le groupement des molécules d'eau en tétraèdre explique la forte tension

superficielle et la capillarité, et la large plage de température selon laquelle l'eau est à

l'état liquide.

L'abaissement de température diminue l'agitation thermique des molécules et

favorise les liaisons hydrogène: les molécules se groupent et la viscosité de l'eau

augmente.

L'abaissement de température produit également l'augmentation de la densité,

jusqu'à 4°C; en dessous, les molécules se réarrangent progressivement en structure

hexagonale (glace) et la densité diminue jusqu'à atteindre un minimum à -22°C.

Les molécules d'eau s'ionisent en H+ et OH-.. La concentration des H+ définit le pH.

A la température ordinaire, il y a seulement 10-7 moles par litre d'ions hydrogène (et autant

de OH-) dans l'eau pure: le pH est neutre (pH=7). L'apport d'ions hydrogène diminue le E.S.P.A. 27


pH; cette acidité est produite notamment par le CO2 et les acides humiques du sol selon

la formule chimique suivante.

H2 O + CO2 H2 CO 3 H+ + HCO3 -

Les ions hydrogène sont responsables de la destruction des réseaux silicatés: ils

déplacent les cations métalliques qui se recombinent avec les OH- (hydrolyse).( Figure 7)

Figure 7 : Structure et arrangement des molécules d'eau. (Source : Jacques Beauchamp,2000).

10. Les réactions chimiques de l’altération.

10.1.Principales réactions de l'altération.

L'altération chimique des roches se fait en présence d'eau; elle a lieu

essentiellement en climat humide. Les réactions sont des hydrolyses, accessoirement des

oxydations, des hydratations, des décarbonatations pour les roches calcaires. Les

éléments solubles sont lessivés en partie, parfois en totalité sous les climats très

agressifs. Les parties insolubles restent sur place telles quelles ou se recombinent avec

les ions disponibles (phénomène d'héritage). Des composés intermédiaires mal cristallisés

(gels), des tronçons de chaînes silicatées et des ions en solution se recombinent en

minéraux de néoformation, principalement des argiles. Les organismes peuvent intervenir

à tous les stades de ce processus. Ils fournissent en particulier des matériaux minéraux ou

organiques.

10.1.1.Solution

Ce processus physique simple implique les roches salines: sel gemme, potasse et

gypse.

10.1.2.Oxydation et réduction.

E.S.P.A. 28


Les oxydations intéressent surtout le fer qui passe de l'état ferreux à l'état ferrique.

olivine + oxygène ---------> oxyde ferrique + silice

Fe2 Si O 4 + 1/2 O 2 --------> Fe2 O 3 + Si O 2

Les réductions sont plus rares; elles interviennent dans les milieux hydromorphes et

produisent en particulier le passage du fer ferrique au fer ferreux soluble (cas des sols de

type gley)

10.1.3.Hydratation.

C'est une incorporation de molécules d'eau à certains minéraux peu hydratés

contenus dans la roche comme les oxydes de fer; elle produit un gonflement du minéral et

donc favorise la destruction de la roche.

10.1.4.Décarbonatation

Elle produit la solubilisation des calcaires et des dolomies généralement sous

l'action du CO2 dissous dans l'eau:

Ca CO 3 + CO 2 + H 2 O -------> Ca (CO 3 H) 2 soluble

10.1.5.Hydrolyse

Les hydrolyses, c'est à dire la destruction des minéraux par l'eau, sont les

principales réactions d'altération. L'hydrolyse est totale lorsque le minéral est détruit en

plus petits composés possibles ( hydroxydes, ions). Cas d'un feldspath sodique, l'albite:

Na Al Si 3 O 8 + 8 H 2 O -------> Al (OH) 3 + 3 H 4 SiO 4 + Na+ OH -

albite + eau ------------------------> gibbsite + acide silicique + ions précipité +solution

de lessivage

Les corps résultants peuvent ensuite réagir entre eux et donner des minéraux

argileux (néoformation).

L'hydrolyse est partielle lorsque la dégradation est incomplète et donne directement

des composés silicatés (argiles). Ces composés diffèrent selon les conditions de milieu.

L'hydrolyse partielle de l'albite donne soit de la kaolinite, soit des smectites.

(1) Formation de kaolinite:

2Na Al Si 3 O 8 + 11 H 2 O ------> Si 2 O 5 Al 2 (OH) 4 + 4 H 4SiO 4 + 2 ( Na+, OH -)

albite + eau -------------------------> kaolinite + ac.silicique + ions

(2) Formation de smectite

2,3 Na Al Si 3 O 8 + H 2 O ------> Si 3,7 Al 0,3 O 10 Al 2 (OH) 2 Na 0,3 +3,2 H 4 SiO 4 + 2

( Na+, OH- )

albite + eau -------------------------> smectite + ac.silicique + ions

E.S.P.A. 29


Cette 2ème réaction reste assez théorique car d'autres ions y participent, en

particulier le Fer (Fe 3+).

10.2.Minéraux formés.

Les nouveaux minéraux formés sont en général des phyllosilicates. Ces minéraux

proviennent soit de la transformation d'un phyllosilicate pré-existant, soit d'une

néoformation à partir d'un silicate non en feuillet dont la structure est complètement

détruite. Les réactions ont lieu surtout dans le sol.

Les phyllosilicates formés sont des minéraux argileux de deux types (Figure 8):

* type 1/1: le feuillet comporte 1 couche à tétraèdres SiO 4 et 1 couche à octaèdres

AlO6

*type 2/1: le feuillet comporte 3 couches, à savoir 1 couche octaédrique comprise

entre 2 couches tétraédriques.

Figure 8 : Structure des phyllosilicates argileux. (Source : Jacques Beauchamp,2000).

Lorsque les nouveaux minéraux argileux sont formés à partir des micas

(muscovites, biotites et chlorites), le réseau cristallin est plus ou moins conservé, on parle

de transformation. Lorsqu'ils sont formés à partir de silicates qui ne sont pas en feuillets

(feldspaths, amphiboles, olivine...), le réseau cristallin du minéral d'origine est

complètement détruit, on parle de néoformation.

•Muscovite

E.S.P.A. 30


Elle est assez stable. Sa fragmentation donne des petites paillettes de même

composition chimique appelées séricite. Son altération chimique se fait par perte

progressive d'ion K+; elle donne de l'illite, puis des argiles de 2 types selon les conditions

de drainage du milieu: la kaolinite en milieu lessivé, les smectites en milieu confiné.

(Figure 9)

Figure 9 : Transformation de la muscovite. (Source : Jacques Beauchamp, 2000).

Corrélativement, la distance inter-réticulaire, qui sépare les feuillets d'argiles,

change et passe de 10 A° (muscovite, illite) à 14 A° (smectite) ou à 7 A° (kaolinite). Les

ions K+ assurent la cohésion des feuillets argileux. L'altération se manifeste par

l'exfoliation des feuillets, bien visibles au microscope électronique, qui produit des

particules de plus petites taille, quelque 0,1 microns, et augmente la surface de contact du

minéral et la capacité d'échange des cations avec les solutions du milieu.

•Feldspaths

Bien qu'il s'agissent de tectosilicates, leur altération est comparable à celle de la

muscovite.

•Biotite

Sa résistance à l'altération dépend de la teneur de Fe++ dans le cristal; son état

d'altération est exprimée par la quantité de K+ extraite du réseau. La biotite peu oxydée

(surtout à Fe++) est très altérable et se comportent comme les autres minéraux ferro-

magnésiens (pyroxènes...); elle donne en particulier des vermiculites et smectites et de

l'oxyde ferrique qui précipite. La biotite plus oxydée (Fe+++ surtout) est plus stable.

•Autres ferromagnésiens

Leur altération est semblable à celle de la biotite peu oxydée; ils donnent des

vermiculites, des smectites, des chlorites ou des argiles magnésiennes si le milieu est très

confiné.

E.S.P.A. 31


10.3.La complexolyse

C'est une variante de l'hydrolyse en présence de matière organique. Elle se produit

sous climat froid (boréal) et tempéré. Les composés organiques de l'humus extraient les

cations métalliques des réseaux cristallins. Les minéraux sont détruits; les cations sont

fixés sur les composés organiques en donnant des complexes organométalliques. Les

cations se liant aux grosses molécules organiques de l'humus sont surtout les ions Al 3+,

Fe 2+ et Fe 3+.

11. Les facteurs contrôlant l’altération.

11.1.Facteurs propres aux minéraux.

11.1.1.Résistance d'un minéral à l'altération

L'énergie de liaison varie selon le type d'ions concernés. Le K+ est faiblement lié à

l'oxygène, le Fe++ et le Mg++ le sont moyennement; le Si 4+ établit au contraire des liaisons

très fortes. On comprend ainsi que le quartz, tectosilicate ne comportant que des liaisons

fortes entre le silicium et l'oxygène, résiste mieux à l'altération; l'olivine en revanche,

contenant des cations moins liés (Fe++ et Mg++) a un réseau cristallin plus fragile.

GOLDICH (1938) a établi l'ordre de résistance des minéraux à l'altération:

Olivine ...................................................................plagioclases Ca

augite .............................................plagioclases Ca-Na

hornblende ................plagioclases Na-Ca

biotite .........plagioclases Na

feldspaths K

muscovite

.........................……. . quartz

On remarque que cet ordre évoque les suites de BOWEN: ce n'est pas un hasard.

Dans un magma, l'olivine cristallise à haute température, elle est donc particulièrement

instable dans les conditions de surface; elle est la plus labile. Le quartz, en revanche est

formé à une température moins élevée, il est plus stable.

Le type de réseau cristallin intervient dans la stabilité du minéral en surface. Les

phyllosilicates, comme la muscovite, résistent mieux à l'altération.

E.S.P.A.

Moins résistant

Plus résistant

32


Des travaux ont permis d'évaluer la vitesse d'hydrolyse d'un minéral silicaté en

mesurant la vitesse de libération de la silice issue du minéral dans le milieu . Cette vitesse

est fonction de la surface de contact du minéral, du pH et d'une constante de vitesse de

libération "k" propre au minéral qui est mesurée en mole/m2/an; voici quelques valeurs de

k:

Anorthite: 1,76 10-1 Feldspath K: 5,26 10-5 néphéline: 8,83 10-2 olivine: 3,78 10-5

Enstatite : 3,15 10-3 muscovite : 8,09 10-6

albite : 3,75 10-4 quartz : 1,29 10-7

On voit qu'on passe d'un facteur 10-1 (anorthite) à un facteur 10-7 (quartz). On

retrouve plus ou moins l'ordre établi par GOLDICH.

11.1.2.Solubilité des ions

Le lessivage des ions dans le sol dépend de leur solubilité.

a) Mobilité des ions

La mobilité d'un ion dépend de son rayon et de sa charge ionique.

b) Rayon ionique

Si4+ : r = 0,42 Å

Al 3+: r = 0,51 Å

O2- : r = 1,4 Å

La taille des ions détermine leur arrangement cristallin; le nombre de coordination

d'un ion par rapport à l'oxygène est le nombre d'ions oxygène qui peuvent se disposer

autour de l'ion considéré:

•Silicium : nombre de coordination 4, l'arrangement est un tétraèdre;

•Aluminium: nombre de coordination 6, l'arrangement est un

octaèdre.

c) Charge ionique :

la charge Z d'un ion est égale à 1+, 2+, 3+

d) Potentiel ionique:

C'est le rapport Z/r; il détermine le comportement des ions. La classification établie

par GOLDSCHMIDT distingue 3 groupes d'ions d'après la valeur du potentiel ionique

(Figure 10)

•Z/r < ou = 3 : les cations solubles, gros ions faiblement chargés;

•3 < Z/r < 10 : les hydrolysats, hydroxydes insolubles;

•Z/r > 10 : les oxyanions solubles, anions complexes avec oxygène.

La répartition des charges électriques à la surface de l'ion explique son

comportement vis-à-vis de l'eau.

E.S.P.A. 33


e) Oxyanions solubles:

Leur potentiel ionique est grand, leur surface est fortement chargée. Ces ions

dissocient les H+ des molécules d'eau et s'associent avec les O--: les ions soufre donnent

des ions sulfates (SO4)2- -, les ions carbone des carbonates (CO 3)2-, les ions phosphore

des phosphates (PO4)3-...

f) Hydrolysats:

La dissociation de l'eau est partielle en H+ et OH-. Les cations s'unissent aux OH- et

forment des hydroxydes insolubles (Fe2 O3, Al2 O 3...)

g) Cations solubles:

Leur potentiel ionique et leur densité de charge de surface sont faibles. Ils n'ont pas

d'action sur la molécule d'eau et restent dispersés.

La valeur du potentiel ionique permet donc d'expliquer le lessivage des cations

solubles et des oxyanions comme le potassium, les sulfates, l'immobilité relative des

hydrolysats comme l'Al (OH)3 (gibbsite).

En résumé, on peut dire que :

•les gros ions peu chargés sont mobiles (K+, Ca++, Fe+ ...)

•les petits ions très chargés se combinent avec O et sont mobiles

(Si, S, P...)

•les ions de taille et charge moyenne se combinent avec OH et sont

immobiles (Fe+++, Al+++...)

Figure 10 : Classification de Goldschmidt. (Source : Jacques Beauchamp, 2000).

11.2.Facteurs externes contrôlant l'hydrolyse.

E.S.P.A. 34


Ce sont les facteurs physico-chimiques qui participent notamment à la définition du

climat:

•la concentration en SiO2 exprimée en concentration d'acide silicique

H 4 SiO 4,

•la concentration en cations basiques (Na+, Ca++, K+),

•le pH déterminé en particulier par les acides organiques,

•la température dont l'augmentation régit la vitesse des réactions et

la possibilité de dissolution des ions dans l'eau,

•la vitesse de circulation de l'eau dans le milieu (drainage) exprimant

les conditions de confinement ou de lessivage.

11.2.1.Solubilité du fer. (Figure 11)

La solubilité du Fe dépend de la stabilité du système Fe2+ / Fe3+. De plus,

l'hydroxyde ferrique, hydrolysât insoluble, peut être solubilisé par ionisation en pH acide

(Figures 11 et 12).

Figure 11 : Stabilité du système Fe2+/Fe3+ en fonction de l'Eh et du pH pour une solution

diluée à température de 25°C et pression atmosphérique 1. (Source : Jacques Beauchamp,2000).

E.S.P.A. 35


Figure 12 : Solubilité du Fe3+ en fonction de la pH de la solution. (Source: Jacques

Beauchamp,2000).

On voit que dans les conditions naturelles, l'état d'oxydation du fer dépend du pH: le

fer ferreux est stable à pH acide, le fer ferrique à pH basique. Dans les milieux à l'abris de

l'air (sol hydromorphe, fond de marécage...) le fer est à l'état ferreux ; il passe à l'état

ferrique au cours de l'altération à l'air (sols latéritiques). Il est lessivé en partie par l'eau de

pluie légèrement acide et transporté par les rivières. Arrivé dans l'eau de mer à pH

basique, sa solubilité diminue fortement et il précipite.

11.2.2.Solubilité de la silice.

Elle est principalement sous forme d'acide silicique H 4 SiO 4; l'eau de rivière en

contient environ 13 mg/l. Le pH a peu d'action sur sa solubilité dans les conditions

normales (la solubilité de la silice augmente au-delà de pH = 9 ). Il y a en fait relativement

peu de silice transportée car les ions Al 3+ réagissent sur elle pour donner des amas

colloïdaux silico-alumineux peu mobiles. La figure 13 montre la solubilité du quartz en

fonction du pH et de la température. L'axe des ordonnées indique la quantité de silice

perdue par le cristal et passant en solution. Cette quantité est grossièrement multipliée par

10 entre 0 et 60°C; l'action du pH ne se fait sentir qu'au-delà de pH = 9. (Figure 13)

E.S.P.A. 36


Figure 13 : Solubilité de la silice en fonction du pH et de la température.( Source : Jacques

Beauchamp, 2000).

12. Rôle de l’organisme dans l’altération.

12.1.Principaux effets des êtres vivants sur les roches.

Les études ont porté notamment sur l'effet des organismes adhérant à une roche:

algues vertes, diatomées, lichens, champignons, bactéries. Ceux-ci adhèrent à la surface

grâce en particulier à des organes appropriés qui pénètrent dans les fissures et exfolient

les minéraux lamellaires (hyphes de lichen exfoliant la biotite). Ils produisent une

désagrégation et une microdivision de la surface de la roche ainsi qu'une attaque

chimique par sécrétion d'acide oxalique produit par les lichens comme par les racines des

végétaux supérieurs. Les cations des minéraux sont extraites par complexolyse. Sous les

lichens adhérant à la roche est mise en évidence la formation de composés mal

cristallisés à base de Si, Al et Fe, de nombreux composés à base de Ca et des gels

organo-minéraux , résultats de la complexolyse et précurseurs du sol.

12.2.Rôle de la matière organique.

Elle intervient dans la complexolyse. Les racines vivantes peuvent jouer un rôle

important en fournissant des ions H+ en très grande quantité. Ces ions stockés dans

l'argile sont échangés directement contre les cations du minéral.

Les bactéries, en présence de sulfates, sont capables de prélever directement la

silice sur les feldspaths.

Sa décomposition se fait sous l'action des microorganismes et produit l'humus et

les composés minéraux de l'horizon A.E.S.P.A. 37


12.3.Bilan de l’altération chimique.

La destruction des édifices cristallins silicatés produit des fragments de la chaîne

silicatées qui, au moins dans un premier temps, restent sur place, et des ions solubles qui

sont emportés par l'eau ou lessivés. L'importance respective de l'héritage, les

transformations et les néo-formations sont étroitement liées à l'intensité de l'altération et

au lessivage. Pour une altération et un lessivage faible , les argiles 2/1 de type illite sont

en majeure partie héritées. Avec l'augmentation de l'intensité de l'altération, ce sont des

smectites ou de la kaolinite, plus pauvres en silice, qui sont synthétisées en fonction de

l'importance du lessivage et des ions disponibles (sols méditerranéens, podzols). Pour un

fort lessivage, les cations solubles sont entraînés et les phyllosilicates ne peuvent plus se

former: il reste sur place le quartz et les oxydes de fer et d'aluminium (sols latéritiques).

(Figure 14)

E.S.P.A. 38


Figure 14 : Bilan de l’altération. (Source : Jacques Beauchamp, 2000).

E.S.P.A. 39


Chapitre. VAltération des gneiss d’Alasora.

13. Étude pétrographique.

13.1.Rappel sur l'origine des séries gneissiques

Les faciès gneissiques constituent l'essentiel de l'unité lithostructurale d'Alasora.

