Université Henri Poincaré – Nancy I Versailles, unité de ...francois.bigorre.free.fr/telechargement/these_complete.pdf · M. Daniel Tessier Directeur de recherches I.N.R.A. Versailles

Université Henri Poincaré – Nancy I Versailles, unité de Science du Sol

THESE

Présentée en vue de l'obtention du titre de

DOCTEUR DE L’UNIVERSITE HENRI POINCARE NANCY I

G.F.D. Sciences de la terre, spécialité Science du sol

INFLUENCE DE LA PEDOGENESE ET DE L'USAGE DES SOLS

SUR LEURS PROPRIETES PHYSIQUES.

MECANISMES D'EVOLUTION ET ELEMENTS DE PREVISION.

Par

François BIGORRE

Soutenue le 10 Janvier 2000 devant la commission d’examen composée de :

M. Michel Jauzein Professeur, Université Nancy I Président

M. Ary Bruand Directeur de recherches I.N.R.A. Orléans Rapporteur

M. Bruno Delvaux Professeur, Université Catholique de Louvain Rapporteur

M. André Granier Directeur de recherches I.N.R.A. Nancy Examinateur

M. Francis Gras Maître de conférence, C.N.R.S.-C.P.B. Nancy Examinateur

M. Daniel Tessier Directeur de recherches I.N.R.A. Versailles Directeur de thèse

RESUMELes besoins croissants de données sur le comportement hydrique des sols face au peu de donnéesmesurées ont conduit à estimer les propriétés hydriques des sols à partir de données plus courantes(essentiellement granulométrie et matière organique). Dans ce contexte, ce travail visait àdéterminer mieux connaître les effets partagés du développement pédologique et de l'usage des solssur leurs propriétés de rétention d'eau. L'objectif final était d'intégrer de nouvelles variables dans lesfonctions d'estimation des propriétés hydriques des sols.Notre démarche a consisté à comparer les propriétés de sols identiques au plan de leur pédogenèse,sous couvert forestier et sous culture, de façon à quantifier l’impact de l’usage des sols sur leurspropriétés.Le cadre de l’étude a été une séquence de sols de l’Est de la France développée sur un substratcalcaire (plateaux du Dogger) relativement homogène. La séquence d’évolution est classique àsavoir qu’elle implique la succession des processus de décarbonatation, de décalcification et delessivage. L’étape décisive de l’évolution des sols apparaît celle du lessivage car elle montreclairement une évolution des sols tant au plan de la nature des constituants que de leurenvironnement géochimique. Des variations de CEC en fonction du pH, jusqu’à 50%, ont étéattribuées à la présence de charges variables sur les constituants du sol. Des limites decomportement correspondant aux trois étapes de l’évolution ont été définies en fonction du pH et dutaux de saturation en cations.Ces évolutions minéralogiques et texturales ont pu être reliées aux propriétés de surface des sols. Lacapacité d’échange du sol obtenue à un pH standard (pH = 7,0) est étroitement corrélée à la surfacespécifique et à la rétention de l’eau. Ceci reste valable pour l’ensemble de la gamme de texture dessols, et ce quelle que soit la teneur en argile et en matière organique. La contribution des phasesminérales et organiques à la CEC a pu être précisée en rapportant la rétention de l’eau à la charge desurface des constituants. Nous avons vérifié que la charge de surface de la phase solide minérale(argiles) n’est pas fondamentalement différente de celle des matières organiques des sols sous forêt.Les horizons cultivés présentant une densité moyenne de 4 à 5 % supérieure aux sols forestiers, leurréserve en eau utile est, pour un profil équivalent, inférieure de 20 % en moyenne. Cette évolutionn’est pas nécessairement visible à l’observation du profil car elle implique une augmentation de ladensité des mottes à l’échelle centimétrique. Il est à noter que la densification du sol n’est paslimitée aux horizons travaillés ou ceux sous jacents car elle se produit sur l’ensemble du profil desol, c’est à dire jusqu’à un mètre de profondeur pour les sols les plus profonds. Nous avons attribuéce phénomène à l’effet répété de cycles de dessiccation-humectation, soit direct pour les couchestravaillées au contact de l’atmosphère, soit indirect du fait du prélèvement de l’eau par les cultures.Il apparaît alors que dans les sols cultivés l’intensité des contraintes de dessiccation dépasselargement les contraintes subies par les sols sous forêt.Les données granulométriques et physico-chimiques n’apparaissent pas pertinentes pourcaractériser l’organisation du sol dans le domaine des hauts potentiels. A l’inverse, la dénominationdu sol et de ses horizons constituent des indicateurs de cette organisation. Dans un contextepédologique similaire, des critères tels que le couvert végétal associé au type d’horizon permettentd’expliquer une grande part de la variance de la densité apparente, de l’humidité à la capacité auchamp et de la réserve utile. Ces critères pédologiques couplés à des critères quantitatifs utilisésdans les analyses courantes doivent permettre d’améliorer sensiblement la qualité des fonctions depédotransfert.In fine, ce mémoire démontre que l’horizon de sol, qu’il soit cultivé ou sous forêt est l’unité de baseà partir de laquelle les propriétés physiques, mais aussi physico-chimiques doivent être raisonnées.Dès lors que des unités de sols ont été définies et caractérisées au plan de leurs propriétés, et sousréserve que les sols appartiennent à un contexte similaire, des fonctions de pédotransfert simplifiéespeuvent être définies. Ce travail ouvre donc la voie à la valorisation de données provenant de basesde données ou de cartes établies à partir de critères morpho-génétiques du référentiel pédologiquefrançais ou encore de la classification des sols de 1967 (CPCS).