Les affleurements de gneiss sont localisés au bas versant des collines. J’ai repris dans

mes travaux de recherche la description des formations pétrographiques faite par

DELUBAC (1962). L’auteur a pu distinguer deux types de gneiss: les gneiss à pyroxène et

graphite, les gneiss à biotite pauvres en graphite.

Le faciès métamorphique de cette formation de gneiss, est du type granulite

caractérisé par la paragenèse: orthopyroxène - sillimanite - almandin, selon H .

RAZANALIVA (1996). Cette formation gneissique résulte des phases de plissement de

métamorphisme des sédiments mis en place de 3000 à 2600 Ma se terminant à la fin de

l'orogenèse shamvaïenne (2600 Ma).

13.2.Caractéristiques de la roche-mère gneissique.

L'étude des roches a été menée sur quelques échantillons. Les roches n’affleurent

que dans certaines zones très restreintes du secteur d'étude car elles s’altèrent

facilement.

13.2.1.Couleur et structure.

En faisant la moyenne des pourcentages des minéraux noirs sur trois échantillons

de gneiss à pyroxène, et trois autres sur les gneiss à biotite, on arrive à la conclusion que:

•les gneiss à pyroxène « mésocrates » ont 30 à 20 % de minéraux

ferro-magnésien ;

•les gneiss à biotite pauvres en graphite « mésocrates » contiennent

25 à 15 % de minéraux noirs.

Les gneiss à pyroxène sont légèrement plus sombres que les gneiss à biotite, à

cause de la présence du graphite.

Le métamorphisme des sédiments mis en place durant l'orogenèse shamvaïenne,

a provoqué une structure rubanée ou laminée dans les séries gneissiques. Cette structure

est caractérisée par l’alternance de lits clairs (quartz, felspaths), et de lits sombres (ferro-

magnésiens).

E.S.P.A. 40


13.2.2.Composition minéralogique.

La composition minéralogique des gneiss à pyroxène dépend du type de

métamorphisme auquel les minéraux ont été soumis. Celui de la région d’Alasora est du

type granulite de haute pression, caractérisé par la paragenèse : otrhopyroxène –

sillimanite – almandin. En outre, on observe systématiquement dans la lame mince du

quartz, des micas, des feldspaths potassiques. Quant au graphite qui est dispersé dans la

masse rocheuse n’est visible que macroscopiquement ; il tâche les doigts.

Les photographies 1 et 2 représentent l’image d’une même section d’une lame

mince de gneiss à pyroxène, agrandie 10 fois dans le microscope. Dans la photographie

1, prise en lumière naturelle, le quartz, les feldspaths, le pyroxène et le grenat sont

incolores. La biotite est coloré en brun pâle ; et les petites lamelles de biotite oxydée sont

opaques.

En lumière polarisée (photographie 2), le quartz reste incolore, la partie sombre est

composée essentiellement du pyroxène, de feldspaths du grenat et des minéraux

opaques. La biotite est colorée en jaune.

La proportion des minéraux a été évaluée par comptage sur lame mince

confectionnée dans les gneiss à pyroxène.

Photo 1 : Lame mince en lumière naturelle effectuée dans les gneiss à pyroxène.

(Échantillon : Gpx 2, car 1)

E.S.P.A.

Biotite Lamelle de biotite oxydéeGrenat Minéraux opaques

41


Photo 2 : Lame mince en lumière polarisée effectuée dans les gneiss à

pyroxène.(Échantillon : Gpx 2, car1)

Sous la loupe binoculaire, dans les deux types de gneiss (gneiss à pyroxène et

gneiss à biotite), la quantité de quartz est supérieure à 25 % (Figure 15). En ajoutant les

feldspaths, on atteint plus de 50 % des minéraux de la roche. Les micas représentent

souvent plus de 30 % des minéraux. La biotite est présente en plus grande quantité,

notamment dans les faciès moins riches en pyroxène (gneiss à biotite).

Figure 15 : Composition minéralogique du gneiss à biotite. (Source : l’Auteur.)

E.S.P.A.

0,0

5,0

10,0

15,0

20,0

25,0

30,0

35,0

Quartz Feldspaths Minéraux opaque Muscovite Biotite Grenat

Minéraux

Pour

enta

ge d

e m

inér

aux.

Microcline Quartz PyroxèneGrenat Lamelle de biotite oxydée

42


Ainsi, on retiendra que les gneiss micacés à biotite rencontrés dans le secteur

d’étude sont caractérisés par une forte proportion de quartz et de biotite, associés , aux

feldspaths et à la muscovite. Les minéraux accessoires sont des minéraux opaques en

proportions très variables.(Figure 15)

14. Altérites sur gneiss.

14.1.Définition.

Les altérites sont des sols situés en profondeur dans l’horizon C, où la roche-mère

est en voie de décomposition chimique. Elles se distinguent des sols de surface par la

présence en plus grande quantité de minéraux primaires provenant de la roche-mère.

14.2.Profondeur d’altération.

Les altérites sur gneiss sont situées à des profondeurs diverses selon les conditions

ou le degré d’altération. Généralement, deux groupes d’altérites peuvent être distingués

en fonction de la profondeur d’altération et de l’altitude:

•ceux à moins de 2m de profondeur et situées entre 1300m et

1420m d’altitude;

•ceux à plus de 2m de profondeur et situées entre 1200m et 1300m

d’altitude.

- Le premier groupe domine presque la totalité de la colline d’Alasora. Il existe

une relation entre le substratum gneissique et la végétation à Aristida,

caractérisée par la rareté d’arbres qui sont des eucalyptus et des pins. La

densité de la végétation est faible, inférieure à 40%. D’après nos observations

faites au niveau des lavaka, le développement des sols est marqué par une

faible profondeur des altérites (inférieure à 2 m) mais par une assez forte

épaisseur comprise entre 10 à 20 m. C’est pourquoi il est difficile d’identifier et

de localiser la roche-mère des altérites.

- Les altérites profondes occupent des secteurs où la densité de la végétation

excède les 70%. Les racines des plantes ont réussi à pénétrer le sol à travers

l’horizon A humifère, entre 1 m et 2 m de profondeur. Ce sont les acides

organiques produits par ces racines qui favorisent l’altération de la roche-mère

gneissique. Les habitants y pratiquent souvent des cultures maraîchères, en

E.S.P.A. 43


aménageant la colline sur les pentes. Ils sont surtout caractérisés par l’absence

de lavaka mais il existe par endroits une forme d’érosion en rigole.

Dans ces secteurs, il est pratiquement impossible de voir les affleurements de la

roche-mère, il faut faire des sondages très profonds pour y parvenir. L’épaisseur exacte

des altérites ne peut être précisée sans avoir fait un sondage ou forage.

14.3.Caractéristiques des altérites sur gneiss.

14.3.1.Couleur.

Sur le terrain les altérites présentent des colorations variées selon le degré

d’altération de la roche-mère et la profondeur où se situe les altérites:

•blanc laiteux ;

•jaune rouge à orange ;

•gris dominant.

14.3.2.Structure des altérites.

La structure se définit comme l’arrangement des particules granulométriques. A la

différence des sols, les altérites conservent partiellement la structure originelle de la

roche-mère. Trois types de structures sont distinguées :

•structure particulaire : il n’existe pas d’assemblage des éléments

constituants ;

•structure fragmentaire : les éléments sont assemblés sous forme

d’agrégats dont on peut individualiser. Ce sont les altérites de

couleur blanc laiteux qui ont cette structure ;

•structure litée ou rubanée: la foliation dans les gneiss est toujours

conservée dans les altérites. Cette structure est caractérisée par une

alternance de bandes rouges, oranges ou gris (décimétriques) et de

bandes blanches (millimétriques).

14.3.3.Texture.

La texture correspond à la classification des altérites en fonction de la

granulométrie.

L’analyse granulométrique n’a été faite que sur le groupe d’altérites de couleur gris

dominante en raison de :

•l’absence de phénomène de lessivage ;

•l’alternance de bandes sombres et claires ;

•leur situation dans l’horizon C du profil. E.S.P.A. 44


L’échantillon a été prélevé au niveau des talus situés dans une ancienne carrière

de quartzite. En effet, il permet de vérifier la continuité granulométrique entre la roche-

mère et l’altérite. C’est pourquoi, les altérites de couleur jaune rouge ou orangée n’ont pas

été étudiées car elles sont déjà lessivées. L’effet de ce lessivage pourrait fausser les

résultats granulométriques.

La granulométrie est obtenue après tamisage avec l’eau de l’échantillon d’altérites

de gneiss. L’ouverture des tamis est comprise entre 20 mm et 0,315µm. La courbe

granulométrique représentée dans la figure 16 correspond à celle des graviers et des

sables. Le diamètre des limons est entre [0,02mm ;2µm] et pour les argiles, il est de

[2µm ;1µm].

Interprétation :

La courbe de la figure 16 ne permet pas de définir exactement la texture des

altérites, vu l’absence de la courbure jusqu’au niveau des argiles. La proportion des grains

inférieurs à 0,315 µm ne peut être précisée qu’après des essais de sédimentologie. Or ces

essais n’ont pas pu être réalisés faute de matériel. Mais d’après LATRILLE (1965) les

altérites sur gneiss ont en général une texture limono-sableuse.

E.S.P.A. 45

Partie II: L’état initial dans les roches et altérites de la zone d’étude.

100% CAILLOUX GRAVIERS GROS SABLE SABLE FIN LIMON ARGILE 0

90 10

80 20

70 30

60 40

50 50

40 60

30 70

20 80

10 90

0 100% mm

%

T

A

M

I

S

A

T

S

C

U

M

U

L

E

S

%

R

E

F

U

S

C

U

M

U

L

E

S

0.0010.010.1110100

E.S.P.A.

Figure 16 : Courbe granulométrique de l’altérite sur gneiss. (Source : l’Auteur).

46

Partie II : L’état initial dans les roches et altérites de la zone d’étude.

14.3.4.Minéralogie des altérites sur gneiss.

Le comptage des minéraux des altérites à l’aide de la loupe binoculaire est facilité

par l’élimination des éléments fins lors des opérations de lavage en granulométrie. Les

minéraux observés sont retenus par les tamis de diamètre d’ouverture suivants :

•0,315 mm

•0,630 mm

•1,25 mm

Les résultats de comptage de minéraux sont reportés sur les figures 18, 19 et 20

dont l’interprétation est donnée ci-après.

h) Figure 18 :

Les minéraux recueillis sur les tamis de diamètre d’ouverture : D = 0,315µm ; D =

0,630µm ; D = 1,25mm ont été déjà observés dans les gneiss à biotite à la loupe

binoculaire et dans la lame mince confectionnée dans des gneiss à pyroxène composés

de quartz, feldspaths, pyroxène, muscovite, biotite, grenat,… C’est-à-dire qu’il n’y a pas

d’apport de nouveaux minéraux. Ce qui confirme bien le lien de parenté entre les altérites

et les gneiss.

A noter aussi le nombre de la biotite élevé dans les éléments retenus par le tamis

ayant 0,315µm de diamètre d’ouverture, tandis que dans les autres tamis, ce nombre est

beaucoup moins important. Donc les micas sont fréquents dans la fraction très fine

inférieure à 1.25 mm.

i) Figure 19 :

La dominance de la biotite, quartz et de feldspaths confirme bien la similarité entre

le gneiss et l’altérite ainsi que la minorité des autres éléments restants. Cet héritage se

voit nettement en comparant l’allure de la courbe de pourcentage des minéraux de la

roche-mère gneissique, et celle de l’altérite (Figure 17).

Par contre l’augmentation de la teneur en muscovite est due à la transformation des

feldspaths lors du processus de l’altération. En faite, selon CORRENS, les plagioclases

sont souvent séricitisés, c’est à dire transformés en une sorte de mica potassique très

proche de la muscovite. Cette opération implique des transformations qui se manifestent

dans la partie du plagioclase la plus riche en calcium. Pour avoir un mica potassique du

type de la muscovite, il faut que le potassium vienne, soit des feldspaths potassiques qui

se trouvent dans le gneiss, soit des micas noirs. La substitution implique un départ relatif

de calcium, l’aluminium reste en place :

3(Si 2 Al 2 O 8 Ca) + 2 H 2 O + 2 K = 2 Si 3 Al O 10 Al 2 K(OH)2 + 3 Ca

E.S.P.A. 47


Figure 17 : Comparaison des pourcentages de minéraux de l’altérite par rapport à sa

roche-mère, gneiss à biotite. (Source : l’Auteur).

j) Figure 20 :

La figure 20 présente l’estimation des pourcentages des minéraux dans les altérites

de gneiss (Annexe III-c), après avoir fait des calculs basés sur les résultats

granulométriques. Elle met en évidence le degré de l’altération des minéraux dans les

altérites. En effet, en comparant le pourcentage des minéraux de gneiss avec celui des

altérites dérivées, on constate que les altérites se sont enrichies en muscovites (20,90%)

résultant de l’hydrolyse des feldspaths. Quant à la quantité de biotite, elle varie peu

(Tableau 3). A 30 mètres de profondeur où l’échantillon a été prélevé, on se trouve dans

l’horizon C enrichi en micas blancs.

Gneiss en % Altérite sur gneiss en %

Variation des minéraux en %

Feldspaths 25,60% 14,02% -11,58%Minéraux opaques 7,40% 1,79% -5,61%

Muscovite 2,60% 20,90% +18,30%Biotite 33,20% 30,40% -2,80%Grenat 3,30% 1,89% -1,41%Tableau 3 : Estimation du taux de disparition des minéraux altérables dans l’échantillon

d’altérite. (Source : l’Auteur).

E.S.P.A.

0,0

5,0

10,0

15,0

20,0

25,0

30,0

35,0

Quartz

Felds

paths

Minérau

x opa

que

Musco

vite

Biotite

Grenat

Argile

Minéraux

Pour

cent

ages

de

min

érau

x

gneiss Altérites sur gneiss

Plagioclase (Anorthite) Muscovite.

48


La figure 20 fait apparaître les minéraux argileux qui sont des minéraux néoformés

et dérivés de l’altération des feldspaths et d’autres minéraux altérables dans les altérites

de l’horizon C, où leurs pourcentages diminuent.

La diminution du pourcentage de quartz dans les altérites (Figure 17) est due au

lessivage d’une partie de la silice sous forme de quartz. Cet effet d’entraînement de la

silice est accentué par l’érosion en nappe.

E.S.P.A. 49


0

5

10

15

20

25

30

35

Ec1 Ec2 Ec3 Ec4 Ec1 Ec2 Ec3 Ec4 Ec1 Ec2 Ec3 Ec4

D =0.315 D =0.630 D =1.25

Nom

bre

de m

inér

aux.

Quartz Feldspaths Minéraux noirs Muscovite Biotite Grenat

Figure 18 : Courbes représentant le résultat du comptage de minéraux de l’ altérite sur gneiss à biotite.(Source : l’Auteur).

E.S.P.A. 50


0%

5%

10%

15%

20%

25%

30%

35%

40%

Quartz Feldspaths Minéraux noir Muscovite Biotite Grenat

M inéraux

Pour

cent

ages

de

min

érau

x

Figure 19 : Courbe représentant les pourcentages moyennes des éléments minéraux supérieurs à 0.315 mm de l’altérite sur gneiss à biotite.

(Source :l’Auteur).

E.S.P.A. 51


Quartz21,17%

Biotite30,40%

Grenat0,89%

Minéraux noirs1.79%

Feldspaths14.02%

Argile10.84%

Muscovite20,90%

Quartz Feldspath Minéraux opaques Muscovite Biotite Grenat Argile

Figure 20 : Estimation de la composition minéralogique de l’altérite sur gneiss à biotite. (Source : l’Auteur).

E.S.P.A. 52


14.3.5.Caractéristiques géotechniques.

Les caractéristiques géotechniques permettent d’estimer la capacité des altérites à

supporter les charges créées par les horizons superficiels. Ainsi, on peut savoir quels

sont les endroits présentant les risques de glissement ou d’érosion.

Pour apprécier le comportement géotechnique des altérites des gneiss dans

l’ensemble de la succession des horizons pédologiques, on procède à des essais

d’identification tels que l’analyse granulométrique et l’étude de la plasticité. Le résultat de

l’analyse granulométrique est déjà donné dans l’étude de texture. (Figure 16)

Les caractéristiques géotechniques étudiées sont l’indice de plasticité IP et l’indice

de consistance IC. Elles sont obtenues après la détermination des limites d’Atterberg qui

sont : la limite de liquidité WL et la limite de plasticité WP. Les limites d’Atterberg sont

déterminées sur une fraction de sol passant à travers le tamis d’ouverture 400 µm.

•Détermination de WL : La limite de liquidité est déterminée par

l’appareil de Casagrande. Par définition, la limite de liquidité est la

teneur en eau pour laquelle la rainure se ferme pour 1 cm lorsqu’on a

imprimé à la coupelle de l’appareil 25 coups.

En effet, on prépare un mortier d’une certaine consistance, on remplit la coupelle en

3 couches, on trace une rainure dans le mortier à l’aide de l’outil en V. En faisant tourner

la manivelle, on imprime à la coupelle des chocs semblables et la rainure se ferme. On

doit noter le nombre de coups nécessaires pour fermer la rainure de 1cm.

•Détermination de WP : La limite de plasticité est la teneur en eau

pour laquelle le mortier du sol étudié se laisse encore pétrir en

boudin de 3 mm de diamètre et de 8 à 10 cm de long.

•Indice de plasticité IP : indique l’étendue de plasticité d’un sol

cohérent. Plus cet indice est grand plus le sol est très plastique.

IP = WL – WP

•Indice de consistance IC : dans son état plastique, un sol cohérent

peut être trop déformable. IC renseigne sur les états intermédiaire de

ce sol.

PL

LC WW

WWI

−−

=

Interprétation des résultats :

Malgré la détermination de la limite de liquidité, WL = 45.23%, par la droite de la

figure 21, celle de la limite de plasticité WP était impossible, c’est-à-dire qu’on n’a pas

réussi à pétrir en boudin de 3 mm de diamètre et de 8 cm de longueur les éléments

E.S.P.A. 53


inférieurs à 315 µm, même à des teneurs en eau différentes. Ce qui nous amène à

conclure que l’altérite a un indice de plasticité nul, IP = 0.

Figure 21 : Droite de liquidité. (Source : l’Auteur).

C’est une altérite très pauvre en argile dont la teneur est de 10,84% (Annexe III-c)

et dont la texture est limono-sableuse. La forte proportion de sables rend l’altérite plus

friable et favorise l’érosion en nappe. Les particules sableuses sont facilement entraînées

en profondeur, faisant abaisser la cohésion des matériaux.

14.3.6.Conclusion sur les altérites de gneiss :

- L’abondance de sables, qu’ils soient graviers ou fins, est due à celle de quartz,

minéral le plus résistant à l’altération du gneiss, puis vient le feldspath.