Avant Propos

Ce travail s’inscrit dans le cadre d’une convention entre l’INRA et l’Agence del’Eau Rhin-Meuse portant sur l’étude des modalités du bilan hydrique des sols duDogger lorrain (convention INRA/BERM n°BO1492).

Je tiens à remercier tout particulièrement toutes les personnes qui m'ont apportéleur aide au cours des trois années passées en thèse à l'Inra de Versailles:

A Daniel TESSIER qui s'est montré attentif au bon déroulement de mon travail eta toujours su se montrer très disponible.

A Francis GRAS qui est à l’origine de cette étude et m’a aussi guidé dans le choixdes sols à échantillonner.

A Louis FLORENTIN et Michel GURY qui m’ont apporté leurs conseils depédologues "experts ès sols lorrains".

A André GRANIER à qui je dois les outils de modélisation du bilan de l'eau dessols.

A Claire CHENU et May BALABANE, pour leur relecture critique et à JeanFrançois FOURBET pour ses précieux conseils sur les statistiques .

A Andrée BEAUMONT, Miguel PERNES, et à l'ensemble du personnel techniquedu laboratoire de Science du sol de L'INRA Versailles.

A Annie DEBUYSER, à Vincent DAMOY et Sandra LORENZATI qui dans lecadre de stages de fin d'études ont permis de compléter mon travail, notammentsur les aspects de spatialisation des données et sur la modélisation du bilan del'eau.

A Ary BRUAND, Bruno DELVAUX, Michel JAUZEIN, Francis GRAS, et AndréGRANIER pour avoir accepté de faire partie du jury.

Et enfin a tous ceux qui ont contribué d'une manière ou d'une autre au bondéroulement de ma thèse.

1

Table des matières

Introduction _______________________________________________________________4

Chapitre 1 : Prévision de la rétention de l’eau, analyse bibliographique_______________7

1.1 Méthodes d’obtention de la courbe de rétention d’eau. ___________________________ 71.1.1 Le concept de potentiel de l’eau et sa mesure_________________________________________7

1.1.2 Variabilité temporelle et conditions d’echantillonnage _________________________________9

1.2 Facteurs explicatifs de la rétention d’eau _____________________________________ 101.2.1 Les constituants ______________________________________________________________10

1.2.2 Importance de la texture et de la structure du sol _____________________________________14

1.2.3 Influence de l’histoire du sol_____________________________________________________15

1.2.4 Conclusions__________________________________________________________________18

1.3 Fonctions de pédotransfert _________________________________________________ 19Introduction_________________________________________________________________________19

1.3.1 Méthodes d'estimation de la rétention de l’eau_______________________________________20

1.3.2 Validation de ces méthodes _____________________________________________________23

1.3.3 Echantillonnage, méthodes d’acquisition des résultats et leurs conséquences sur les FPT _____25

1.3.4 Intérêt du découpage en horizons : critères pédologiques et critères liés à l'usage____________25

1.4 Conclusions ______________________________________________________________ 27

Chapitre 2 : Présentation du milieu ___________________________________________29

2.1 Cadre géographique_______________________________________________________ 292.1.1 Climat ______________________________________________________________________30

2.1.2 Géologie, Hydrogéologie _______________________________________________________31

2.1.3 Présentation des sols ___________________________________________________________33

2.1.4 Occupation des sols ___________________________________________________________34

2.2 Approche méthodologique – Etude des propriétés hydriques des sols ______________ 362.2.1 Echantillonnage ______________________________________________________________36

2.2.2 Porosité, rétention en eau _______________________________________________________37

2.3 Conclusions ______________________________________________________________ 46

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

physiques. 47

Introduction__________________________________________________________________ 47

2

3.1 Caractères généraux des sols en relation avec la pédogenèse______________________ 483.1.1 distribution granulométrique des sols _____________________________________________ 48

3.1.2 Evolution des sols, critéres pédogénétiques et géochimiques.___________________________ 49

3.1.3 Evolution actuelle des sols______________________________________________________ 53

3.2 Textural and structural differentiation of clays during decalcification and clay

migration. Case of soils developped on Lorraine limestones (France)___________________ 56Introduction ________________________________________________________________________ 57

Materials and methods ________________________________________________________________ 58

Results ____________________________________________________________________________ 64

Discussion _________________________________________________________________________ 72

Conclusions ________________________________________________________________________ 74

3.3 Contribution des argiles et des matières organiques à la rétention de l’eau dans les sols.

Signification et rôle fondamental de la capacité d'échange en cations. __________________ 76Résumé____________________________________________________________________________ 76

Abriged English version_______________________________________________________________ 77

Introduction ________________________________________________________________________ 80

Matériel et méthodes _________________________________________________________________ 81