- Par contre, les micas sont très dominants dans la fraction fine D<0,315 mm. Ce

sont les micas hérités de la roche-mère et les micas nouvellement formés qui

sont les muscovites. Ils jouent un rôle très important dans le glissement des

altérites, grâce à leur clivage basal parfait qui permet de les séparer en des

feuillets très fins. Leur pourcentage dépasse les 25 % dans les altérites.

- Cette dominance de micas dans les éléments fins pourraient s’expliquer par

leur faculté à se dissoudre ou à se transformer. En effet, la biotite peut libérer

E.S.P.A.

y = -0,0126x + 0,7673

0%

10%

20%

30%

40%

50%

60%

70%

80%

90%

0 5 10 15 20 25

Nombre de coups

WL

54


dans l’eau du fer, du potassium, du silicium et un peu de magnésium. Selon

JOHNSON (1962), cette dissolution a été accompagnée par la disparition

progressive de la biotite qui se désagrège rapidement dans l’acide organique

puis elle se détache par feuillets et prend un aspect argenté.

Il faut aussi envisager l’altération de la biotite comme une argilisation. La

transformation commence par l’oxydation de la biotite transformant le fer ferreux bivalent

en fer trivalent. Et puis, on arrive à la transformation de la biotite en un autre minéral

lequel est le kaolin ou la vermiculite ; suivant les conditions locales. Si la vermiculite est

soumise à des alternances de dessiccation et d’humectation, tantôt elle se gonfle tantôt

elle se contracte, c’est-à-dire que la nouvelle phyllite ainsi obtenue est très instable.

Mais pour l’échantillon étudié, le taux d’argile est très faible (10%) par rapport aux

éléments très fins (mica, quartz, feldspaths). Ce qui entraîne la baisse de cohésion dans

cet échantillon. D’où si les eaux infiltrées de la surface arrivent à atteindre la couche

d’altérite de gneiss, de même que les eaux souterraines, la pente pourrait laisser emporter

les sables fins et graviers par l’eau ; tandis que les micas très fins vont faire glisser la

couche d’horizon pédologique sur la couche d’argile restante d’où le risque de glissement

de terrain ou de formation de ravin due à l’infiltration d’eau localement abondante et à

l’érosion en nappe.

Pour conclure, l’altérite de gneiss étudiée appartient à une couche très instable

géotechniquement.

E.S.P.A. 55


Chapitre. VIAltération sur migmatites.

15. Étude pétrographique.

15.1.Rappel sur l’origine des migmatites d’Alasora.

Par définition, la migmatite est une roche composite, elle résulte de la fusion

partielle des gneiss en produisant une roche de composition granitique (quartzo-

feldspathique) appelée « leucosome » associée avec des restites qui sont des roches

réfractaires à la fusion (ferro-magnésien) et avec des gneiss à faciès granulite appelés

« mésosome ». La migmatite d’Alasora résulte de la phase de métamorphisme des

sédiments mise en place de 3000 à 2600 Ma et se terminant à la fin de l’orogenèse

shamvaïenne. En effet la très haute température et la haute pression (une pression

supérieure à 8 kb et une température comprise entre 650°C et 700°C) entraîne l’anatexie

aboutissant à la formation de la migmatite.

15.2.Description des caractéristiques des migmatites.

Les affleurements des migmatites sont plus ou moins rares, et souvent difficilement

accessibles. Néanmoins, les quelques affleurements observés sur le terrain nous ont

permis de mieux préciser la nature pétrographique de ces migmatites et de prélever des

échantillons. Nous avons constaté la présence des roches à composition granitiques et de

restites associées avec le gneiss . Tous ces indices sont la marque de la mobilisation de

la fusion des éléments minéraux ou chimiques, au cours du métamorphisme.

15.2.1.Structure.

La structure rubanée de la migmatite est caractérisée par l’alternance des bandes

clairs (quartzo-feldspathiques) et des lits sombres (ferro-magnésiens).

15.2.2.Couleur.

En général, les migmatites d’Alasora sont plus claires que les gneiss en raison de la

dominance de la couleur jaune clair ou orange clair. Ce sont des roches leucocrates

contenant 85% de minéraux clairs (quartz et feldspaths) et 15% de minéraux noirs ou

sombres, ferro-magnésiens ou d’oxydes.

E.S.P.A. 56


15.2.3.Composition minéralogique.

On retrouve dans les migmatites tous les minéraux caractéristiques des gneiss,

mais à des proportions variables.

La composition minéralogique est déduite du comptage de minéraux au moyen de

la loupe binoculaire. La minéralogie a été vérifiées sur une lame mince confectionnée

dans des migmatites (Photographie 3 et 4). Ces migmatites sont riches en feldspaths et en

quartz. La quantité de muscovite est de 50 % par rapport à celle du quartz, elle se

distingue de quartz par un clivage bien marqué. Remarquons le faible pourcentage de la

biotite (Figure 22), ce qui n’était pas le cas pour les gneiss.

Photo 3 : Lame mince en lumière naturelle effectuée dans la migmatite.(Échantillon :

Migm 1, aff 1)

Photo 4 : Lame mince en lumière polarisée effectuée dans la migmatite. (Échantillon:

Migm 1, aff 1)

E.S.P.A.

Minéraux opaquesMuscovite Biotite

Quartz Feldspaths

Grenat

57


Figure 22 : Composition minéralogique de la migmatite. (Source : l’Auteur).

16. Altérites sur migmatites.

16.1.Profondeur.

Dans la zone migmatitique, les altérites sont à des profondeurs toujours variées.

Mais, généralement, on peut distinguer :

•des altérites situées à moins de 3 m de profondeur ;

•des altérites situées au-delà de 3 m de profondeur .

A remarquer que sur la migmatite, la profondeur moyenne est plus importante que

sur les gneiss. Les altérites profondes (supérieures à 3m de profondeur) sont rarement

observables sur le terrain.

Les causes de la différence de profondeur des altérites migmatitiques sont

généralement les mêmes que celles des altérites gneissiques. Mais le fait que ces

dernières soient situées à des profondeurs moins importantes pourrait s’expliquer au

niveau plus faible de la résistance à l’altération de la migmatite.

En effet, la première hypothèse la plus probable, est que les feldspaths sont plus

abondants dans la migmatite que dans les gneiss ( Annexe II-d) alors qu’ils sont beaucoup

plus altérables que le quartz.

E.S.P.A.

0,0

5,0

10,0

15,0

20,0

25,0

30,0

35,0

40,0

Quartz Feldspaths Minérauxopaque

Muscovite Biotite Grenat

Minéraux

Pour

cent

age

de m

inér

aux.

58


D’où, on peut déduire que la différence de pourcentage minéralogique entre les

gneiss et les migmatites influe sur la profondeur où se trouvent les altérites.

Par ailleurs, les altérites sur migmatites se trouvent souvent plus près de la surface

du sol en raison du décapage important par érosion des horizons superficiels.

16.2.Caractéristiques des altérites sur migmatites.

16.2.1.Couleur.

On distingue deux gammes de couleur dans les altérites sur migmatites :

•rouge sombre ou orange.

•jaune clair.

Les profils pédologiques des talus montrent que les couches d’altérites rouges

sombres ou oranges sont souvent sus-jacentes aux altérites de couleur jaune clair. La

différence au niveau de la couleur est due au phénomène de lessivage ou d’oxydation. Le

degré d’oxydation étant plus élevé dans les altérites rouges et oranges. Les altérites

jaunes ont des propriétés plus proches de la roche-mère migmatitique, parce qu’elles se

situent beaucoup plus en profondeur.

16.2.2.Structure.

On voit toujours l’héritage de la structuration de la roche-mère chez les altérites.

C’est-à-dire que le mode d’arrangement granulométrique des altérites migmatitiques est

toujours le même que celui de la migmatite.

Autrement dit, la structure rubanée de la migmatite est conservée et on voit

l’alternance des bandes sombres très sinueuses à travers les zones claires.

16.2.3.Texture.

Pour vérifier le lien de parenté qui existe entre la roche-mère migmatitique et son

altérite, l’échantillon a été prélevé sur des altérites jaunes situées au sommet du versant.

La texture se déduit des résultats de l’analyse granulométrique.(Figure 23)

Comme dans le cas des gneiss, notre courbe granulométrique ne permet pas

d’avoir tous les pourcentages des autres éléments de la granulométrie, à savoir : le sable

fin, le limon et l’argile, dont la détermination quantitative nécessite des appareils de

mesure plus sophistiqués (diffractomètre aux rayons x, Analyse Thermique Différentielle

ou ATD). Les résultats des études de LATRILLE ont permis de dire que les altérites sur

migmatites ont une texture grossière, vu la forte teneur en sables, environ 50%. Ce qui

amène à dire que la texture passe du limono-sableux à limono-argilo-sableux.

E.S.P.A. 59


100% CAILLOUX GRAVIERS GROS SABLE SABLE FIN LIMON ARGILE 0

90 10

80 20

70 30

60 40

50 50

40 60

30 70

20 80

10 90

0 100% mm

%

T

A

M

I

S

A

T

S

C

U

M

U

L

E

S

%

R

E

F

U

S

C

U

M

U

L

E

S

0.0010.010.1110100

Figure 23 : Courbe granulométrique de l’altérite sur migmatite. (Source : l’Auteur).

E.S.P.A. 60


16.2.4.La composition minéralogique.

Les résultats du comptage de plusieurs échantillons sont représentés par les

figures 25, 26, 27, dont l’interprétation est donnée ci-après.

k) Figure 25 : Cette figure présente le nombre des minéraux comptés dans les

échantillons retenus dans les tamis d’ouvertures : 0,315 mm ; 0,630 mm ; 1.25

mm.

On retrouve encore les minéraux observés dans la lame mince de la migmatite

(quartz, feldspath, pyroxène, mica noir, mica blanc, grenat) et dans son altérite.

La ressemblance est justifiée par la dominance des restes de minéraux clairs tels

que le quartz et les feldspaths qui sont remarquables dans toutes les classes

granulométriques observées, mais aussi par la quantité faible de minéraux noirs, surtout

pour la biotite.

l) Figure 26 : Cette figure présente les pourcentages moyens des minéraux

comptés dans les refus cumulés.

L’héritage du substrat est plus évident que dans le cas des gneiss, vu la similitude

entre la courbe minéralogique de la migmatite et celle de son altérite, sans compter

l’apparition de l’argile. (Figure 24)

Figure 24 : Comparaison des pourcentages de minéraux de l’altérite sur migmatite par

rapport à sa roche-mère. (Source :l’Auteur).

La présence d’une plus grande quantité de feldspaths dans l’altérite par rapport à

celle du quartz (Tableau 4) indique que la roche-mère migmatitique est en voie de

décomposition et que son altération n’est pas encore poussée. Le quartz plus résistant à

l’altération que les feldspaths subsiste après l’altération. Ce qui explique la texture

grossière et sableuse des altérites de la migmatite. La prédominance de quartz et de

E.S.P.A.

0,05,0

10,015,020,025,030,035,040,0

Quartz Feldspaths Minérauxopaque

Muscovite Biotite Grenat Argile

Minéraux

Pour

cent

age

de m

inér

aux.

Migmatite Altérite sur migmatite

61


feldspaths leur donne une couleur claire, la présence des minéraux noirs (12%) n’influe

pas du tout sur la couleur des altérites

m) Figure 27 : Cette figure présente l’estimation de la composition minéralogique

de l’altérite sur migmatite.

La fraction fine inférieure à 0.315 mm est composée d’argiles issues probablement de

l’altération des feldspaths ou des micas. Le tableau 4 confirme que les feldspaths de l’altérite sont

peu affectés par l’altération car ils présentent un taux de diminution assez faible par rapport à la

roche-mère migmatitique. Tandis que les micas (biotite et muscovites) sont les plus touchés donc

les plus altérés car le taux de diminution des minéraux est grande.

Migmatite en % Altérite sur migmatite en%

Diminution de minéraux en%

Feldspaths 38 30.5 -7.5Minéraux opaques 3.20 2.69 -0.51

Muscovite 18 8.80 -9.20Biotite 4 0.20 -3.80Grenat 1.80 0 -1.80Tableau 4 : Tableau représentant l’estimation du taux de la diminution des minéraux

altérables dans l’échantillon d’altérite sur migmatite. (Source : l’Auteur).

E.S.P.A. 62


0

5

10

15

20

25

30

35

40

Ec1 Ec2 Ec3 Ec4 Ec1 Ec2 Ec3 Ec4 Ec1 Ec2 Ec3 Ec4

Echantillons

Nom

bre

des

min

érau

x

Quartz Feldspaths Pyroxène Mica blanc Mica noir Grenat

Figure 25 : Courbe représentant le résultat du comptage de minéraux dans l’ altérite sur migmatite. (Source : l’Auteur).

E.S.P.A. 63


0%

5%

10%

15%

20%

25%

30%

35%

40%

45%

50%

Quartz Feldspaths Minéraux opaques Muscovite Biotite Grenat

minéraux

Pou

rcen

tage

de

min

érau

x.

Figure 26 : Courbe représentant les pourcentages moyennes des éléments minéraux supérieurs à 0.315 mm de l’altérite sur migmatite. (Source :

l’Auteur).

E.S.P.A. 64


Quartz30,10%

Minéraux opaques2,69%

Muscovite6,13%

Biotite0,20%

Grenat0,00%

Feldspaths30,50%

Argile 30.38%

Quartz Feldspaths Minéraux opaques Muscovite Biotite Grenat Argile

Figure 27 : Estimation de la composition minéralogique de l’ altérite sur migmatite.( Source : l’ Auteur).

E.S.P.A. 65


16.2.5.Les essais géotechniques.

Les essais géotechniques effectués sur l’altérite de la migmatite sont la

granulométrie, la détermination de la limite de liquidité WL , la détermination de la limite de

plasticité WP, puis la déduction des valeurs de l’indice de plasticité Ip et de l’indice de

consistance Ic à partir de ces deux limites. La description des essais est déjà faite au

chapitre précédant. Quant aux résultats, la limite de liquidité WL est déterminée à partir de

la figure 28.

Figure 28 : Droite de la limite de liquidité de l’altérite sur migmatite.( Source : l’ Auteur).

On trouve WL = 38,50% et la limite de plasticité est WP = 33,33%.

L’indice de plasticité Ip est la différence entre la limite de liquidité WL et la limite de

plasticité WP :

IP = WL – WP

IP = 38,50 – 33,33

IP = 5,17%.

Donc, malgré la teneur en argile élevée (environ 30%), l’altérite en question est,

d’après l’indice de plasticité, «maigre»,c’est-à-dire que la teneur en argile est insuffisante

pour que son état soit argileux. Ce que montre les valeurs suivants :

IP > 20 : sol très argileux

IP = 10 à 20 : sol argileux

E.S.P.A.

Lim ite de liquidité de l'altérite m igm atite

y = -0,008x + 0,5887

0%

10%

20%

30%

40%

50%

60%

70%

0 5 10 15 20 25 30 35

Nombre de coups

WL

66


IP = 4 à 10 : sol maigre

IP < 4 : sol exempt d’argile.

Ce qui correspond très bien à la texture limono-sableuse, plutôt grossière de

l’altérite sur migmatite.

L’indice de consistance IC renseigne sur la solidité du sol étudié. Il est donné par la

formule :

PL

LC WW

WWI −−=

soit 86,417,5

41,1350,38 =−=CI

Comme :

IC >1 : sol à l’état solide

IC = 0,75 à 1 : sol très ferme

IC = 0,50 à 0,75 : sol à l’état ferme

IC = 0,25 à 0,50 : sol à l’état molle

IC = 0 à 0,25 : sol à l’état très molle

IC <0 : sol à l’état liquide.

Notre indice de consistance, IC = 4,86 ; est nettement supérieur à 1, donc notre

altérite est à l’état très solide. En effet, l’état de solidité de l’altérite pourrait s’expliquer par

la rareté dans les éléments fins , des micas noirs (biotite) ou blanc (muscovite). De plus,

dans les éléments fins, ce sont les argiles dérivant de la kaolinisation des feldspaths et

des micas qui sont en majorité. Ce fait est marqué par la prédominance de teinte claire

dans les éléments fins, les argiles jouent aussi le rôle de consolidation pour les restes des

minéraux , non encore altérés, qui sont les quartz, les feldspaths et les minéraux noirs.

Autrement dit, malgré la supériorité en pourcentage de sables, ils sont consolidés par les

argiles.

16.2.6.Déduction.

Par l’absence des micas dans les éléments fins (diamètre inférieure à 315 µm), et

le rôle de consolidation que tient le kaolin, il est assez difficile pour les eaux d’infiltration et

les eaux de la nappe phréatique d’emporter les éléments sableux de la couche d’altérites

de profondeur de la migmatite.

Encore plus, le glissement est minimisé par cette consolidation. Donc, les

migmatites d’Alasora engendre des couches d’altérations stables, même sur des pentes

considérables (supérieure à 40 %). Ce qui est confirmé par l’absence des lavaka dans les

zones migmatitiques.E.S.P.A. 67


Tableau 5 : Comparaison des caractéristiques générales des altérites sur gneiss et altérites sur

migmatites.( Source: l’Auteur).

E.S.P.A.

Altérites sur gneiss Altérites sur migmatites1) Profondeur.

Profondeur variant de : 0<p<2 m Profondeur variant de : 0<p<3 m2) Altitude.

Altitude située entre 1250 m à 1400 m. Altitude située entre 1250 m à 1300 m3) Épaisseur.

Épaisseur entre 10 m à 20 m. Épaisseur entre 10 m à 30 m.4) Propriétés morphologiques.

-Couleur généralement grise en cas de non

lessivage et rouge ou orange en cas de

lessivage;

-conservation de la structure originelle de la

roche-mère;

-texture limono-sableuse.

-couleur jaune en cas de non lessivage et

rouge en cas de lessivage ;

-conservation de la structure originelle de la

roche-mère;

-texture limono-sableuse à limono-argilo-

sableuse.

5) Caractérisation minéralogique et granulométrique.-Pourcentage en poids de la fraction

argileuse inférieure à 0.315 mm :

10%<a<20% ;

-pourcentage en grains de quartz retenus

dans les tamis dont l’ouverture est comprise

entre 20 mm et 0.315 mm : 20% ;

-les éléments fins sont très riches en micas

noirs (biotite) ;

-minéraux sombres dominants (biotite,

pyroxène, oxyde) dans la fraction inférieure

à 0.315 mm.

-Pourcentage en poids de la fraction

argileuse inférieure à 0.315 mm :

30%<a<60% ;

-pourcentage en grains de quartz retenus

dans les tamis dont l’ouverture est comprise

entre 20 mm et 0.315 mm : 30% ;

-les éléments fins sont en majorité

composés d’argile ;

-minéraux clairs dominants dans la fraction

inférieure à 0.315 mm ( kaolin, quartz,

feldspaths, muscovite).6) Caractérisation géotechnique.

-Plasticité nulle (IP=0%) ;

-cohésion nulle (IC=0).

-Plasticité faible (IP=5.17 %) ;

-cohésion élevée (IC= 4.86).

68


PARTIE III

E.S.P.A. 69


Partie. III Étude pédologique.

L’objectif de cette partie est de mesurer l’influence de la nature du substratum

géologique sur les propriétés morphologiques, physico-chimiques et minéralogiques des

horizons pédologiques. Nous nous attacherons à mettre en évidence le lien entre altérites

et les horizons pédologiques sus-jacents.

Pour cela, nous allons :

•évoquer les méthodes à suivre en pédologie ;

•classer les différents groupes de sols sur la colline d’Alasora;

•montrer les héritages des substratums géologiques au niveau des

profils pédologiques étudiés ;

•analyser les facteurs pédogénétiques explicatifs de l’origine des

différenciations possibles ;

•mettre en évidence les impacts de la géologie et de la pédogenèse

sur les caractéristiques liées aux performances agronomiques des

sols.

Chapitre. VIIMéthodologie.

17. Échantillonnage.

Les échantillons de sols sont prélevés sur des talus naturels (Lavaka, ravin) et

artificiels pour déterminer quels sont les processus de la pedogenèse gouvernant

l’évolution minéralogique et chimique des sols étudiés. Les sols prélevés sur les talus

concernent les horizons pédologiques et les altérites.(Figure 29)

E.S.P.A. 69

Partie III : Étude pédologique.

Figure 29: Cartes de prélèvement des échantillons des sols. (Source : Auteur, BD 10 Alasora).E.S.P.A.

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##td22

td33

td25

td36 td34

td31

td21

td42td40

td41

td38AMPAHIBATO

MAHITSY

AMBOHIMARINA

ALASORA

MAHATSINJO

ANKAZOBE

MIADANAMENDRIKOLOVANA

AMBOAROY

MANDIKANAMANA

ANKADIEVO

EST MAHAZOARIVO

AMBOHITROMBY

ANKADINDRATOMBO

AMBOHITANETYAMBATOMALAZA

SUD AMBOHIPO

AMBODIVONDAVA

AMBODIVOANJO

0 1000 2000 Meters

N

517000

517000

518000

518000

519000

519000

520000

520000

521000

521000

522000

522000

7920

00

792000

7930

00

793000

7940

00

794000

7950

00

795000

7960

00

796000

Bypass.

Les profils types de M.Treyer.#

Prélèvement des sols. Ñ

Routes.

Ikopa.

Colline.

Plaine et bas fond.

Carte de prélèvement des sols

Légende.

70


18. Préparation des échantillons.

Les échantillons de sols prélevés sur les talus ont été lavés, pour éliminer les fines.

Ils sont ensuite séchés puis tamisés à une ouverture de 0.315 mm, 0.630 mm et 1.25 mm

de diamètre.

19. Analyses physico-chimiques et minéralogiques.

La plupart des résultats des analyses pédologiques des profils sont issus des

données de M. TREYER, (1989). Ce sont des analyses pédologiques courantes à savoir:

•la granulométrie ;

•le pH ;

•les éléments organiques ;

•les complexes absorbants.

Ces analyses sont faites avec des sols correspondants au classement établi par cet

auteur. Les prélèvements des sols et les profils pédologiques sont localisés sur la carte de

la figure 39 grâce aux coordonnées Laborde. Les caractéristiques macroscopiques des

horizons pédologiques (couleur, structure) ont permis de vérifier le type de profil identifié

sur le terrain.

Quand aux analyses minéralogiques des échantillons, elles sont faites après

tamisages des échantillons. Les fractions sableuses sont observées à la loupe binoculaire

pour compter les minéraux sains.

Notre interprétation est basée surtout sur les données de M.TREYER (1968) qui

sont complétées avec nos résultats d’analyses minéralogiques et d’observations

morphologiques et macroscopiques (couleur, pente, profondeur etc...).

E.S.P.A. 71


Chapitre. VIIIClassification des sols de la colline d’Alasora et

description des profils.

20. Sols ferralitiques moyennement déssaturés sur gneiss.

20.1.Typiques.

n) Brun rouge sur rouge. (Annexe V-a).

Profil type: td 21

Végétation: Hyparrehenia rufa, goyaviers.

Pente inférieure à 12% ; relief plan; sommet du versant.

Description du profil :

•0-25 cm : Horizon brun rouge, limon argilo-sableux, humide,

meuble, structure grumeleuse, enracinement moyen, quelques

graviers de quartz.

•25-95 cm : Horizon brun rouge, limon argileux, humide, non

cohérent, structure primaire continue, secondaire grumeleuse.

•95-120 cm : Horizon rouge, limon argileux, humide, cohérent,

structure continue, quelques graviers de quartz.

Remarque :

Il y a une légère accumulation d’argile en profondeur et un horizon légèrement

organique de surface. Les sols sont souvent cultivés en manioc.

o) Brun jaune sur jaune. (Annexe V-a).

Profil type: td 25Végétation : Aristida, Loudetia

Pente inférieure à 12% ; relief plan; sommet du versant.


•0-10 cm : Horizon brun jaune, limon argileux, sableux, humide,

meuble, structure grumeleuse, quelques grains de quartz.

•10-120 cm : Horizon jaune orangé, limon argileux, humide,

cohérent, structure polyédrique, quelques graviers de quartz.

E.S.P.A. 72


Remarque :

La différence avec le précédent outre la couleur indique : un pH un peu moins acide

dans l’horizon de surface ; un horizon organique mieux tranché ; une légère accumulation

de potassium dans le première horizon.

20.2.Rajeunis

p) brun rouge sur gneiss très décomposé. (Annexe V-b)

Ce sont des sols ayant les caractéristiques suivantes :

- sols formés sur des pentes supérieures à 13% ;

- horizon organique bien tranché en surface ;

- roche en décomposition trouvée à moins de 80 cm de profondeur.

Profil Type: td 22Végétation: Hyparrhenia rufa.

Pente supérieure à 13%, versant convexe.


•0-13 cm : Horizon brun rouge, limon argileux, humide, cohérent,

structure polyédrique, quelques cailloux et graviers de quartz.

•13-45 cm: Horizon rouge brun, argile limoneux, humide, cohérent,

structure primaire continue, secondaire polyédrique, cailloux de

quartz.

•45-120 cm: Horizon rouge violacée, argile limoneux, très nombreux

débris de quartz et de feldspaths, nombreux minéraux noirs.

21. Sols ferralitiques fortement déssaturés sur migmatites.

Il semble que sur ces roches très dures et à texture serrées, l’érosion ait été moins

forte que sur gneiss. Les versants à pente faible ont permis la formation des sols modaux.

21.1.Typiques .

q) A horizon brun rouge de surface sur rouge de profondeur. (Annexe V-e).

Ces sols ce sont formés sur des versants de pente inférieure à 13% ou sur des

hauts plateaux. Ils possèdent généralement un horizon faiblement organique pouvant

dépasser 20 cm d’épaisseur. Il n’y a pas d’accumulation d’argile visible en profondeur. Le

régosol n’est généralement pas atteint à la profondeur de 1 m 20. La végétation se

comporte d’une strate herbacée, formée surtout par des Aristida. La couverture du sol est

E.S.P.A. 73


souvent très mal assurée car l’Aristida disséminée en touffe laisse de nombreux plaques

de sol nu.

Profil type: td 31Végétation: Aristida.

Pente entre 5% et 6%, relief plan, sommet du versant.

Description du profil.

•0-22 cm : Horizon brun rouge, limon argileux sableux, meuble,

structure grumeleuse, quelques racines, quelques grains de quartz.

•22-85 cm : Horizon brun rouge, limon argileux sableux, cohérent,

structure primaire continue, secondaire polyédrique, quelques

graviers de quartz.

•85-120 cm : Horizon rouge, limon argileux sableux, humide,

cohérent, structure continue, quelques graviers de quartz.

Remarque :

La texture est moyenne avec un pH extrêmement acide. Les minéraux soluble sont

extrêmement faibles ainsi que la somme de base échangeable. La capacité d’échange est

très faible.

Profil Type: td 32Végétation : Aristida.

Pente environ 13%, versant concave.


•0-22 cm : Horizon brun rouge, limon argileux sableux, humide,


•22-75 cm : Horizon rouge brun, limon argileux, humide, cohérent,

structure primaire continue, secondaire polyédrique, quelques

racines, grains de quartz.

•75-110 cm : Horizon rouge, limon argileux sableux, humide

cohérent, structure continue, grains de quartz.

•110-120 cm : Horizon identique mais présence de quelques débris

de roche en décomposition.

Remarque :

Il y a une légère accumulation d’argile dans le second horizon. La teneur en matière

organique est moyenne et bien évoluée dans les premiers 22 cm. La teneur en élément

minéraux est très faible ainsi que la somme des bases échangeables. La capacité

E.S.P.A. 74


d’échange est faible à moyenne. Le degré de saturation est très faible pour les complexes

absorbants.

r) Horizon brun jaune de surface sur horizon jaune de profondeur. (Annexe V-e).

Dans ce sols, seule la couleur est différente.

Profil type: td 34

Végétation: Aristida.

Pente faible; versant concave.


•0-16 cm : Horizon brun jaune, limon argilo-sableux, humide,

cohérent, structure primaire continue, secondaire polyédrique,

enracinement faible, présence de cailloux de quartz et de gravier.

•16-50 cm : Horizon jaune brun, limon argilo-sableux, humide,

cohérent, quelque rare racine, quelques graviers de quartz.

•50-120 cm : Horizon rouge orangé, limon argilo-sableux, humide,

cohérent, structure continue, quelques graviers de quartz.

Remarque :

La Texture est moyenne avec une légère accumulation d’argile dans l’horizon 2 et

la présence d’un horizon faiblement organique en surface (0 à 16 cm), la matière

organique évolue très rapidement puisque la quantité d’azote sont forte par rapport à celle

du carbone. Le pH est très acide avec une teneur en éléments minéraux très faible. La

somme des bases échangeables et la capacité d’échange est très faible. Le degré de

saturation faible des complexes absorbants.

21.2.Rajeunis.

s) Horizon brun rouge de surface sur migmatite fortement décomposée. (Annexe

V-f).

Ces sols se sont formés sur des versants à pente forte (plus de 20%). Leur

structure est correcte. L’horizon faiblement organique recouvre la régolite. La texture est

grossière en profondeur. Les migmatites donnent des sols de texture plus grossière que

celles des gneiss.

Profil type: td 33Végétation: Aristida.

Pente: 23%; versant convexe.


E.S.P.A. 75


•0-23 cm : Horizon brun rouge, limon argilo-sableux, humide,


•23-120 cm : Horizon rouge bariolé, limon sableux, structure primaire

continue, secondaire polyédrique, présence de nombreux débris de

roche altérée, feldspaths, quartz, minéraux noirs.

Remarque :

La texture est moyenne à grossière. La teneur en matière organique est faible à

moyenne dans les 23 premiers centimètres. La teneur est extrêmement faible en

phosphore assimilable et en base échangeable. Le degré de saturation est très faible.

En résumé, les sols ferralitiques fortement déssaturés sur migmatites modaux

présentent donc des caractères physiques corrects mais sont très carencés en élément

minéraux.

Les sols ferralitiques fortement déssaturés sur migmatites rajeunis se sont formés

sur des pentes comprises entre 12 et 40%. Leur caractéristiques physico-chimiques sont

les même que celle des sols modaux.

22. Sols ferralitiques fortement déssaturés sur gneiss.

La topographie a été ici le facteur primordial de la pédogenèse. Lorsque la pente n’

excède pas 15%, les sols n’ont pas été rajeunis ou ont pu se reconstituer car on retrouve

un horizon A et un horizon B d’épaisseur normale, le régosol n’étant pas encore atteint à

la profondeur d’un mètre vingt.

Par contre lorsque la pente est très forte, certains sols ne possèdent pas d’horizon

organique et à la limite on trouve des lithosols uniquement formés de roches en

décomposition.

22.1.Typiques (modaux).

t) Brun jaune sur jaune orangé. (Annexe V-c)

Ces sols sont formés sur des pentes comprises entre 10 et 15%. Leur structure est

correcte en surface. Un horizon organique s’observe nettement en surface (15 et 20 cm

d’épaisseur) souvent suivi en profondeur par un horizon faiblement humifère. Une

accumulation d’argiles est visible dans l’horizon B. Quelques cailloux de quartz sont

disséminés dans les différents horizons.

Profil type: td 38Végétation: Aristida, quelque Hyparrhenia. Des petits champs de manioc

s’observent par endroits.

E.S.P.A. 76


Pente : 13% ; versant concave; érosion en nappe assez forte.



structure grumeleuse, quelques racines.

•15-63 cm : Horizon jaune brun, argile, humide, plastique, cohérent,

structure continue, grains de quartz.

•63-120 cm : Horizon jaune rouge orangé, argile, humide, plastique,

cohérent, structure continue, quelques grains et graviers de quartz.

Remarque :

Il y a un très net enrichissement en argiles dans les deuxième et troisièmes

horizons. La matière organique est bien évoluée avec un pH extrêmement acide. La

somme des bases échangeable est extrêmement faible.

Profil type: td 36

Végétation: Cynodon dactylon

Pente: 13%, relief plan, sommet du versant, érosion en nappe faible à moyenne.

Description du profil:

•0-24 cm: Horizon brun jaune, limon, humide, meuble, structure

grumeleuse, enracinement faible, quelques grains de quartz.

•24-70 cm: Horizon jaune brun, limon argileux, humide, cohérent,

structure primaire continue, secondaire polyédrique, enracinement

très faible, quelques grains de quartz.

•70-120 cm: Horizon jaune orangé, limon argileux, humide, cohérent,

structure continue, quelques grains de quartz.

Remarque:

Une accumulation importante d’argiles est signalée en profondeur. La teneur

moyenne en matière organique est bien évoluée en surface . La teneur est très faible pour

les éléments minéraux et la somme des bases échangeables ainsi que pour le degré de

saturation. Ces sols présentent une structure correcte et une texture moyenne en surface

et fine en profondeur.

u) Brun rouge sur rouge.(Annexe V-c).

Ces sols se sont formés sur des pentes inférieures ou égales à 13%. Il semble que

l’horizon de texture moyenne existant en surface dans les sols jaunes n’existe pas ici.

C’est la seule différence apparente, hormis la couleur entre les sols précédents.

Profil type: td 41

Végétation: Aristida, Eucalyptus.E.S.P.A. 77


Pente : 13% ; relief plan, sommet du versant.


•0-14 cm : Horizon brun rouge, argile, humide, cohérent, structure

grumeleuse, moyennement organique, enracinement faible,

quelques cailloux de quartz.

•14-65 cm : Horizon rouge brunâtre, argile, humide, cohérent,

structure continue, grains de quartz.

•65-120 cm : Horizon rouge, argile, humide, structure continue,

graviers de quartz.

Remarque :

La texture est fine d’ensemble avec un horizon moyennement organique de

surface. Le teneur est extrêmement faible en acide phosphorique assimilable et en base

échangeable. La capacité d’échange est très faible ainsi que le degré de saturation du

complexe absorbant.

22.2. Rajeunis.

v) Jaune brun sur gneiss fortement décomposé sans horizon organique de

surface.(Annexe V-d).

Ces sols se sont formés sur des pentes très fortes. L’érosion est localement trop

forte pour permettre l’installation d’un nouvel horizon organique. Ces sols subissent une

érosion en nappe intensive évoluant vers un début d’érosion en rigole.

Profil type: td 40Végétation: Aristida, goyaviers.

Pente : 38%, versant convexe, érosion en nappe et érosion en rigole par endroits.


•0-80 cm : Horizon jaune brun, limon argilo-sableux, humide,

cohérent, structure primaire continue, secondaire grumeleuse.

•80-120 cm : Horizon beige jaune bariolé, limon argilo-sableux,

humide, contenant de très nombreux débris de roches altérées,

feldspaths, quartz, minéraux noirs.

Remarque :

La texture est moyenne. Il n’y a pas d’horizon organique de surface. Nous classons

ces sols comme étant ferralitiques fortement déssaturés car seule la teneur en potassium

est moyenne. De plus la somme des bases échangeables est faible, ainsi que la capacité

d’échange avec une pente très forte.

E.S.P.A. 78


w) Brun jaune sur jaune brun sur gneiss très fortement décomposé, à horizon

humifère de surface reconstitué.(Annexe V-d)

Ces sols se sont formés sur des pentes très fortes parfois plus de 40%. La

présence de la roche-mère en décomposition permet de les ranger dans la classe des sols

rajeunis.

Profil type: td 42Végétation: Loudetia (Rambiazana).

Pente : 40%, relief plan, érosion moins forte.


•0-14 cm : Horizon brun jaune, limon argileux, cohérent, structure

primaire continue, secondaire grumeleuse, nombreux cailloux de

quartz.

•14-83 cm : Horizon jaune brun, limon argileux, humide, cohérent,

structure primaire continue, secondaire polyédrique, nombreux

cailloux et graviers de quartz.

•83-120 cm : Horizon jaune beige, bariolé, limon, comportant de

nombreux débris de roche altéré, feldspaths, quartz, minéraux noirs,

horizon humide, peut cohérent, structure grumeleuse.

Remarque.

La texture est fine jusqu’à 80 cm suivie ensuite d’une texture moyenne. La teneur

moyenne en matière organique a bien évolué dans les premiers horizons, elle est très

faible pour les éléments minéraux soluble. La somme des bases échangeables est très

faible ainsi que le degré de saturation du complexe absorbant.

23. Les sols minéraux bruts.

23.1.Lithosols .

Ces sols se sont formés sur une forte pente par décapage total des ferralitiques

jusqu’au niveau de la roche-mère. Ils sont composés, uniquement de roche en

décomposition. La description du profil est sur migmatite. Aucun horizon organique

n’existe en surface. La texture est plus ou moins grossière selon la roche originelle. Ces

sols se trouvent en association avec les sols rajeunis.

Profil type: td 37Végétation: Aristida, Eucalyptus.

Pente forte: 20%, érosion en nappe, versant convexe.


E.S.P.A. 79


•0-18 cm : Horizon jaune orangé, limon sableux, structure

grumeleuse, très nombreux grains de quartz, débris de feldspaths.

•18-120 cm : Horizon rouge violacée, limon argilo-sableux, humide,

cohérent, structure grumeleuse, très nombreux débris de feldspaths,

grains de quartz, minéraux noirs.

Remarque :

La texture est grossière en surface ; le pH est particulièrement acide ; il n’y a pas

d’horizon organique ; la teneur est extrêmement faible pour les éléments minéraux

solubles et la somme des base échangeables. La capacité d’échange est très faible ainsi

que le degré de saturation du complexe absorbant.