Résultats et discussion ________________________________________________________________ 82

Conclusions ________________________________________________________________________ 87

3.4 Synthèse, Conclusions _____________________________________________________ 88

Chapitre 4 :Rôle de la végétation sur les propriétés hydriques des sols_______________ 91

4.1 Soil water regimes under forest and cultivation and their consequences on

overconsolidation and water retention properties. __________________________________ 92Abstract ___________________________________________________________________________ 92

Introduction ________________________________________________________________________ 93

Materials and methods ________________________________________________________________ 94

Results ____________________________________________________________________________ 97

Discussion ________________________________________________________________________ 105

Conclusions _______________________________________________________________________ 110

4.2 Synthèse________________________________________________________________ 111

Chapitre 5 :Influences relatives de la pédogenèse et de l'usage des sols sur leurs propriétés

physiques. Applications aux fonctions de pédotransfert. __________________________ 113

5.1 Influence relative de la pédogenèse et de l'usage des sols sur leurs propriétés hydriques.

Applications aux fonctions de pédotransfert. ______________________________________ 114Résumé___________________________________________________________________________ 114

Introduction _______________________________________________________________________ 115

3

Matériel et méthodes_________________________________________________________________116

Résultats, discussion _________________________________________________________________118

Conclusions________________________________________________________________________130

Conclusions______________________________________________________________132

Références bibliographiques ________________________________________________136

INTRODUCTION

Introduction

4

INTRODUCTION

La France, comme beaucoup de pays du monde doit faire face à des problèmes croissants

relatifs à la gestion de l’eau. La connaissance du cycle de l'eau est devenue primordiale pour

l'agriculture, l'hydrologie, la météorologie et en général pour toutes les applications

nécessitant un suivi de l'environnement. Le sol agit comme un réservoir tampon entre

l'atmosphère et les couches géologiques souterraines. Une connaissance minimale de ses

propriétés de rétention est nécessaire à toute modélisation du cycle de l'eau.

En Lorraine, les nappes karstiques développées dans les plateaux calcaires du Dogger sont

particulièrement fragiles et leur gestion nécessite une parfaite connaissance de leur

alimentation en eau. A l'initiative de l'Agence de l'eau Rhin-Meuse, cette étude a été

entreprise afin de connaître les propriétés hydriques des sols à l'échelle d'une petite région

naturelle.

L'évaluation des propriétés hydriques des sols s'est toujours heurtée à de nombreux obstacles

tant en raison d'aspects méthodologiques que des coûts liés à l'obtention de données sols, en

particulier de données hydriques. C’est la raison pour laquelle, dès les années cinquante, des

tentatives ont été effectuées afin de développer des fonctions permettant d'estimer la réserve

en eau à partir de données sur les constituants des sols, qu'il s'agisse de leur nature ou de leur

texture. Ces fonctions dites de pédotransfert (FPT ; Bouma, 1989), ont classiquement été

élaborées au moyen de régressions multivariables (Petersen et al., 1968, a et b ; Hall et al.,

1977 ; Jamagne et al., 1977 ; Gupta et Larson, 1979 ; Rawls et al., 1982 ; Ratliff et al., 1983 ;

Manrique et al., 1991). Ce type d'approche a permis de développer des outils performants dès

lors qu'il s'adressaient à une région présentant un même contexte pédoclimatique, mais ils sont

rapidement apparus inefficaces hors de la zone où ils ont été calibrés (Kern, 1995).

La rétention de l'eau est un phénomène complexe, dépendant des constituants du sol mais

aussi de leur organisation à différents niveaux en particulier à l'échelle de la structure du sol.

Introduction

5

L'enjeu est donc de pouvoir caractériser les propriétés physiques sur des bases fiables afin de

disposer de données permettant le développement d'outils de prévision, en particulier pour la

courbe de rétention d'eau. Cette approche suppose en fait que l'on puisse tenir compte de

variables caractérisant le milieu, en particulier le type de sol et le milieu environnant. Dans les

régions tempérées, les processus de différenciation des sols peuvent être importants,

notamment les phénomènes de lessivage. L'évolution des sols est liée à l'action conjuguée du

climat et de la végétation lesquels entraînent une évolution tant géochimique que texturale. A

cette action "naturelle" s'ajoute l'effet du mode d'occupation du sol sur ses propriétés. Or cet

aspect est encore insuffisamment pris en compte dans les FPT. Ainsi, Petersen et al. (1968b)

n'ont pas observé de différence significative entre la rétention d'eau des sols cultivés et des

sols forestiers. A l'inverse, Droogers et Bouma, (1997) ont montré des différences dans la

réserve en eau des sols en fonction de leur usage.

De l'examen de la littérature, il n'existe pas de résultat probant comparant et quantifiant les

propriétés physiques des sols cultivés et forestiers et ce, sur l'ensemble du profil. On ne sait

pas précisément quelles sont les différences et comment les intégrer dans des relations de

pédotransfert, notamment en fonction de l’occupation des sols.

***

L'objectif de ce mémoire est de développer une stratégie d'étude des propriétés des sols afin

de montrer l'influence conjuguée de la pédogenèse et de l'usage des sols. A cet effet, nous

comparerons les propriétés de sols identiques au plan de leur pédogenèse, sous couvert

forestier et sous culture, de façon à quantifier l'impact de l'usage des sols sur leurs propriétés.