24. Sols peu évolués d’apports (modaux sur colluvion)

Ces sols ne sont pas fréquents dans la zone étudiée car les pentes sont trop fortes.

Les colluvions se trouvent tout en bas du versant. Ils sont d’ailleurs très souvent enrichis

par des apports alluviaux. Ces sols contiennent de matière organique bien évoluée dans

toute leur épaisseur.

Profil type: td 23Végétation: Cynodon dactylon, Mimosa pudica, Pin.

Pente forte, bas de pente.



meuble, structure grumeleuse, quelques grains de quartz, un peu de

mica.

•45-120 cm : Horizon jaune brun, limon argileux, humide, cohérent,

structure continue, grains de quartz, trace de mica.

Remarque :

La structure est correcte. La texture est moyenne en surface et fine en profondeur.

Il y a présence de matière organique dans l’ensemble du profil.

En résumé voici la classification des sols du secteur d’étude :

- Sols de plateau dont la pente n’excède pas 13%, avec cultures sèches selon

les courbes de niveau.

- Sols de colluvions au bas versant (pente inférieure à 6°) où les cultures

sèches sont pratiquées par les habitants d’Alasora.

E.S.P.A. 80


- Sols de plateau dont la pente est comprises entre 13% et 30%. Ces sols

pourraient éventuellement être cultivés en arbres fruitièrs après aménagement anti –

érosifs importants.

- Sols de plateau dont la pente est supérieure à 30%. Ces sols seront réservés

au reboisement ou au réembroussaillement.

E.S.P.A. 81


Figure 30: Carte pédologique d’Alasora établie à partir de la BD 10. (Source: l’Auteur)

E.S.P.A.

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##

AMPAHIBATO

MAHITSY

AMBOHIMARINAALASORA

MAHATSINJO

ANKAZOBE

MIADANA

MENDRIKOLOVANA

AMBOAROY

MANDIKANAMANA

ANKADIEVO

EST MAHAZOARIVO

AMBOHITROMBY

ANKADINDRATOMBO

AMBOHITAN ETY

AMBATOMALAZA

SUD AMBOHIPO

AMBODIVON DAVA

AMBODIVOANJO

0 1000 2000 Meters

N

517000

517000

518000

518000

519000

519000

520000

520000

521000

521000

522000

522000

7920

00

792000

7930

00

793000

7940

00

794000

7950

00

795000

7960

00

796000

Légende.

Bypass.

Ikopa

Routes.

PedologieSol ferrallitique rajeuni sur gneissSol ferrallitique rajeuni sur migmatite

Sol ferrallitique typique sur gneissSol ferrallitique typique sur migmatiteSol hydromorphe humifèreSol hydromorphe peu humifèreSol peu évolué d'apport colluvial/alluvial

Pédologie Alasora

82


Chapitre. IXHéritage dans les horizons pédologiques.

25. Héritage au niveau des couleurs.

Généralement la couleur des horizons pédologiques varie du jaune au rouge. Les

horizons humifères présentent des teintes plus sombres ou brunes par rapport aux

couches intermédiaires et profondes.

Gneiss Migmatite

Profils td21 td22 td42 td38 td31 tD34 tD37

Couleurs des horizons supérieurs BR BR BJ BJ BR BJ JO

Couleurs des horizons intermédiaires BR RB JB JB BR JB RV

Couleurs des horizons de profondeur R RV Jbe JRO R RO Jbe

Couleurs des altérites RO R JO JO RO JO JV

Couleurs des altérites de profondeur GO G GJ JG J J JTableau 6 : Représentant la variation de couleurs de certains profils. (Source: l’Auteur).

B : Brun

J : Jaune

R : Rouge

V : Violacée

Be: beige

O: Orange

G: Gris

Les groupes de coloration jaune et rouge s’observent dans les profils des sols

migmatitiques ainsi que dans les zones gneissiques. Alors que dans les altérites issues de

la migmatite, c’est la couleur jaune qui domine tandis que dans celles de la série

gneissique c’est la couleur gris ocre qui prime.

Ces résultats de comparaison montrent la différenciation entre les altérites et les

différents horizons pédologiques. Dans la migmatite, la couleur jaune des altérites persiste

souvent dans les horizons pédologiques. Quand aux altérites de gneiss situées à plus de

3m de profondeur, la coloration généralement gris ocre n’est pas conservée au niveau des

sols. La couleur évolue suivant la profondeur, surtout dans les sols issus des gneiss.

Ce qui fait qu’un horizon pédologique a une pigmentation jaune est l’abondance

des minéraux ferreux qui sont les goethites. Mais cette pigmentation devient rouge violacé

quand la présence abondante d’hématite est signalée. Elle devient orange quand les deux

sont présents à la fois.

Donc, la couleur des altérites n’est pas toujours conservée jusqu’au niveau des

horizons pédologiques. Mais il y a évolution de la couleur à cause de l’apparition de

nouveaux minéraux issus des minéraux primaires oxydés et du phénomène de lessivage.

E.S.P.A. 83


26. Héritage au niveau de la granulométrie.

Tous les résultats granulométriques des sols sont placés dans le diagramme de

texture pour mettre en évidence l’évolution de la granulométrie à travers les horizons

pédologiques. (Figure 31)

Les horizons de profondeur ont une texture variée, parfois grossière et parfois fine.

Les horizons intermédiaires présentent souvent une texture fine, en effet la teneur des

fines y augmente tandis que les sables grossiers diminuent. Mais souvent, la texture

redevient moyenne voire même grossière au niveau des horizons de surface, caractérisés

par la présence de « stones lines ».

Donc la différenciation est très nette au niveau de la texture des horizons

pédologiques du secteur étudié .

Les sols des zones migmatitiques ont en général une texture grossière. Dans les

zones gneissiques, seuls les horizons de surface présentent souvent la même texture.

Quelques rares horizons intermédiaires et de rares horizons de surface présentent une

texture fine. Mais généralement les sols des zones gneissiques ont une texture plus fine

que celle des zones migmatitiques. Par conséquent, la différence de texture signalée dans

les altérites des deux formations, est conservée dans les profils.

E.S.P.A. 84

100 0 Texture des horizons de surface

90 10Texture des horizons intermédiaire

80 20 Texture des horizons de profondeur

70 30Migmatite

60 40Gneiss

50 50

40 60

30 70

20 80

10 90

0 100100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0

Sable

Argile Limon

Figure 31: Diagramme de texture des horizons pédologiques. (Source : l’Auteur).

27. Héritage au niveau de la minéralogie.

Dans ce paragraphe, nous allons mettre en évidence l’héritage des substratums

géologiques à travers les horizons pédologiques. Pour ce faire, nous allons analyser

successivement les résultats des comptages des minéraux des échantillons prélevés dans

les profils étudiés de terrains, sur les zones gneissiques et sur les zones migmatitiques.

A noter que ces profils correspondent toujours aux classifications du chapitre

précédent. Rappelons que l’identification entre les profils de la bibliographie et les profils

de prélèvement a été facilitée par la connaissance des coordonnées Lambert.

27.1.Cas des sols sur gneiss.

Il est nécessaire de suivre l’évolution des pourcentages de minéraux de chaque

horizons prélevés dans les profils des talus pour vérifier l’héritage des substrats(Figure 32

et 33). La comparaison des allures des courbes, horizons après horizons, montre une

similarité apparente. Ce qui confirme que les minéraux observés dans la roche-mère sont

tous présents, à des teneurs différentes, dans les horizons pédologiques. Ils sont les

restes de minéraux caractéristiques de gneiss qui ont résisté à l’altération. Par ailleurs,

l’enrichissement des argiles dans les horizons intermédiaires des profils modaux indique

que le degré d’altération est plus poussé. Au niveau des surfaces de certains profils, ces

argiles disparaissent progressivement. (td42)

Les pourcentages de quartz varient beaucoup dans chaque type de profils et

d’horizon. Dans la plupart des cas, Les horizons de surface sont riches en quartz

(exemple profil td21 et td42). Il n’y a pas de variation linéaire notable dans les profils,

même si certains profils présentent une augmentation progressive des teneurs en quartz

(exemple profil td21).

Pour les feldspaths et les micas, ils diminuent progressivement de l’altérites vers

Les horizons de surface. Mais des anomalies semblent toujours présentes dans certains

profils, comme l’augmentation des teneurs en feldspaths dans certains horizons de

surface. Les autres minéraux, tels que les minéraux noirs diminuent relativement dès

qu’on monte progressivement en surface. Mais ils se présentent avec des teneurs souvent

très faibles dans les horizons supérieurs de certains profils. La preuve de l’héritage des

formations géologiques, dans les profils pédologiques des zones gneissiques, est l’allure

des courbes des pourcentages de minéraux, qui reflète la composition minéralogique des

altérites et des gneiss.

Qua

rtz

Feld

spat

hs

Min

érau

x op

aque

s

Mus

covi

te

Biot

ite

Gre

nat

Argi

le

Horizon de surfaceHorizon intermédiaire

Horizon de profondeurAltérite sur gneiss

gneiss

0%

10%

20%

30%

40%

50%

60%

70%

80%

90%

100%

Pour

cent

age

de m

inér

aux

Figure 32 : Représentation de la variation minéralogique à travers les horizons pédologiques td21. (Source : l’Auteur).

QuartzFeldspaths

Minérauxopaques Muscovite

BiotiteGrenat

Argile

Horizon de surface

horizon intermédiaire

horizons de profondeur

Altérite

Gneiss

0%

10%

20%

30%

40%

50%

60%

70%

80%

90%

100%

Pour

cent

age

de m

inér

aux.


27.2.Cas des sols sur migmatites.

Deux comparaisons ont été faites sur deux types de profils. La première porte sur

un profil qui est situé dans les sols modaux à pente concave. Et la deuxième a un profil

situé dans les sols rajeunis à pente convexe. (Fig 34 et 35)

Dans le premier profil (exemple profil td34), la composition minéralogique est à peu

près la même que dans les différents horizons. Mais il y a toujours l’enrichissement des

argiles dans les horizons intermédiaires et son appauvrissement dans les surfaces. Le

pourcentage de quartz augmente dans les horizons de surface. Les minéraux

caractéristiques de la migmatite sont toujours présents avec les minéraux néoformés. Les

courbes conservent partiellement l’allure originelles des alérites et de la roche-mère.

Dans le deuxième profil (exemple profil td 33), tous les minéraux primaires sont

toujours présents avec des argiles néoformés et les autres (hématites, goethites). Mais la

grande différence, c’est la brusque augmentation des pourcentages d’argiles dans

l’horizon de surface, souvent démunis en matière organique ; tandis que le quartz y

diminue.

Ces légères différences des pourcentages d’argiles et de quartz dans les horizons

de surface n’empêchent pas d’admettre que seule la propriété minéralogique des sols

peut justifier l’héritage entre la migmatite, l’altérites et les horizons pédologiques sus-

jacents.

QuartzFeldspaths


BiotiteGrenat

Argile

Horizon de surface

Horizon intermédiaire

Altérite

Migmatite

0%

10%

20%

30%

40%

50%

60%

70%

80%

90%

100%


QuartzFeldspaths


BiotiteGrenat

Argile

Horizons de surface

Horizon intermédiaire

Horizon de profondeur

Altérite

Migmatite

0%

10%

20%

30%

40%

50%

60%

70%

80%

90%

100%

Figure 35 : Représentation de la variation minéralogique à travers les horizons pédologiques td 34. (Source: l’Auteur).

Chapitre. XLes traits pédogénétiques.

Le développement d’un sol est conditionné par des différents processus

pédogénétiques. Ceux-ci comprennent principalement les transformations minéralogiques

dans la distribution de sub-surface. Les processus morphologiques peuvent également

avoir un influence sur la genèse d’un sol (HALL et OLSON 1991). L’enfouissement de la

zone d’accumulation, le décapage ou les mouvements de masse dans les zones d’érosion

avec l’aide de l’eau et de la pesanteur.

La mise en place de sol se fait suivant une succession d’épisodes de

morphogenèse et de pédogenèse (TRICART 1965), liée respectivement à une

succession de phases d’instabilité et de stabilité. KLEBER (1992) émet l’hypothèse que

les formations de versant constituent la majeure partie des matériaux parentaux. C’est

pourquoi la genèse et la distribution des sols ainsi que leurs propriétés chimiques sont

mieux comprises lorsqu’elles sont étudiées à l’échelle du paysage plutôt qu’à l’échelle du

pédon.

28. Explication de la différenciation des couleurs.

La différenciation de couleur résulte surtout de la transformation des minéraux due

à l’altération. D’une part, lorsque les minéraux se transforment, en se dissociant, des

éléments chimiques (Fe, K, Mg, Ca, Al, Na,...) vont être arrachés dans la structure

cristalline des minéraux, et migrent grâce au transport de l’eau. D’autre part, l’oxydation

des minéraux primaires engendre de nouveaux minéraux de couleur généralement rouge

ou jaune.

Par exemple le fer (Fe), par le phénomène de lessivage, après sa libération dans sa

maille cristalline, se présente sous différentes formes dans les horizons pédologiques :

•Amorphe mal cristallisé: présence de matière organique dans les

horizons humifères ;

•Cristalline : magnétites, goethites, hématites.

Dans les horizons pédologiques, c’est la goethite qui est responsable de coloration

jaune, et l’hématite apporte la pigmentation rouge. Quand ces deux minéraux se trouvent

avec des proportions à peu près égales, il y a apparition de couleur orange.

C’est l’accumulation de ces minéraux dans certains horizons qui fixe la couleur du

sol.

En outre, les minéraux transformés et les minéraux néoformés se présentent avec

une toute autre couleur que leur couleur d’origine. Exemple, le mica noir, biotite, très

abondant dans les altérites de gneiss micacés prend la couleur blanc laiteux lorsqu’il se

transforme en kaolin.

Mais la couleur du kaolin est souvent dominée par la couleur des oxydes de fer ou

d’autres éléments (Mg, K,...). Suivant la variation de la teneur de ces éléments, la couleur

peut varier aussi du gris (pour les altérites de gneiss) au jaune, rouge ou orange.

Sans oublier aussi l’apport de l’humus donnant aux horizons de sub-surface une

couleur sombre due à la présence de la matière organique.

Un autre processus pouvant nuancer la couleur des horizons est le dépôt des

couches allochtones des profils déjà en place. C’est le cas des profils où de part et d’autre

de stone-line, la couleur des horizons est visiblement différente.

Le développement de ces profils étudiés est conditionné, en premier lieu, par les

processus pedogénétiques au niveau du pédon. Principalement par les transformations

minéralogiques et les distributions de minéraux ou des sols. Et deuxièmement, par les

processus morphologiques, comme les mouvements de masse dans les zones d’érosion

avec le transport de l’eau par effet de la gravité.

29. Distribution des éléments grossiers.

Les éléments grossiers dans les altérites sont composés de minéraux sains, c’est à

dire de graviers ou de cailloux de quartz, de feldspaths, et même de certains minéraux

noirs (biotite, pyroxène,...). Donc l’altération n’a pas encore détruit tous les minéraux

facilement altérable (feldspaths, micas, minéraux noirs).

Par contre la teneur des fines augmente dans presque tous les horizons

intermédiaires (horizons d’altération, horizons BC, horizon B). C’est la transformation des

feldspaths et des micas, en argiles qui favorise l’augmentation du pourcentage en limons.

Logiquement, si la transformation se poursuit toujours dans les horizons de sub-

surface; les teneurs en éléments grossiers vont diminuer. Seul le quartz, très difficile à

altérer, va composer ces éléments grossiers. Mais l’origine de l’augmentation des sables

et des éléments grossiers dans les horizons de surface est le remaniement formé de

matériaux de quartz provenant des filons désagrégés : glissement de terrain,

colluvionnement etc.... C’est ce qui se produit dans les profils à stones-lines (td4). En effet, après décapage par érosion de l’horizon de surface des sols ferralitiques ,

les filons quartzeux sont démantelés et désagrégés. Les quartz sont ainsi répandus à la

surface par l’action du ruissellement et sont accumulés au bas de pente par

colluvionnement. Puis en période particulièrement pluvieuse, il y a phénomène de

recouvrement de la surface qui explique ainsi la présence de stones-lines enterrés et

l’augmentation des éléments grossiers dans les horizons de surface.

Enfin, l’abondance de quartz dans la migmatite par rapport aux gneiss (Annexe III-

d) est confirmée par la texture grossière des sols sur migmatites, c’est à dire que la roche-

mère influe sur la distribution des grains dans la surface.

La pédogenèse se fait toujours ici au niveau du pédon par la distribution des

éléments grossiers et à l’échelle du versant par le phénomène de recouvrement.

30. Explication des variations des teneurs en minéraux des horizons pédologiques.

La similitude des allures des courbes des figures 32, 33, 34 et 35 confirme bien

l’héritage du matériel parental dans les horizons pédologiques. Néanmoins ces courbes ne

sont pas forcément identiques dans le cas des sols sur gneiss et celui des sols sur

migmatites.

30.1.Cas des sols sur gneiss.

Nous avons vu que des anomalies existent dans les courbes présentant les

pourcentages des minéraux dans les altétrites et les horizons supérieurs, malgré la

similitude indiquant l’héritage de la roche-mère.

Ces anomalies viennent de l’apport massif de quartz dans beaucoup d’horizons de

surface (td 21) qui correspondent aux horizons de recouvrement fournisseurs des

éléments grossiers de sub-surface (Figure 32).

Quand à la diminution des micas dans les horizons intermédiaires, par rapport aux

altérites et aux horizons d’altération (horizon de profondeur), elle est liée au degré

d’altération de ces micas, favorisant la formation d’argiles dans les horizons

intermédiaires. C’est aussi le cas des autres minéraux plus faciles à altérer, comme les

feldspaths, et les autres minéraux primaires du gneiss.

Par contre il y a départ des argiles, à l’origine des pertes en Fe et Mg, dans les

horizons organiques de surface. C’est l’humification et la minéralisation des horizons de

surface.

30.2.Cas des sols sur migmatites.

L’enrichissement en quartz dans les profils à pente concave (td 34) est dû au dépôt

colluvionnaire des éléments grossiers apportés par les eaux de ruissellement (Figure 35).

Ce dépôt n’a pas pu perturber le développement des horizons pédologiques, d’où les

courbes sont très représentatives, pour affirmer l’héritage de la migmatite avec les

différents horizons ; malgré quelques anomalies.

Par contre lorsqu’on est dans une pente convexe (td 33), l’érosion emporte tous les

horizons meubles ou arables. Par conséquent le profil pédologique n’est pas bien

développé et n’autorise pas le dépôt de quartz tandis que la quantité d’argiles reste élevée

dans l’horizon de surface (Figure 34). Les autres minéraux diminuent en nombre au fur et

à mesure qu’on monte vers la surface.

Pour résumer, les perturbations au cours de la pédogenèse, comme les

phénomènes de redistribution dans les horizons pédologiques, le recouvrement dû à la

dispersion des quartz filoniens, jouent un rôle important dans l’homogénéisation des

horizons de surface; contrairement aux altérites qui ont conservé les propriétés primaires

de la roche-mère (gneiss ou migmatite).

Mais l’influence du substratum géologique est toujours identifiée par les analyses

minéralogiques malgré cette homogénéisation. Reste à savoir, l’impact de la nature de la

roche-mère sur les processus d’altération et de pédogenèse, sur les caractéristiques des

sols; à savoir leur fertilité, leur degré de stabilité, leur résistance à l’érosion et la possibilité

d’amélioration de leurs propriétés agronomiques.

Chapitre. XIImpact des facteurs géologiques sur les

processus pédogénétiques et sur les caractéristiques liées

aux performances agronomiques des sols.

Dans ce chapitre nous allons :

•définir les paramètres de fertilité des sols ;

•faire le bilan général de l’état de fertilité et analyser l’influence de

l’altération et de la pédogenèse sur la fertilité ;

•enfin, envisager des améliorations possibles de la fertilité des sols.

31. Les paramètres de fertilité d’un sol.

31.1.Les propriétés minéralogiques des altérites et des sols.

Les propriétés minéralogiques ont une influence indirecte sur la fertilité des sols.

31.1.1.Sur gneiss.

Les gneiss sont riches en minéraux ferromagnésiens (pyroxène ou biotite) qui

fournissent au sol des ions Fe2+, Mg2+, K+, Ca2+, lors de l’hydrolyse (cf réaction chimiques

des pages 29, 30, 100). Ces éléments nutritifs sont indispensable à la croissance des

plantes et contribuent en partie à l’accroissement de la fertilité des sols.

31.1.2. Sur migmatites.

Les migmatites sont riches en quartz et feldspaths potassiques et donnent un sous-

sol peu fertile par rapport aux gneiss. Leur texture sableuse empêche la matière organique

de se développer normalement dans la couche humifère, arable. Par conséquent, les sols

sur migmatites ont besoin d’être amendés par un apport de calcium (amendement

calcaire) qui corrige en même temps l’acidification du sol. En outre, ces sols sur

migmatites sont connus par leur faible teneur en phosphore. Il est indispensable d’utiliser

des engrais minéralogiques du type NPK, pour restaurer la fertilité du sol.

31.2.Les propriétés physico-chimiques des sols.

Les propriétés chimiques d’un sol sont déterminées par les propriétés de la fraction

colloïdale, chimiquement active : argile et humus, constituants appelés communément

complexes absorbants.

Ces argiles et humus se comportent comme des macromolécules présentant en

surface différents types de fonction acides et basiques.

Les sites des fonctions acides, plus ou moins fortes sont occupés par des protons

H3O+ et par des cations métalliques essentiellement Ca++, Mg++ et à un degré moindre K+,

NH4+...Ces complexes argilo-humiques donnent lieu avec la solution du sol à des réactions

d’échange généralement équilibrées.

Les réactions classiques agissent sur la végétation de deux façons :

•en rendant la solution du sol plus ou moins acide. Les limites du pH

favorables à la végétation sont assez étroites. Le pH du sol est une

caractéristique importante,

•en fournissant à la solution du sol les cations minéraux dont la

végétation a besoin.

La dynamique dans le sol des différents ions qui interviennent dans l’alimentation

de la plante est en relation avec l’acidité ou la basicité.

Il convient donc de mesurer :

•l’ensemble des fonctions acides du sol saturées ou non par des

cations métalliques, qui est la capacité totale d’échange T ;

•les fonctions acides saturées par des cations qui sont dénommées

capacité d’échange de cation notée S.

On définit ainsi le taux de saturation S/T.

Les fonctions basiques peuvent être saturées, c’est ainsi que l’ion phosphorique

peut être utilisé par les végétaux par les anions minéraux et entrer en équilibre de

dissociation avec la solution du sol.

31.3.La topographie.

La capacité de transport diminue quand la pente est faible, au contraire elle

augmente lorsque la pente est forte.

Suivant l’importance de la pente, l’eau joue un rôle destructif de la structure du sol,

mettant en cause la stabilité des horizons de surface et des altérites par l’infiltration d’eau

provoquant l’érosion en nappe ou par l’érosion en ruissellement.

32. Bilan général des paramètres de fertilité de sol.

Les paramètres dont nous disposons sont :

•la composition minéralogique et la texture ;

•le pH ;

•les éléments organiques : taux de carbone, le taux de matière

organique, le taux d’azote, le rapport C/N ;

•les complexes absorbants : le taux d’acide phosphorique, le taux

des éléments qui sont Ca++, Mg++, K+, Na+, la somme des bases

échangeables, la capacité d’échange T, puis le taux de saturation

V=S/T.

32.1.Les valeurs des paramètres.

Les sols sur gneiss sont riches en biotite et muscovite (environ 10 %) (Figures 32 et

33). Ce sont des minéraux plus ou moins sensibles à l’altération par hydrolyse ; ce qui

confère au sols sur gneiss une texture fine plus facile à travailler. Par contre, les sols sur

migmatites sont beaucoup plus riches en quartz (Figures 34 et 35), donc ils ont une

texture grossière ( Figure 31) qui n’est pas favorable à la productivité agronomique.

Les valeurs moyennes des paramètres des sols de la colline d’Alasora, étudiées

par TREYER.M (1989) (Annexes V) seront comparées avec des valeurs de référence

(Annexe V-g) établies par ANDRIAMBOAVONJY Jean Chrysostome (2000) et seront

représentées dans la figure 36 .

•Déduction :

Dans la figure 36, la somme des valeurs moyennes de chaque paramètre de fertilité

du sol des profils est ramenée à 100 %. Par exemple pour le degré de saturation on a :

Profil référence td21 td25 td22 td38 td36 td41 td40 td42 td31 td34 td33

La somme

à 100%

Degré de saturation

(%)80 71.4 44.41 22.77 10.62 0.25 5 49.28 4.67 8.88 29.41 17.08 363.8

Tableau 7: Valeurs moyennes du degré de saturation des profils.

Généralement notre zone d’étude présente des sols pauvres ( Figure 36), surtout

en matière organique. Cet appauvrissement affecte aussi bien les sols sur migmatites que

les sols sur gneiss.

En effet, la teneur en éléments minéraux solubles est généralement très faible, ainsi

que la somme des bases échangeables. Quand aux faibles valeurs de pH, elles indiquent

une forte acidité des horizons non favorable à la culture. L’appauvrissement des horizons

intermédiaires et profonds est lié à celui en matière organique dans les horizons de

surface.

Figure 36 : Comparaison en pourcentage de la valeur du paramètre de fertilité des

horizons par rapport au total. (Source : l’Auteur).

32.2.Influence de l’altération et de la pédogenèse sur les paramètres de fertilité.

Notre hypothèse sur l’origine de l’appauvrissement du sol est basée surtout sur le

mode de formation du sol. En effet, l’origine des éléments chimiques, qui sont des facteurs

de fertilité du sol, provient essentiellement de la décomposition de la roche-mère. Mais ces

0% 10% 20% 30% 40% 50% 60% 70% 80% 90% 100%

ph

Matière organique (%)

Azote (%)

Rapport C/N

Acide phosphorique assimilable (%)

Ca échangeable (%)

Mg échangeable (%)

K échangeable (%)

Somme de bases échangeable

Capacité d'échange

Dégré de saturation (%)

Profil référenc Série2 td25 td22 td38 td36 td41 td40 td42 td31 td34 td33

éléments ne peuvent être libérés du substratum géologique que si l’altération intervient.

Vient ensuite la pédogenèse qui est le processus de formation du sol proprement dit,

transformant les altérites en horizons pédologiques.

32.2.1.Rôle des facteurs géologiques.

a) Les facteurs géologiques jouent un rôle important à l’origine des éléments

chimiques responsables de la fertilité du sol. Les éléments chimiques en question sont les

cations: Ca2+, Mg2+, K+, Na2+ ; qui sont des éléments solubles. Il y a aussi les acides

comme l’acide phosphorique. Tous ces éléments sont produits par altération chimique de

la roche-mère (gneiss ou migmatite), qui intervient généralement après la désagrégation

mécanique formant des fragments rocheux.

b) Le second rôle des facteurs géologiques est mis en évidence lors des processus

pédogénétique en particulier au cours de l’altération de la roche-mère par des

phénomènes d’hydrolyse. En effet la libération de ces éléments chimiques est régie par

des réactions chimiques au niveau des minéraux primaires de la roche-mère, comme : la

dissolution, l’oxydation et la réduction, l’hydratation et surtout l’hydrolyse.

D’après BIROT (1962), les feldspaths qu’ils soient calciques, potassiques ou

sodiques libèrent leurs cations (Ca2+, K+, Na2+) au cours de leur mise en solution. Et c’est

seulement lorsqu’un certain nombre d’ions OH – ont remplacé dans les tétraèdres silicatés

les ions O – qu’il peut y avoir substitution de l’ion H + par l’ion K+ ou Na+ ou Ca2+.

Exemple : Dans la réaction d’hydrolyse d’un feldspath sodique (albite), il y a

libération de Na+ selon la formule :

NaAlSi3O8 + 8 H2O Al(OH)3 + 3H4SiO4 + (Na+,OH-)

La phyllitisation des feldspaths, c’est à dire, la transformation de la structure des

tectosilicates, groupe des feldspaths, en une structure de feuillets empilés appartenant au

groupe des phyllosilicates, aboutit à la formation d’argiles ou de séricite. En outre, des

éléments allogènes au cristal peuvent être accessoirement présents.

Par exemple les plagioclases sont souvent séricitisés , c’est à dire transformés en

une sorte de mica potassique très proche de la muscovite avec libération d’ions Ca +.

3(Si2Al2O8Ca) + 2H2O + 2K 2Si3AlO10Al2K(OH)2 + 3Ca.

D’après JOHNSTON (1958), la biotite, laisse échapper dans l’eau du magnésium,

du potassium, du fer et de silice lors de sa mise en solution.

Les éléments chimiques caractérisant la présence de matière organique sont

l’azote et le carbone (N et C). Ce sont surtout des éléments dérivés de la décomposition

de la matière organique dans le sol au cours de leur transformation en humus et de leur

Albite

Plagioclase Muscovite

minéralisation. La matière organiques joue aussi un grand rôle dans la production d’acide

organiques qui règle les valeurs du pH du sol.

32.2.2.Rôle des facteurs de pédogenèse.

Les facteurs de pédogenèse tels que l’eau, la température, le climat, la topographie

jouent un rôle important dans la libération des cations des paramètres de fertilité et des

éléments C et N. Autrement dit, ce sont les facteurs de la pédogenèse mais aussi de

l’altération car:

•l’eau est le vecteur de certains ions comme l’ion H+, CO2, ... qui sont

destructeurs de la structure cristalline des minéraux ;

•la température a pour effet d’accroître la vitesse de la réaction

chimique ;

•le climat détermine les conditions pluviométriques, thermiques et

d’humidité relative de l’air ;

•la topographie influe sur le drainage.

Alasora, présente une alternance de saison sèche de 7 mois et de saison humide

de 5 mois au cours de l’année (Figures 3 et 4). Le climat est de type subtropical à tropical.

Donc la climatologie de notre région est caractérisée par l’insuffisance de l’eau pour

assurer la destruction des minéraux altérables, ainsi que la production des cations qui

alimentent les plantes.

En outre, en climat chaud à saison sèche alternant avec la saison humide, les

silicates sont hydrolysés, en gibbsite, l’acide silicique et les cations solubles sont lessivés.

Il reste sur place le fer et l’aluminium qui constituent un sol ferralitique ou latéritique. Les

oxydes de fer peuvent se concentrer en surface et constituent une croûte ferrugineuse ou

croûte latéritique. La matière organique est oxydée ou minéralisée et intervient peu. Les

minéraux néo-formés à partir des ions libérés sont les argiles (kaolin, smectites) selon la

qualité du drainage. Le lessivage en éliminant les cations augmente l’acidité du sol.

Ces facteurs d’altération et de pédogenèse dans notre zone d’étude ne favorisent

donc pas la fertilisation et la stabilité du sol.

32.3.Possibilité d’amélioration de la fertilité des sols.

Quels seront les moyens pour restaurer la fertilité et la stabilité structurale des sols?

La réponse se trouve dans la mise en évidence du rôle de la matière organique dans

l’amélioration de la fertilité et la stabilité du sol.

32.3.1.Rôle de la matière organique dans l’amélioration de la fertilité et la stabilité du sol.

x) Cycle et processus de décomposition de la matière organique :

(DUCHAUFOUR et al 1983 –YOUNG 1989)

En présence du soleil, la plante fixe du gaz carbonique de l’atmosphère par

photosynthèse, ce qui produit la biomasse des plantes.

La retombée des débris végétaux au sol constitue la litière, source de matière

organique. Arrivés au sol, ces débris subissent une décomposition plus ou moins rapide

sous l’activité biologique de la faune du sol (bactéries, champignons, vers, lombrics...). En

outre, les racines contribuent à l’addition de matière organique non négligeable au sol.

D’après le cycle de matière organique, la biomasse végétale aérienne et racinaire

produit la litière dont la décomposition fournit au sol les éléments organiques contribuant à

l’amélioration de la fertilité du sol. L’amélioration de l’agroécosystème se traduit par

l’accroissement du taux de la matière organique du sol qui est l’élément essentiel de la

fertilité du sol . (Figure 37)

y = 1,8148Ln(x) + 2,2351

0,00,51,01,52,02,53,03,54,04,55,05,56,06,57,07,58,08,59,09,5

10,010,511,0

0 10 20 30 40 50 60 70 80 90

Biomasse végétale totale en t/Ha

Gneiss Migmatite

Figure37 : Courbe d’accroissement du taux de matière organique du sol en fonction du

poids total de la végétation. (Source: l’Auteur, RANDRIANARIMANANA A.H. ,2000).

La figure 37 montre que la biomasse végétale des sols des deux formations

géologiques de la colline d’Alasora est à peu près la même tout en restant faible,

inférieure à 3 t/Ha, pour des valeurs différentes du taux de matière organique. On peut

conclure que le taux de matière organique dépend de la biomasse végétale et de la nature

géologique du terrain.

En effet, la texture grossière (Figure 31) des sols sur migmatites ne favorise pas le

développement de matière organique. Autrement dit, l’abondance de quartz dans les

altérites sur migmatite influe sur la valeur du taux de matière organique dans le sol.

•Augmentation des éléments minéraux du sol en fonction du taux de matière

organique.

La figure 38 montre que les éléments minéraux du sol tels que l’azote, le calcium, le

magnésium, le potassium (bases échangeables) augmentent linéairement avec le taux de

matière organique du sol.

Ceci s’explique par le fait que l’abondance de matière organique dans le sol accroît

l’activité biologique des organismes. Cela accélère la décomposition de la matière

végétale et la désagrégation des minéraux en produisant beaucoup d’éléments minéraux

au sol.

En outre, la matière organique réduit le lessivage des éléments minéraux et leur

exportation par l’érosion et améliore la stabilité structurale du sol.

D’après DUCHAUFOUR et al. (1994), la solution du sol humifère contient des

acides organiques de nature diverse qui contribuent à tamponner le pH du milieu

(neutralisation progressive) en cédant des protons. Le pouvoir tampon de matière

organique est très élevé quel que soit le pH. En outre, l’addition des bases provenant de la

litière contribue à l’élévation du pH du sol.

Par ailleurs la figure 38 indique que la formation géologique n’est pas directement

liée à la quantité des minéraux du sol, puisque leur augmentation linéaire avec le taux de

matière organique permet de conclure que : « quand les sols des deux formations

géologiques auront sensiblement la même quantité de matière organique, les éléments

minéraux présenteront aussi la même valeur ». Mais indirectement, la nature du

substratum géologique influe sur la valeur du taux de matière organique dans le sol

(Figure 37).

Augmentation de l'azote du sol en fonction de la matière organique du sol

y = 0,3924x + 0,2695

0,00

0,20

0,40

0,60

0,80

1,00

1,20

1,40

1,60

0,00 0,40 0,80 1,20 1,60 2,00 2,40 2,80 3,20 3,60 4,00

Taux de matière organique en %

Augmentation de la somme des bases échangeables du sol en fonction de la

matière organique du sol

y = 0,7619x - 0,5057

0,00

0,20

0,40

0,60

0,80

1,00

1,20

1,40

1,60

1,80

0,00 0,40 0,80 1,20 1,60 2,00 2,40 2,80 3,20

Taux de matière organique en %

Figure 38 : Courbes représentant l’augmentation des éléments minéraux du sol en fonction

du taux de matière organique. (Source : l’Auteur, RANDRIANARIMANANA A.H. ,2000).

•Augmentation de la capacité d’échange cationique du sol en fonction du taux de

matière organique.

D’après DUCHAUFOUR et al. (1994), l’étude des propriétés d’échange cationique

des sols considère leur fonction fine (argiles et matière organique) comme un ensemble

colloïdal à charge globalement négative, capable d’absorber et d’échanger des cations.

Augmentation du pH du sol en fonction de la matière organique du sol

y = 0,0572x + 4,2415

4,20

4,25

4,30

4,35

4,40

4,45

0,00 0,40 0,80 1,20 1,60 2,00 2,40 2,80 3,20

Taux de matière organique en %GneissMigmatite

On appelle capacité d’échange cationique, la mesure de cette charge négative rapportée à

une masse de terre fine.

Ainsi, la capacité d’échange cationique d’un solide (CEC) correspond à la quantité

de cations retenus par absorption pour compenser le déficit de charge et rétablir ainsi

l’éléctroneutralité.

On observe une dépendance linéaire nette avec une pente élevée entre la capacité

d’échange cationique et le taux de matière organique du sol. (Figure 39)

En effet, d’après DUCHAUFOUR et al (1994), une des caractéristiques des

substances organiques du sol est de former des complexes avec les éléments

métalliques, les oxydes et hydroxydes, avec les argiles. Ainsi, la matière organique

contribue avec les argiles à la capacité d’échange cationique du sol.

La capacité d’échange cationique dépend aussi indirectement de la formation

géologique. La conclusion précédente indique que la matière organique se développe plus

facilement dans les gneiss.

Figure 39: Courbe représentant l’augmentation de la capacité d’échange cationique CEC

du sol en fonction de la matière organique du sol. (Source : l’Auteur, RANDRIANARIMANANA

A.H. , 2000).

•Augmentation de la porosité du sol en fonction du taux de matière organique du

sol.