Dans ces milieux, nous tenterons de faire la part de ce qui revient aux différents facteurs de

l'évolution, tant ceux relatifs à la constitution, au milieu géochimique qu'aux facteurs externes

intervenant directement ou indirectement sur le sol.

Dans ce mémoire, nous avons fait le choix de présenter la plus grande partie des résultats sous

la forme d'articles.

Dans le premier chapitre les propriétés hydriques des sols seront discutées en relation avec la

nature de leurs constituants et leur organisation. Les fonctions de pédotransfert existantes

seront présentées en insistant sur les concepts développés, leurs qualités et leurs limites.

Introduction

6

Dans le deuxième chapitre nous présenterons le contexte de l’étude. Ceci nous permettra

ensuite de discuter des méthodologies dans l'obtention de données physiques relatives aux

sols, dans des milieux à matières organiques et éléments grossiers en proportions variable.

Le troisième chapitre sera consacré à une étude des sols en insistant sur la nature des

constituants et leur environnement géochimique dans la genèse des sols. La minéralogie des

horizons de sol sera mise en relation avec leur comportement vis à vis de la rétention de l'eau

et en relation avec le phénomène de lessivage. Les résultats seront présentés sous forme de

deux articles :

• "Différenciation structurale et texturale des argiles durant la décalcification puis le

lessivage. Cas des sols de l’Est de la France."

• "Contribution des argiles et des matières organiques à la rétention de l'eau dans les sols.

Signification et rôle fondamental de la capacité d'échange en cations."

Dans le quatrième chapitre nous nous intéresserons à l'usage des sols, en particulier au rôle de

la végétation dans les propriétés physiques des sols. Nous verrons comment la densification

des sols cultivés peut comparativement aux sols forestiers affecter l'ensemble du profil. Les

résultats seront présentés sous la forme d'un article intitulé :

• "Régime hydrique de sols forestiers et de sols cultivés. Conséquences sur la

surconsolidation du sol et sur ses propriétés de rétention d'eau."

Dans un cinquième chapitre, nous présenterons une synthèse des résultats. Nous mettrons en

relief le rôle de l'histoire énergétique ancienne et récente du sol. Nous en compte l’influence

conjuguée de la pédogenèse et du couvert végétal dans les propriétés de rétention d'eau. Les

résultats seront intégrés à des relations de pédotransfert afin de définir des critères

d'évaluation des propriétés. Les résultats seront présentés dans un article intitulé :

• "Prise en compte de caractéristiques liées à la nature pédologique des sols et à leur mode

d’occupation dans l’élaboration de propriétés de pédotransfert. Application au cas des sols

du Dogger lorrain."

Enfin, les résultats obtenus, leurs implications et leurs limites feront l'objet d'une synthèse-

conclusion.

Chapitre 1

PRÉVISION DE LA RÉTENTION DE L’EAU,

ANALYSE BIBLIOGRAPHIQUE

Chapitre 1 : Prévision de la rétention de l’eau, analyse bibliographique

7

Chapitre 1 : PREVISION DE LA RETENTION DE L’EAU,ANALYSE BIBLIOGRAPHIQUE

Les propriétés physiques sont couramment abordées par des études sur des échantillons au

laboratoire. Quelle que soit l'approche, les résultats obtenus sont souvent dépendants de la

méthodologie utilisée et du mode de préparation des échantillons. Il y a lieu de s'interroger sur

les méthodes et notamment sur la nature des écarts de mesure obtenus entre les différentes

approches.

Les différents facteurs explicatifs de la rétention d’eau et les mécanismes associés seront étudiés

en relation avec la pédogenèse et l’usage du sol. Ceci nous permettra d’introduire la notion de

fonction de pédotransfert. Nous conclurons en insistant sur les points les plus importants à

développer et les thèmes d’étude que nous privilégierons dans ce travail.

1.1 METHODES D’OBTENTION DE LA COURBE DE RETENTION D’EAU.

1.1.1 LE CONCEPT DE POTENTIEL DE L’EAU ET SA MESURE

Le potentiel de l’eau dans le sol est contrôlé par différents types de potentiels dont la somme

régit l’énergie de liaison de l’eau du sol (Buckingham, 1907 ; Schofield, 1935 ; Bourrié et Pédro,

1979). Le potentiel total peut s’écrire comme suit :

Φt= φg + φm + φo + φa + φe

φg : Potentiel gravitaire.

φm : Potentiel matriciel.

φo : Potentiel osmotique (nature et composition chimique de la solution du sol).

φa : Potentiel pneumatique (relatif à la différence de pression de l’air dans le sol et la pression atmosphérique).

φe: Potentiel enveloppe (over-burden potential, relatif à la pression mécanique exercée par les couches supérieures

du sol sur les couches inférieures).