La porosité du sol est un facteur important dans l’amélioration de la fertilité du sol

par:

y = 1,6226x + 1,9264

0,00

1,00

2,00

3,00

4,00

5,00

6,00

7,00

0,00 0,40 0,80 1,20 1,60 2,00 2,40 2,80 3,20

Taux de matière organqiue

MigmatiteGneiss

•l’aération du sol permettant un bon développement de la plante et

des organismes utiles vivant dans le sol ;

•l’augmentation de la capacité d’infiltration de l’eau de pluie dans le

sol, en réduisant l’érosion et le ruissellement ;

•l’amélioration du stockage d’eau disponible pour la nutrition de la

plante.

Figure 40 : Courbe représentant l’augmentation de la porosité du sol en fonction de

matière organique. (Source : l’Auteur, RANDRIANARIMANANA A.H. ,2000).

La figure 40 montre que la faible porosité du sol de la région est liée à la faible

quantité de matière organique. Donc la porosité dépend étroitement d’une manière linéaire

avec pente forte.

La richesse du sol en matière organique favorise l’activité biologique augmentant la

porosité du sol. En effet, elle contribue à la formation d’une structure grumeleuse du sol en

formant des d’agrégats argilo-humiques édifiés par les lombrics. Cette structure confère

au sol une bonne porosité (DUCHAUFOUR et al . 1994)

D’autre part, l’abondance de matière organique dans le sol permet le bon

développement racinaire des plantes. Ainsi, les racines ont pour rôle de décompacter les

couches du sol et d’améliorer la porosité du sol en surface et en profondeur. De nombreux

macropores se développent dans le sol. En plus, les racinent favorisent aussi la formation

d’une structure grumeleuse par l’existence du processus d’alternance humectation –

dessiccation.

y = 2,8258x + 42,348

0

10

20

30

40

50

60

70

80

90

0 2 4 6 8 10 12 14 16

Taux de matière organique

Gneiss Migmatite

•Augmentation de la stabilité structurale du sol en fonction du taux de matière

organique.

La stabilité structurale du sol est une caractéristique essentielle qui détermine la

résistance du sol à l’agressivité des gouttes de pluie et par conséquent elle détermine sa

résistance à l’érosion et au ruissellement. L’amélioration de la stabilité structurale atténue

les risques de dégradation du sol et le rend plus productif.

La figure 41 montre une décroissance exponentielle nette de l’indice d’instabilité

structurale Is de HENIN (traduisant une augmentation importante de la stabilité structurale

du sol) quand le taux de matière organique du sol augmente.

Figure 41 : Courbe représentant la diminution de l’indice d’instabilité structurale Is du sol

en fonction de matière organique.( Source : l’Auteur, RANDRIANARIMANANA A.H. ,2000).

La matière organique offre au sol une structure grumeleuse formée d’agrégats

argilo-humiques, conférant au sol une bonne stabilité structurale. Ainsi, la matière

organique donne une bonne résistance du sol à la dégradation par l’énergie cinétique des

pluies, donc une bonne résistance à l’érosion et au tassement. Elle assure une

amélioration de la productivité du sol.

Contrairement aux altérites, les sols sur gneiss sont stables grâce à la matière

organique, tandis que les sols sur migmatites sont instables. Cette différence est due à la

diminution de la quantité de matière organique dans les sols sur migmatites à cause de

leur texture grossière, c’est à dire à l’abondance des débris de quartz dans les horizons

superficiels. La fréquence d’affleurement d’altérites sur migmatites (Partie II-Chap 3-2-

2.1.) est le résultat de cette instabilité du sol.

y = 3.0861e-0.3755x

0

0,5

1

1,5

2

2,5

3

0 2 4 6 8 10 12 14 16

Taux de matière organique du sol en %

Gneiss Migmatite

Les lavaka dans la zone gneissique sont donc la conséquence de l’instabilité

structurale des horizons profonds comme les altérites dans les horizons C.

•Relation entre la conductivité hydrique du sol à saturation et le taux de matière

organique.

La conductivité hydrique à saturation (Ks) du sol exprime la vitesse d’infiltration de

l’eau dans le sol en régime saturé.

La figure 42 montre que la conductivité hydrique du sol Ks augmente fortement

d’une manière exponentielle avec l’accroissement du taux de matière organique.

Figure 42 : Courbe représentant l’augmentation de la conductivité Ks du sol en fonction de

matière organique. (Source : l’Auteur, RANDRIANARIMANANA A.H. ,2000).

Étant donné que la conductivité hydrique du sol est liée à sa porosité d’où

l’infiltration de l’eau de pluie dans le sol est améliorée par la présence abondante de

matière organique dans le sol.

La figure 42 montre que les valeurs de la conductivité hydrique des sols sur les

deux formations géologiques d’Alasora (gneiss, migmatite) sont rapprochées. La vitesse

d’infiltration de l’eau de pluie est légèrement élevée dans le cas des gneiss grâce à leur

porosité.

y) Exemple d’évaluation d’amélioration de la fertilité du sol.

y = 2.3374e0.4369x

0

10

20

30

40

50

60

70

80

90

100

110

120

130

140

150

160

170

180

190

200

0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10Taux de matière organique sol en %.

Gneiss Migmatite

La matière organique est le précurseur fondamental de la fertilité du sol, mais pour

augmenter le taux de matière organique dans le sol, il faut y augmenter le poids total de la

végétation (Figure 37). Par exemple, RANDRIANARIMANANA A. (2000) a utilisé la

jachère légumineuse de Tephrosia vogelii 7 ans. Cette expérience montre des valeurs

élevées du pourcentage d’augmentation des caractéristiques de fertilité chimique et

physico-hydrique du sol à la fin de la période de la jachère. Elle se place après la forêt

naturelle qui apparaît toujours le meilleur écosystème améliorateur de la fertilité du sol, il

dépasse ce dernier dans les cas du phosphore et du potassium.

•Processus d’amélioration des caractéristiques de fertilité chimique du sol par la

biomasse végétale légumineuse.

DUCHAUFOUR. P (1994) expliquent l’amélioration de la fertilité chimique des sols

par les arbres et les arbustes légumineux selon les processus chimiques et biologiques

suivants :

- Restitution minérale et organique par l’intermédiaire de la litière. Un des

processus essentiels est le maintien et l’accroissement de matière organique du sol à

travers la fixation du carbone par photosynthèse. Son transfert dans le sol se fait par la

décomposition de la litière.

- L’augmentation de la proportion de minéraux dans le sol due à l’activité des

racines : remontées biologiques des éléments minéraux provenant de l’altération de la

roche-mère en profondeur ou des éléments entraînés en profondeur par les eaux de

pluie. Ces éléments sont captés par les racines et recyclés dans la matière vivante.

- Libération des réserves minérales du sol par l’activité racinaire et

microbienne. Elles fournissent ainsi des éléments majeurs et des oligo-éléments nutritifs

pour les plantes.

- Augmentation du pH du sol due à la réduction de l’acidité par l’addition de

bases contenues dans la litière des arbres et des arbustes.

• Influence des caractéristiques chimiques et physico-hydriques du sol sur le

rendement agricole.

RANDRIANARIMANANA A (2000), a déduit que les pratiques de jachères

légumineuse arbustive de bonne qualité durant 5 à 10 ans améliorent la productivité

agricole du sol jusqu’à 1600 fois par rapport à la prairie dégradée des Aristida.

Donc, malgré les facteurs de la pédogenèse qui ne permettent pas une

différenciation plus poussée des horizons pédologiques et qui ne favorisent pas la fertilité

des sols; l’augmentation du rendement agricole par l’amélioration des caractéristiques

chimiques, minéralogiques et physico-hydriques (Figure 43) est toujours possible en

augmentant le poids total de la biomasse végétale.

D’après la figure 43, le rendement agricole des sols est visiblement différent selon

la nature de la formation géologique. En effet, l’amélioration des caractéristiques

chimiques et physico-chimiques dépend du développement de matière organique alors

que ce dernier est influencé par la texture des sols. Les débris de quartz (abondant dans

les zones migmatitiques); hérités de la roche-mère et de l’altérite; dans les horizons

pédologiques ne permettent pas l’évolution de matière organique. D’où la nécessité du

labourage lors de l’aménagement pour minimiser cet inconvénient, c’est l’avantage des

pratiques de jachères.

Relation d'accroissement du rendement en fonction de carbone du sol.

y = 2E-05e2.2995x

0,0

0,5

1,0

1,5

2,0

2,5

3,0

3,5

4,0

4,5

5,0

0,00 0,50 1,00 1,50 2,00 2,50

Carbone C du sol

Relation d'accroissement du rendement en fonction de l'Azote du sol

y = 0,1008e2,3291x

0,00

1,00

2,00

3,00

4,00

5,00

6,00

7,00

0,00 0,20 0,40 0,60 0,80 1,00 1,20 1,40 1,60 1,80 2,00

Azote N du sol en %

Relation d'accroissment du rendement en fonstion de la somme des bases échangeables du sol.

y = 1,7959x - 0,6949

0

0,5

1

1,5

2

2,5

3

3,5

4

4,5

5

0 0,5 1 1,5 2 2,5 3 3,5

Somme des bases échanfgeables du sol en Cmol/Kg

Figure 43: Courbes représentant l’influence chimiques et physico-hydriques du sol sur le

rendement agricole. (Source : l’Auteur, RANDRIANARIMANANA A.H. ,2000).

Relation de dimunition du rendement en fonction de l'instabilité structurale du sol.

y = -5,2x + 9,556

0,00

1,00

2,00

3,00

4,00

5,00

6,00

7,00

8,00

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

Instabilité structurale du sol

Relation d'accroissement du rendement en fonstion de la conductivité hydrique du sol

y = 3,3191Ln(x) - 4,5219

0,00

0,50

1,00

1,50

2,00

2,50

3,00

3,50

0 2 4 6 8 10 12

Conductivité hydrique du sol

Relation d'accroissement du rendement en fonction du pH du sol

y = 23,4x - 100,58

0

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

4,25 4,3 4,35 4,4 4,45 4,5 4,55 4,6 4,65 4,7 4,75

pH du sol.

Gneiss Migmatite

Conclusion générale.

Pour conclure, rappelons que l’objectif de notre travail est de procéder à la

caractérisation minéralogique et géotechnique des altérites et de mettre en évidence

l’importance du rôle de la géologie sur les processus pédogénétiques ayant conduit à la

formation des sols.

Situé en contexte métamorphique, Alasora se présente avec des collines érodées

par des lavaka et des ravins dans des sols très appauvris sur deux types de substratum

géologique qui sont les gneiss et les migmatites.

Les caractéristiques minéralogique de ces roches apparaissent bien tranchées :

-les gneiss, mésocrates, sont riches en biotite et parfois en pyroxène

(orthopyroxène) dans certains faciès ;

-les migmatites sont leucocrates grâce à l’abondance de quartz et de feldspaths

mais sont pauvres en biotite.

L’altération de ces roches engendre deux grands groupes d’altérites :

-Les altérites issues des gneiss qui sont situées en moyenne à 2 m de profondeur

avec une épaisseur d’au moins 10 m. Sans le phénomène de lessivage, elles

présentent une couleur grise, dans le cas contraire, la coloration varie du jaune

au rouge. Elles conservent les caractéristiques du matériel parental comme le

pourcentage élevé en micas et la structure rubanée. Elles ont une texture limono-

sableuse, les éléments inférieurs à 0,315 mm sont composés de débris de quartz

avec beaucoup de micas mais pauvres en argiles. Ces altérites sont

géotechniquement instables et sensibles à l’érosion.

-les altérites issues des migmatites affleurent souvent en surface, malgré les rares

endroits où l’on trouve des altérites situées à plus de 3 m de profondeur. Elles

sont jaunes ou rouges suivant la profondeur et le degré de lessivage. Elles

présentent un pourcentage faible en micas et une quantité élevée en argile

(supérieure à 30 %). Leur texture passe du limono-sableuse à limono-argilo-

sableuse. Ces altérites sont stables grâce à leur cohésion.

Le degré d’altération est plus ou mois poussé dans les deux formations

géologiques, ceci est mis en évidence par la forte épaisseur des horizons d’altération qui

est souvent supérieure à 10 m.

La nature de la roche-mère influe sur les processus pédogénitiques

particulièrement sur l’altération chimique par hydrolyse ayant engendré des sols sur

gneiss et des sols migmatitiques.

a) Sols sur gneiss :

Du point de vue agronomique, les sols sur gneiss sont plus fertiles que les sols sur

migmatites, en raison de leur richesse en minéraux ferro-magnésiens (pyroxène biotite…).

En effet, ces derniers fournissent des éléments nutritifs indispensables à la croissance des

plantes et à l’amélioration de la fertilité des sols.

Pour conserver la fertilité des sols, il faut protéger l’horizon « A » humifère contre

toute forme d’érosion de façon permanente en maintenant la couverture végétale. Il faut

éviter le décapage de la couche superficielle arable qui fait apparaître l’horizon « B » de

couleur jaune due à la présence de goethite ou rouge due à l’hématite. Ces phénomènes

d’oxydation fournissent l’induration du sol qui devient très compacte donc difficile à

travailler.

Les profils à stones-lines sont recouverts de petits blocs centimétriques de quartz

qui empêchent la pénétration des racines dans le sol et le développement de la matière

organique. Ces sols sont peu fertiles, pour restaurer la fertilité du sol il faut l’ameublir en

enlevant les blocs quartzeux.

b) Sols sur migmatites :

Les sols sur migmatites sont peu fertiles en raison de leur texture sableuse sur

l’ensemble du profil pédologique. Cette texture grossière empêche le développement

normal de la matière organique dans l’horizon « A » humifère. L’analyse minéralogique de

ces sols confirme la quantité abondante de quartz. Pour accroître la fertilité de ces sols, il

faut impérativement des amendements calcaires et utiliser des engrais NPK.

Nous avons montré que les éléments chimiques, qui sont parmi les facteurs de

fertilité du sol, proviennent essentiellement de la décomposition du substratum géologique.

Il faut accélérer leur libération (K+, Na+, Mg2+, Ca2+,…) si l’on veut augmenter la productivité

agricole du sol. Pour cela, nous avons pu mettre en évidence le rôle bénéfique de la

matière organique dans l’amélioration de la fertilité des sols et de leur stabilité. La matière

organique exerce des effets positifs sur :

-la liaison entre les différentes particules du sol;

-l’amélioration de stabilité structurale du sol grâce à l’amélioration des activités

biologiques et racinaires ;

-l’amélioration de la structure des sols compacts en les rendant plus meubles et

plus friables ;

-l’aération du sol permettant un bon développement de la plante et des

organismes utiles vivant dans le sol ;

-la formation d’une structure grumeleuse du sol formée d’agrégats argilo-

humiques édifiés par les lombrics ;

-l’augmentation de la capacité d’infiltration de l’eau de pluie dans le sol en

réduisant l’érosion et le ruissellement ;

-l’amélioration du stockage d’eau disponible pour la nutrition de la plante ;

-l’approvisionnement en éléments minéraux du sol et de la plante ;

-l’augmentation de la capacité d’échange cationique ;

-l’amélioration de la rétention d’éléments fertilisants par la réduction du lessivage

et de l’érosion ;

-la minéralisation des éléments non assimilables sous forme disponible ;

-l’amélioration de l’équilibre du sol par le phénomène de régulation (oxydo-

réduction) ;

-l’amélioration du phénomène d’absorption des éléments fins.

La pratique des jachères présente des avantages dans le cas des sols sur

migmatites pour favoriser le développement de la matière organique dans la couche

superficielle fertile.

La limite de notre approche proposée sur notre travail est l’insuffisance des études

géochimiques faute d’analyse chimique. D’autre part, l’impact des actions anthropiques

sur la formation des sols n’est que très peu abordé.


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•Loget, J. et Mathieu - (1997). Dictionnaire de Sciences du sol. TEC & ODC. 488 p.

•Treyer. M - (1989). Contribution à l’étude pédologique de la plaine d’Antananarivo.

Bibliothèque Nationale. p 37 – 82.

•Malvos, M. C. et al - (1976). Étude de la susceptibilité à l’érosion des sols de

Madagascar. C.T.F.T. 76 p

•Parfenoff A. et Pomerol C - Les minéraux en grains. Méthode d’étude et

détermination. Laboratoire des Mines Ampandrianomby.

•Pedro et Delmas, A - (1970). Les principes géochimique de la distribution des

éléments-traces dans le sol. Annales agronomiques. p 483 - 518.

•Philippe Goncalves et al - (2003). Finite strain pattern in Andriamena unit (North –

central Madagascar) evidence for late neoproterozoic – Cambrien thrusting during

continental convergence. www.sciencedirect.com.

•Randriamboavonjy. J.C. (2000) - Les analyses courantes du sol. Manuel forestier

n°8. 44 p

•Randriamboavonjy.J.C. (2000) - Examen du profil pédologique. Manuel forestier

n°2. 28 p

•Randrianarimanana A. Herifely, R (2000) - Étude de l’amélioration de la fertilité des

sols sous différents agroécosystèmes de conservation des sols à Manankazo-

Tampoketsa. Mémoire de fin d’étude. ESSA. p 36-69.

•Rasimalala S.N. (1999)- Relation des plante-sols : contribution à l’établissement des

méthodes biogéochimiques et géobotaniques pour la prospection des gisements

métallifères. Mémoire DEA. Sciences Naturelles. 86 p

•Razafimahatratra D. (1996). Les grands traits de la pédogenèse dans le Moyen-

Ouest malagasy. Dynamiques principaux, éléments minéraux (étude de la périmètre

de la Sakay). Mémoire DEA. Sciences Naturelles, Université d’Antananarivo.

•Riquier et Rakotomiraho - (1962). Les sols de la région d’Alasora. 62 p

•Théobald, N - Géologie général et pétrographie.

•Tricart, J. et Michel P - (1965). Morphogenèse et pédogenèse – approche

méthodologique, géomorphologie et pédologie. Science du sol. p 69-85.


Annexes.

Annexe I : Température moyenne mensuelle Antananarivo.

I-a : Température minimum.

MoisAnnée Jan Fev Mars Avril Mai Juin Juillet Août Sept Oct Nov Déc

1999 16.7 17.3 16.6 14.7 13.9 11 10.8 10.3 12.6 13.3 14.7 16.42000 17.1 16.6 16.2 15.6 13.8 11.8 11.2 10.7 11 14 15.7 17.12001 22.9 17.3 17.1 15.7 13.5 11.1 10.7 11.5 12.4 14 15.1 17.32002 16.9 17.8 17.5 15.6 14.3 11.5 10.8 10.6 12.2 13.8 16.4 17.12003 17.8 17.2 17.2 15.9 15.7 11.2 10.7 10.5 12.5 14.1 16.2 17.2

I-b : Température maximum.