8

In situ, le suivi de la rétention de l'eau peut être effectué par l'utilisation conjuguée de

tensiomètres et par des mesures en continu de la teneur en eau. Quelle que soit la méthode

utilisée, la courbe de teneur en eau en fonction du potentiel de l'eau résulte de l'importance

respective des différentes composantes du potentiel de l'eau. Dans les sols argileux on ne peut

négliger φe, le potentiel enveloppe, car les matériaux sont déformables. De même, quand les sols

sont riches en sels ou tendent à devenir désaturés en calcium, la composante osmotique, en

particulier les forces de dispersion entre les constituants, peuvent devenir non négligeables

(Tessier et al., 1999).

Pour obtenir la courbe de rétention d’eau au laboratoire, l’échantillon analysé est amené à un

potentiel de l’eau fixé à l’avance et sa teneur en eau est mesurée.

Pour des potentiels de 0 à –1600 kPa, les dispositifs utilisés pour appliquer la contrainte hydrique

au sol sont dérivés de la presse à membrane de Richards (1948). A des pressions d’eau

inférieures à –1600kPa le potentiel de l'eau est fixé par contrôle de la tension de vapeur du milieu

avec des solutions salines saturées (Tessier, 1975). Le potentiel mesuré inclut alors les

composantes matricielles et osmotiques du potentiel de l'eau.

Les résultats des mesures obtenues au laboratoire ont été souvent critiqués. Ratliff et al (1983)

ont montré que suivant la texture des sols, les mesures obtenues à des potentiels de –33kPa et de

–1500 kPa, supposées correspondre respectivement à la capacité au champ et au point de

flétrissement permanent, surestimaient ou sous-estimaient la teneur en eau. Longtemps, les

courbes de rétention ont été obtenues sur des échantillons tamisés, séchés à l’air et réhydratés.

On sait que le tamisage et le séchage entraînent des modifications importantes de la structure du

sol qu’il faut compenser en associant la capacité au champ à des valeurs de potentiel de l’eau

variables suivant la texture du sol. Ce sont les travaux de Hall et al. (1977) et Bruand et al.

(1996) qui ont montré que la capacité au champ est équivalente à une succion de –5kPa, soit

pF=1,7-1,8 (pour des sols non salés et non fortement gonflants). Ces auteurs ont conclu que la

mesure au laboratoire, sur des échantillons non perturbés, prélevés à une humidité proche de la

capacité au champ permet d’éviter une grande partie des erreurs liées à l’utilisation

d’échantillons séchés et remaniés.


9

1.1.2 VARIABILITE TEMPORELLE ET CONDITIONS D’ECHANTILLONNAGE

La courbe de rétention d'eau des sols varie au cours de l’année et la difficulté consiste à définir

un état de référence. Dans le cas des sols forestiers et sans intervention de l'homme, ces

variations sont essentiellement dues à des phénomènes d'hystéresis dépendant de l’état hydrique

du sol et du retrait structural de ses constituants. En revanche, dans les sols cultivés, le stade

végétatif de la plante et les opérations culturales ont des effets importants sur les propriétés du

sol (Guish et Starr, 1983 ; Cassel, 1983 et Cassel et Nelson 1985 ; Carter 1988). La densité

apparente varie au cours de l’année et d’après Scott et al. (1994), ∆Da peut atteindre 0,3 cm3/g

entre les périodes où le sol est le plus dense et le moins dense, c'est à dire immédiatement après

le labour. Après deux à trois mois, les effets du labour ne sont plus vraiment significatifs. Afin

de s'affranchir de la variabilité annuelle, il est préférable d'effectuer le prélèvement à date fixe

dans l'année, dans des conditions où le sol se trouve à un état similaire d'une année sur l'autre. La

période la plus appropriée semble être lorsque le sol est à une humidité proche de la capacité au

champ, c’est à dire après la période hivernale.

***

De ce qui précède, il apparaît que les conditions expérimentales de la mesure de la courbe de

rétention d’eau au laboratoire peuvent différer fortement des conditions réelles du terrain et

modifier le résultat de façon importante. Cependant, une méthodologie adaptée, basée sur l’étude

d’échantillons non remaniés et prélevés à une humidité proche de la capacité au champ, permet

de limiter au maximum tout biais expérimental. Le prélèvement en fin d'hiver semble un bon

compromis. Les sols cultivés sont alors à une humidité proche de la capacité au champ, le labour

est suffisamment ancien pour que les sols aient retrouvé un état de référence comparable pour

lequel l'effet des opérations de travail du sol et les conséquences du passage d'engins soient

minimisées.


10

1.2 FACTEURS EXPLICATIFS DE LA RETENTION D’EAU

Quatre points seront distingués en relation avec leurs effets sur la rétention de l'eau :

-La contribution directe des constituants du sol tels que les argiles, les matières organiques et les

oxydes dans la rétention de l'eau en relation avec leurs mécanismes de rétention et les énergies

mises en jeu.

-Le rôle de la structure du sol, c'est à dire l'influence de l'assemblage des constituants dans la

rétention de l'eau.

-Les changements de la nature des constituants du sol et de leur organisation résultant de la

différenciation pédologique des sols et leur rôle dans la pédogenèse.

- Les changements résultant de la couverture végétale du sol et plus généralement de l'usage des

sols.

1.2.1 LES CONSTITUANTS

Matières organiques

- La question du rôle des matières organiques dans les sols est généralement abordée suivant

deux approches. La première consiste à ajouter expérimentalement des matières organiques au

sol et à étudier leur effet. La seconde consiste à évaluer l'effet des matières organiques des sols

sur les propriétés à partir d'échantillons de teneurs en matières organiques variables. De

nombreux travaux basés sur ce type d’approche ont montré que la matière organique tend à

augmenter la rétention d’eau, autant à la capacité au champ qu’au point de flétrissement, si bien

que l’effet sur la réserve utile peut être considéré comme négligeable (Mc Rae et Mehuys, 1985 ;

Bauer et Black, 1992 ; Morachan et al., 1972 ; Shaykewitch et Zwarich, 1968 ; Salter et

Haworth, 1961).

Pour Hudson (1994), il apparaît que l’effet de MO est généralement masqué dans les régressions

statistiques par des variations trop importantes des autres paramètres, notamment par l’influence

de la texture. Afin d’éviter ce problème, Hudson (1994) a utilisé un échantillonnage comprenant


11

une faible variabilité de texture. Emerson (1995) a aussi comparé des sols de texture identique à

taux de matière organique différents. Tous deux ont pu montrer que la matière organique accroît

nettement la rétention de l’eau aux hauts potentiels et ne joue quasiment aucun rôle sur la

rétention de l’eau au point de flétrissement. Pour ces auteurs la réserve utile est augmentée

parallèlement à la teneur en matière organique.

Les résultats de Emerson et de Hudson ont été confirmés par Kay (1997). Cet auteur a cherché à

montrer l’effet de la matière organique sur la porosité en fonction de la teneur en argile, en

utilisant conjointement les modèles de Vereckeen (1989) et de Rawls (1983). Les résultats de

cette modélisation (Figure 1-1) montrent une augmentation de la macroporosité définie par les

pores de diamètre supérieur à 30µm, ainsi qu'une augmentation de la mésoporosité (2<∅ <30µm)

et de la microporosité (∅ <30µm) parallèlement à la teneur en carbone organique.

Figure 1-1 : Changements de volume des différents types de porosité

(estimées par le modèle de Vereecken et al., 1989) quand la teneur en

carbone organique augmente de 1%. La densité apparente est

prédite par le modèle de Rawls , (1983). D’après Kay (1997)

Partant de ces considérations, il apparaît donc que le rôle conjugué de la texture et des matières

organiques doit être pris en compte dans la rétention de l’eau. Il faut néanmoins considérer que

l’effet texture et l’effet matière organique sont variables d’un sol à l’autre, mais aussi d’un

potentiel de l’eau à l’autre, sans négliger le poids d’autres facteurs.

Il est à souligner que la majeure partie des mesures de rétention d’eau dans les études sur l’effet

des matières organiques sur la réserve utile a été obtenue avec des matériaux préalablement

séchés à l’air et tamisés à 2mm puis réhumectés avant fixation du potentiel matriciel. On peut

00.0020.0040.0060.0080.01

0.0120.0140.0160.0180.02

0 10 20 30 40Teneur en argiles (%)

Cha

ngem

ents

de

poro

sité

(m3 .m

-3 )

Macropores

Mesopores

Micropores


12

s’interroger quant à la représentativité de ce protocole. Le séchage des échantillons est

probablement, en partie à l’origine des résultats contradictoires obtenus par les différents auteurs.

- Les mécanismes de la rétention d’eau par les matières organiques sont généralement peu

envisagés. Il est bien connu que la matière organique à un effet sur la structure du sol et nous

avons vu qu’elle peut accroître la macro et la méso porosité du sol (Anderson et al. 1990 ; Lal et

al., 1994 ; Schjonning et al., 1994). Certaines fractions organiques comme les polysaccharides

ont des propriétés d’hydratation importantes aux hauts potentiels (Chenu, 1993). Pour Emerson

(1995) l’augmentation de l’eau utile observée dans des sols sous prairie serait entièrement due à

des gels s'apparentant aux polysaccharides. Cependant, leur teneur est faible et ne représente que

5 à 20 % des MO des sols avec toutefois des propriétés d'hydratation considérables (Chenu

1985).

Aux bas potentiels, les mécanismes de rétention d’eau des matières organiques sont moins clairs

qu'aux hauts potentiels. Comme les argiles, les matières organiques possèdent des charges de

surfaces négatives compensées par des cations hydratés. Les mécanismes de rétention ne

semblent pas fondamentalement différents de ceux des argiles. Par contre, les énergies de surface

des matières organiques sont plus faibles de sorte que l’eau n’est pas retenue aussi fortement que

sur les argiles. Ainsi, Jouany, (1991) a montré que l’adsorption de quantités très faibles de

polymères synthétiques modèles d’acides humiques à la surface d’argiles diminue de manière

importante les composantes de l’énergie libre de surface du minéral. Aux bas potentiels, les

matières organiques deviennent hydrophobes et il est probable que leurs propriétés sont

modifiées de façon importante et plus ou moins irréversible après séchage à l’air.