1999 25.6 27.2 26.5 25 24.5 22.6 19.8 20.8 23.1 25.6 25.9 27.12000 26.5 25.3 24.9 26.1 24.8 20.8 19.9 21.4 23.9 26.7 25.5 26.22001 26.3 27.2 26.5 26.5 24.5 21.4 21 21.4 25.6 25 27 28.52002 27.9 26.3 26.1 25.2 22.7 20.2 21.8 20.4 24.2 25.4 27.9 26.92003 25.7 26.3 26.2 26.5 25.2 21.7 20.1 22 23 27.6 27.5 27.4

I-c : Température moyenne.


1999 21.15 22.25 21.55 19.85 19.2 16.8 15.3 15.55 17.85 19.45 20.3 21.752000 21.8 20.95 20.55 20.85 19.3 16.3 15.55 16.05 17.45 20.35 20.6 21.652001 24.6 22.25 21.8 21.1 19 16.25 15.85 16.45 19 19.5 21.05 22.92002 22.4 22.05 21.8 20.4 18.5 15.85 16.3 15.5 18.2 19.6 22.15 222003 21.75 21.75 21.7 21.2 20.45 16.45 15.4 16.25 17.75 20.85 21.85 22.3


Annexe II : Pluviométrie enregistrée à Antananarivo depuis 1999 à 2003.II-a : Année 1999.

Mois Hauteur (mm)

Nombre de jour

Hauteur (cm)

Nombre de jour (heure)

Janvier 246 15 24.6 360Fevrier 97.6 10 9.76 240Mars 166.7 10 16.67 240Avril 9.5 2 0.95 48Mai 16.2 2 1.62 48Juin 0.4 1 0.04 24Juillet 2.7 5 0.27 120Août 5.4 6 0.54 144

Septembre 1.3 3 0.13 72Octobre 66 8 6.6 192

Novembre 60.3 10 6.03 240Décembre 76.3 8 7.63 192

II-b : Année 2000.

Mois Hauteur (mm)

Nombre de jour

Hauteur (cm)


Janvier 114.6 15 11.46 360Fevrier 254 21 25.4 504Mars 157.6 14 15.76 336Avril 1.4 1 0.14 24Mai 4.4 5 0.44 120Juin 4.4 8 0.44 192Juillet 16 16 1.6 384Août 0.5 2 0.05 48

Septembre 0.5 1 0.05 24Octobre 27.9 12 2.79 288

Novembre 192.2 17 19.22 408Décembre 201 18 20.1 432

II-c : Année 2001.

Mois Hauteur (mm)

Nombre de jour

Hauteur (cm)


Janvier 575.5 24 57.55 576Fevrier 152.3 9 15.23 216Mars 45.5 7 4.55 168Avril 14.3 5 1.43 120Mai 1.2 3 0.12 72Juin 1.6 4 0.16 96Juillet 2.1 3 0.21 72Août 35.8 8 3.58 192

Septembre 0 0 0 0Octobre 47.3 5 4.73 120

Novembre 31.4 2 3.14 48Décembre 338 15 33.8 360

II-d : Année 2002.


Mois Hauteur (mm)

Nombre de jour

Hauteur (cm)

Nombre de jour

(heure)Janvier 149.5 12 14.95 288Fevrier 342.5 20 34.25 480Mars 75.8 14 7.58 336Avril 81 8 8.1 192Mai 109.7 11 10.97 264Juin 19 6 1.9 144Juillet 0.8 1 0.08 24Août 2.5 5 0.25 120



II-e : Année 2003.

Mois Hauteur (mm)

Nombre de jour

Hauteur (cm)


Janvier 601.2 24 60.12 576Fevrier 119.3 19 11.93 456Mars 326.4 19 32.64 456Avril 15.4 5 1.54 120Mai 17.9 5 1.79 120Juin 0.9 3 0.09 72Juillet 6.3 7 0.63 168Août 0.3 3 0.03 72



Annexes.

Annexe III : Minéralogie.

III-a : Résultats du comptage des minéraux après tamisages de l’altérite sur gneiss.

Diamètre des grains (mm) Echantillons Quartz Feldspaths Minéraux noirs Muscovite Biotite Grenat Autres Fk F Ca-Na somme F

D =0.315

Ec1 5 4 2 6 2 26 33 0 0Ec2 5 4 8 12 0 30 25 3 0Ec3 2 0 2 2 0 9 7 0 0Ec4 1 1 1 2 1 10 9 0 0

D =0.630

Ec1 9 3 0 3 0 3 1 0 0Ec2 14 5 1 6 0 4 3 0 0Ec3 7 4 0 4 0 0 1 0 0Ec4 4 3 0 3 0 3 4 0 0

D =1.25

Ec1 7 2 2 4 3 1 2 0 0Ec2 6 2 0 2 0 1 2 0 0Ec3 7 0 0 0 0 1 2 0 0Ec4 4 1 2 3 0 1 1 0 0

III-b : Résultats du comptage des minéraux après tamisages de l’altérite sur migmatite.

Annexes.

III-c : Pourcentage minéralogique des altérites.

Minéraux Pourcentage pour les gneiss Pourcentage pour les migmatitesQuartz 21.17% 30.09%

Feldspaths 14.02% 30.50%Minéraux opaques 1.79% 2.69%

Muscovites 20.90% 6.13%Biotites 30.40% 0.20%Grenat 0.89% 0.00%Argiles 10.84% 30.38%

III-d : Pourcentage minéralogique des roches après comptage aux lames minces sur:

III-d-1 : Gneiss.

Nombre de minéraux Pourcentage des minéraux en %Quartz 8 7 9 27.9

Feldspaths 7 6 8 25.6Minéraux opaque 2 2 2 7.4

Muscovite 1 1 1 2.6Biotite 10 8 11 33.2Grenat 1 1 1 3.3Argile 0 0 0 0.0

III-d-2 : Migmatite.

Diamètre des grains (mm) Echantillons Quartz Feldspaths Pyroxène Mica blanc Mica noir Grenat Autres

Fk F Ca-Na somme F

D =0.315

Ec1 34 5 18 23 8 1 1 0 0Ec2 20 4 12 16 2 0 0 0 0Ec3 5 5 7 12 2 0 0 0 0Ec4 5 6 4 10 2 0 0 0 0

D =0.630

Ec1 8 5 3 8 2 0 0 0 0Ec2 17 0 8 8 1 0 0 0 0Ec3 12 3 10 13 5 0 0 0 0Ec4 8 2 1 3 2 0 0 0 0

D =1.25

Ec1 10 6 8 14 2 0 0 0 0Ec2 14 7 22 29 8 0 0 0 0Ec3 9 0 2 2 5 0 0 0 0Ec4 8 6 8 14 2 2 0 0 0

Annexes.

Nombre de minéraux Pourcentage des minéraux en %Quartz 12 14 19 35.0

Feldspaths 13 16 20 38.0Minéraux opaque 1 1 2 3.2

Muscovite 6 7 10 18.0Biotite 1 2 2 4.0Grenat 1 1 1 1.8Argile 0 0 0 0.0

Annexes.

Annexe IV : Résultats des essais géotechniques.

IV-a : Granulométrie des altérites.

IV-a-1 : Résultats des essais aux tamis de l’altérite sur gneiss.

Diamètre du tamis (mm) Masse mesuré (g) Refus cumulés (g) Pourcentage du refus cumulés20 0 0 010 30 30 0.51%5 58 88 1.50%

2.5 166 254 4.34%1.25 182 436 7.45%0.63 345 781 13.34%

0.315 985 1766 30.16%

IV-a-2 : Résultats des essais aux tamis de l’altérite sur migmatite.

Diamètre du tamis (mm) Masse mesuré (g) Refus cumulés (g) Pourcentage du refus cumulés20 0 0 010 49 49 0.87%5 135 184 3.26%

2.5 206 390 6.91%1.25 1065 1455 25.78%0.63 729 2184 38.70%

0.315 616 2800 49.62%

IV-b : Résultats des essais pour la détermination des limites d’Atterberg pour les altérites.

IV-b-1 : Détermination des limites de plasticité par l’appareil de Casagrande.

Annexes.

Tare (g)Tare+Matériaux humide

(g)Tare+Matériaux

sec (g)Matériaux

sec(g) masse eau (g) teneur en eaunombre de

coupsmoyenne teneur

eauRésultat

: Wp

ALT

ER

ITE

SU

R G

NE

ISS 22 43 35 13 8 61.54%

22 44 36 14 8 57.14% 9 59.34%

22 40 32 10 8 80.00%22 38 31 9 7 77.78% 2 78.89%

22 47 38 16 9 56.25%22 41 34 12 7 58.33% 14 57.29%

22 39 33 11 6 54.55%

21 42 35 14 7 50.00% 22 52.27%

45%

ALT

ER

ITE

SU

R M

IGM

ATI

TE 88 104 98 10 6 60.00%88 110 102 14 8 57.14% 7 58.57%

87 111 103 16 8 50.00%88 109 102 14 7 50.00% 10 50.00%

88 102 98 10 4 40.00%88 102 98 10 4 40.00% 14 40.00%

88 102 97 9 5 55.56%89 108 101 12 7 58.33% 3 56.94%

90 104 100 10 4 40.00%88 103 99 11 4 36.36% 29 38.18%

38.50%

Annexes.

IV-c : Résultats du calcul de la teneur en eau et de la masse initial sec de l’altérite

sur gneiss.

Teneur en eau en (g)

tare1 22tare1+mathum1 71

mathum1 49tare1+matsec1 67

matsec1 45masse eau1 4

teneur en eau1 8.89%tare2 22

tare2+mathum2 76mathum2 54

tare2+matsec2 72matsec2 50

masse eau2 4teneur en eau2 8.00%teneur en eau 8.44%

calcul de M1sec

masse initiale hum (g) 6349masse initiale sec (g) 5854.61

IV-d : Résultats du calcul de la teneur en eau et de la masse initial sec de l’altérite

sur migmatite.

Teneur en eau en (g)

tare1 22tare1+mathum1 92

mathum1 70tare1+matsec1 84

matsec1 62masse eau1 8

teneur en eau1 12.90%tare2 22

tare2+mathum2 112mathum2 90

tare2+matsec2 101matsec2 79

masse eau2 11teneur en eau2 13.92%teneur en eau 13.41%

calcul de M1sec

masse initiale hum (g) 6400

Tare (g) Tare + mathumide (g) Tare + mat sec (g) masse sec (g) masse eau (g) teneur eau: WL

Migmatite 23 31 29 6 2 33.33%Gneiss Aucun résultats

Annexe V-c :

Annexes.

masse initiale sec (g) 5643.06

Annexe V : Les analyses courantes des sols selon les donnés de M.T REYER (1989) .

Annexe V-a :

Formation géologique GneissClasse Sols ferralitiques moyennement déssaturésGroupe Typiques

Sous-groupe Brun rouge/rouge (TD 21) Brun jaune/jaune (TD 25)Pente Pente 12% Pente 12%

Profondeurs (cm) 0-25 25-95 95-120 0-10 10-120PH 4.4 4.5 4.4 4.8 4.5

Gra

nulo

mét

rie Sable grossier (%) 37.22 29.52 21.41 34.88 23.56Sable fin (%) 14.74 11.36 7.01 15.29 8.64

Sable très fin (%) 8.14 1.74 2.61 4.74 2.71Limon (%) 7 19 29 14.5 22Argile (%) 30 36.5 38.5 26.5 41.5

Elém

ents

org

aniq

ues Carbone (%) 1.08 0.49 0.25 1.77 0.32

Matière organique (%) 1.86 0.85 0.43 3.06 0.55Azote (%) 1.02 0.6 0.32 1.62 0.38

Rapport C/N 10.59 8.17 7.81 10.92 8.42

Com

plex

e ab

sorb

ant

Acide phosphorique assimilable (%) 0.026 0.022 0.022 0.016 0.018

Ca échangeable (%) 2.07 2.07 2.07 1.38 0.9Mg échangeable (%) 1.64 1.64 2.3 0.95 0.68K échangeable (%) 0.12 0.07 0.05 0.33 0.1

Na échangeable (%) 0.17 0.05 0.05 0.36 0.36Somme de bases

échangeable 4 3.83 4.47 3.02 2.04

Capacité d'échange 5.6 4 6 6.8 4.6Dégré de saturation (%) 71.42 95.75 74.5 44.41 44.34

Annexes.

Annexe V-e :

Formation géologique MigmatiteClasse Sols ferralitiques fortement déssaturésGroupe Rajeunis

Sous-groupe Pente pente 23% (TD 33)

Profondeurs (cm) 0-23 23-120PH 4.2 4.2

Granulométrie

Sable grossier (%) 42.46 35.31Sable fin (%) 11.71 17.25

Sable très fin (%) 0.4 2.19Limon (%) 16 24Argile (%) 26.5 20

Formation géologique GneissClasse Sols ferralitiques moyennement déssaturésGroupe Rajeunis

Sous-groupe Brun rouge (TD 22)Pente Pente sup à 13%

Profondeurs (cm) 0-13 13-45 45-120PH 4.2 4.6 4.5

Granulométrie

Sable grossier (%) 26.67 20.84 9.02Sable fin (%) 8.76 9.7 12.7

Sable très fin (%) 3.88 2.48 5.37Limon (%) 18 19.5 31.5Argile (%) 36.5 44 40

Elém

ents

org

aniq

ues Carbone (%) 2.98 1.4 0.15

Matière organique (%) 5.15 2.42 0.26Azote (%) 2.34 1.1 0.22

Rapport C/N 12.73 12.73 6.82

Com

plex

e ab

sorb

ant

Acide phosphorique assimilable (%) 0.02 0.96 0.018

Ca échangeable (%) 0.82 0.4 2.07Mg échangeable (%) 0.98 0.98 0.98K échangeable (%) 0.2 0.1 0.05Na échangeable (%) 0.05 0.12 0.05

Somme de bases échangeable 2.05 1.6 3.15

Capacité d'échange 9 5.8 7.8Dégré de saturation

(%) 22.77 27.58 43.75

Annexe V-d :

Annexe V-f :

Annexe V-b :

Annexes.

Elém

ents

org

aniq

ues Carbone (%) 1.11 0.12

Matière organique (%) 1.92 0.21Azote (%) 1.08 0.14

Rapport C/N 10.28 8.57C

ompl

exe

abso

rban

t Acide phosphorique assimilable (%) 0.014 0.016Ca échangeable (%) 0.43 0.31Mg échangeable (%) 0.2 0.2K échangeable (%) 0.12 0.02

Na échangeable (%) 0.07 0.07Somme de bases échangeable 0.82 0.6

Capacité d'échange 4.8 3.6Dégré de saturation (%) 17.08 16.66

Annexe V-g: Comparaison des valeurs des paramètres de fertilité du profil référence avec les valeurs moyennes des profils étudiés.

Gneiss MigmatiteProfil

référence td21 td25 td22 td38 td36 td41 td40 td42 td31 td34 td33

pH 7.3 4.4 4.8 4.2 4.2 4.3 4.2 5.1 4 4.3 4.5 4.2Matière

organique (%) 70 1.86 3.06 5.15 1.92 2.49 3.56 0.48 3.66 1.36 1.54 1.92

Azote (%) 3 1.02 1.08 0.9 0.84 0.83 0.99 0.38 0.81 0.7 0.92 1.08Rapport C/N 35 10.6 10.92 12.73 13.21 10.28 11.07 7.37 15.14 11.28 9.67 10.28

Acide phosphorique

assimilable (%)

0.3 0.03 0.016 0.02 0.018 0.016 0.018 0.02 0.018 0.016 0.18 0.014

Ca échangeable

(%)9 2.07 1.38 0.82 0.18 0.18 0.18 2.18 0.24 0.18 0.49 0.43

Mg échangeable

(%)6 1.64 0.95 0.98 0.02 0.02 0.04 0.13 0.02 0.2 0.2 0.2

K échangeable

(%)0.9 0.12 0.33 0.2 0.1 0.15 0.15 0.26 0.15 0.05 0.21 0.12

Somme de bases

échangeable20 4 3.02 2.05 0.34 0.37 0.4 2.76 0.42 0.48 1 0.82

Capacité d'échange 55 5.6 6.8 9 3.2 4 8 5.6 9.2 5.4 3.4 4.8

Degré de saturation (%) 70 71.4 44.41 22.77 10.62 0.25 5 49.28 4.67 8.88 29.41 17.08

Annexes.LE RÔLE DES FACTEURS GÉOLOGIQUES SUR LES PROCESSUS

PÉDOGÉNÉTIQUES ET LA FERTILITÉ DES SOLS: APPLICATIONS AGRONOMIQUES DANS LA COMMUNE D’ALASORA.

Nombres des figures : 43

Nombres des tableaux : 4

Nombres des photographies : 4

Mots clés : Migmatite, gneiss, altérite, pédogenèse, facteurs géologiques, matière

organique, fertilité du sol.

Résumé.

La caractérisation moderne des sols découle avant tout de la nature et du processus

de la pédogenèse qui les a engendrés et des conditions pédoclimatiques qui président à leur

fonctionnement. Dans notre approche, nous avons en premier lieu caractérisé les altérites

sur gneiss et sur migmatites. Il s’agit d’une caractérisation minéralogique et géotechnique qui

est indispensable pour comprendre le rôle de la géologie sur les processus pédogénétiques

et la fertilité des sols.

Nous avons surtout étudié deux types de processus pédogénétiques: l’altération

chimique de la roche-mère par hydrolyse et l’humification des sols, mettant respectivement

en évidence le rôle des facteurs géologiques et de la matière organique sur la fertilité des

sols. Les phénomènes d’hydrolyse de nature géochimique aboutissent à l’apparition de

minéraux caractéristiques des sols ferralitiques (argiles, oxydes et hydroxydes).

Les études menées, essentiellement, sur la colline d’Alasora nous a permis de déduire

que la roche-mère imprime toujours leur caractéristiques dans les sols, grâce à la

composition minéralogique originelle. Par contre le substratum géologique n’influe pas

directement sur la performance agronomique du sol ; mais ce sont les facteurs

pédogénétiques qui la conditionne. Par ailleurs la stabilité structurale du sol dépend surtout

de la pente et de la texture des altérites et des sols sur gneiss et sur migmatites, cette

dernière est liée à la composition minéralogique de la roche-mère et de son degré

d’altération.

Auteur : NOMENJANAHARY Safidy.

Rapporteur : RAHARIJAONA RAHARISON Léa Jacqueline. Rapporteur : RAKOTONDRAIBE Jacques Nicolas.

Annexes.

Documents

UNIVERSITÉ D’ANTANANARIVO...Table des matières. Chapitre. XI Impact des facteurs géologiques sur les processus pédogénétiques et sur les caractéristiques liées aux performances