Les constituants minéraux

Les argiles et les autres constituants finement divisés des sols développent une surface spécifique

très grande et interagissent très fortement avec l’eau. L’expression macroscopique est

généralement un gonflement-retrait. Ce mécanisme à longtemps été explicité par les seules

variations de distance entre les feuillets des argiles (Méring, 1949 ; Norrish, 1954 ; Aylmore et

Quirk, 1959). Depuis les travaux de Tessier (1984), on sait que l’eau extraite du sol dans le

domaine énergétique utilisable par les plantes est principalement retenue entre les tactoïdes ou

quasicristaux formés par l’assemblage des particules unitaires de phyllites (Figure 1-2).


13

L’étude de matériaux expérimentaux modèles a permis de bien comprendre les mécanismes liés

à la charge du feuillet, à la nature du cation compensateur et à la concentration de la solution sur

la rétention d’eau. Cependant, dans les sols, les comportements dépendent aussi de l’«histoire

hydrique » du matériau. Croney et Coleman (1954) ont montré que la dessiccation provoque une

réorganisation analogue à une surconsolidation. Ainsi, plus la dessiccation est importante, moins

l’échantillon reprend d’eau lors de la réhumectation. Tessier (1984) a montré que ce phénomène

est du à un rapprochement face-face des feuillets argileux. Les forces d’interaction entre deux

feuillets ainsi accolés sont importantes et le phénomène peut être considéré comme largement

irréversible en conditions naturelles.

Figure 1-2 : Organisation de particules de smectites, d’illites et de

kaolinites au cours de la dessiccation (d’après Tessier, 1984).


14

C'est donc l’arrangement des particules argileuses qui apparaît primordial dans la rétention en

eau des sols plus que la présence d'eau interfeuillets. Ainsi, Bruand et al. (1988) puis Bruand et

Zimmer (1992) ont montré l'importance sur des horizons Bt de sols du Bassin Parisien, de

l’organisation des particules d’argile, c'est à dire aussi bien de leur nature, de leur texture que de

leur arrangement dans le sol. Ces auteurs ont démontré que l’organisation ou fabrique des

particules d’argile peut être prise en compte par la capacité d’échange en cations (Figure 1-3).

Figure 1-3: Relation entre la CEC et morphologie des argiles,

d'après Bruand et Zimmer (1992).

Enfin, en dehors de la rétention de l’eau, les interactions entre constituants de différente nature

peuvent jouer un rôle déterminant sur les propriétés physiques et physico-chimiques des sols.

Pour la plupart des constituants (argiles, oxydes et matières organiques), tout ou partie de la

charge de surface des constituants est variable en fonction du pH (Charlet et Schlegel, 1999).

Dès lors que les charges sont de signe opposé, il peut en résulter une certaine stabilité physique.

(Tavares-Filho et Tessier, 1998). Dans les sols des régions tempérées, on peut se poser la

question du rôle de ces forces d’interaction, notamment lorsque les concentrations en calcium de

la solution deviennent très faibles comme dans les sols décarbonatés et partiellement désaturés.

1.2.2 IMPORTANCE DE LA TEXTURE ET DE LA STRUCTURE DU SOL

La porosité texturale du sol peut être définie comme étant le résultat de l'assemblage des

particules en fonction de leur encombrement stérique. La texture conditionne largement l'énergie

de rétention de l'eau. L'énergie de rétention de l'eau est d'autant plus grande que les pores sont de

petite taille. Différentes lois d’arrangement ont été définies (Faure, 1978).

Faure (1978) a appliqué ces lois à l’étude de la porosité de mélanges sable-argile compactés à

l’optimum Proctor. Malgré la forte énergie de compactage, le mélange ne suivait ces lois que très


15

imparfaitement même pour des teneurs en argile faibles. Attou (1996) a pu mettre en évidence

sur des assemblages compacts argiles-limons la création de ponts d’argile entre les grains de

limons. Ainsi, même sur des matériaux fabriqués artificiellement, à côté de l’assemblage

textural, une organisation spécifique de l’argile explique une partie de leurs propriétés physiques.

Si la texture du sol joue un rôle important dans les propriétés, ce sont cependant les niveaux

d’organisation plus macroscopiques qui déterminent le comportement des sols. La structure des

sols, c’est à dire l'arrangement des particules à différentes échelles, est à l'origine d'une grande

partie des propriétés physiques, qu’il s’agisse de l'aération, de la conductivité hydraulique ou de

la rétention d'eau aux hauts potentiels.

Au départ la structure a été essentiellement étudiée à partir d'une approche descriptive (structure

polyédrique, grumeleuse…) difficile de transposer en termes quantitatifs. Afin de quantifier la

structure, différents concepts ont été développés. En premier lieu, les travaux récents ont porté

sur l’établissement de la courbe de retrait comme a pu le faire Bruand (1985). Cet auteur a

montré que les propriétés physiques sont étroitement liées à l’échelle d’investigation. On peut

ainsi distinguer différents types de porosité et mettre en évidence la genèse d’un système de

fissures plus ou moins développé en fonction des conditions hydriques. Sur ce point, le concept

de fractale introduit par Mandelbrot (1977) a connu un grand développement en physique du sol.

En effet, les concepts de similitude des structures à différentes échelles s'appliquent

généralement bien au sol. De nombreux modèles ont été développés afin d’assimiler le sol à un

milieu fragmenté dont les propriétés hydriques et hydrodynamiques sont régies par une

géométrie à caractère fractal (Tyler et Wheatcraft, 1989 ; Perfect et Kay, 1991 ; Rieu et Sposito,

1991 a, b ; Comegna et al., 1998).

La difficulté est cependant de rendre compte des changements dans le volume poral liés au

retrait-gonflement : les fractales restent trop souvent un mode de représentation statique du sol.

1.2.3 INFLUENCE DE L’HISTOIRE DU SOL

Aspects pédoclimatiques (d'après De Crécy, 1981)

Pour une texture donnée, parmi les facteurs qui jouent un rôle déterminant dans les propriétés, la

dynamique structurale est d'une importance capitale. Elle dépend du mode de mise en place des

matériaux sur lequel se développe le sol, mais aussi des actions conjuguées du climat et de la


16

végétation. Le sol n'est pas un matériau inerte aux propriétés figées, les facteurs climatiques

comme le gel ou les alternances humectation-dessiccation sont à même de créer des forces

internes "d'auto-compaction". Dans le sol, particulièrement dans les couches inférieures, le

volume disponible pour le gonflement des agrégats en phase de réhumectation est limité. Les

forces internes produites sont de l'ordre de 2 MPa (Lecuyer et al., 1978, cité par De Crécy) et

sont susceptibles de réorganiser la porosité du sol à l'échelle de l'agrégat.

Le gel associe des contraintes de dessiccation à des contraintes mécaniques dues à la formation

de coins de glace. Burtembourg (1980, cité par De Crécy), a mis en évidence une perte de la

capacité de gonflement de 30% accompagnée de la constitution d'éléments structuraux dans une

pâte de sol soumise à un seul cycle de gel. Les mesures de contraintes équivalentes de pâtes

soumises au gel sont de l'ordre de 45 bars (De Crécy, 1981). Ces contraintes subies par le sol ont

des effets irréversibles sur sa structuration et ses propriétés. "La contrainte supportée par un

corps à un instant donné ne dépend pas seulement de la déformation actuelle du corps mais

aussi des déformations qu'il a subi dans le passé. Cette contrainte est la somme de toutes celles

que chacune de ces déformations aurait produite à l'instant actuel, si elle avait agi seule."

(Bersoz et Radenkovic, 1974). Ainsi, le sol mémorise la contrainte maximum qu'il à subi dans

son histoire. La mémorisation des différentes actions climatiques subies dépend du mode de mise

en place du matériau. Les dépôts fluviatiles semblent plus sensibles aux diverses contraintes que

les dépôts éoliens (De Crécy, 1981).

Ainsi, les propriétés du sol, indépendamment de leur constitution, dépendent de leur mode de

mise en place, et de leur histoire. Plus les sols sont anciens et a priori, plus les stress climatiques

subis sont importants, plus le sol est consolidé et et moins les possibilités de rétention en eau du

sol sont importantes.

Occupation des sols

Lorsque l’on compare des sols forestiers et des sols cultivés, la première différence concerne

leurs propriétés chimiques. En effet, la pratique du chaulage des sols cultivés conduit

généralement à la saturation du complexe d'échange par le calcium (Figure 1-4). D’autre part, il

est bien connu que les sols cultivés se différencient par une chute de leur teneur en carbone dans

les horizons de surface (Balesdent, 1998 ; Badeau et al. 1999).


17

A ces différences, entre sols cultivés et sols forestiers, s'ajoutent des caractéristiques propres au

régime hydrique de la plante. Les effets en sont peu connus et surtout mal quantifiés. On sait

cependant d'après les travaux de Tessier (1984) que l'intensité des cycles de dessiccation est

d'une importance primordiale dans les propriétés du sol. Semmel et al., (1990), ont vérifié

expérimentalement l'importance des cycles de dessiccation du sol dans la structure, en particulier

la densité et la taille des agrégats. Horn (1976) a mis en évidence la capacité des ménisques

capillaires à rapprocher les particules les unes des autres et par conséquent à augmenter la taille

et la densité des agrégats. Pour Debaeke et Caébelguenne (1994), l'introduction de plantes très

desséchantes comme le tournesol serait à même de modifier la structure du sol ainsi que ses

propriétés hydriques.

En conséquence, nous pouvons faire l’hypothèse que les sols cultivés doivent se distinguer des

sols forestiers par une évolution (i) de leur constitution, notamment due à la diminution de la

teneur en matières organiques, (ii) de leur environnement géochimique et (iii) de leur

organisation, par exemple en relation avec le régime hydrique de la plante et les pratiques

culturales.

Figure 1-4 : Garniture cationique (en % de T) de sols identiques situés

sous forêt (à gauche) et sous culture (à droite). D'après Jamagne (1973).


18

1.2.4 CONCLUSIONS

Ce qui précède démontre que l’on ne peut se limiter à la prise en compte de tel ou tel

caractéristique du sol prise isolément pour étudier l’impact de la pédogenèse et de l’usage des

sols sur leurs propriétés hydriques. Si la constitution des sols peut évoluer, d’autres facteurs

doivent être intégrés dans l’étude des propriétés physiques comme l’environnement

géochimique.

De toute évidence, la pertinence des résultats obtenus dépend de la qualité de l’échantillonnage

et des méthodes utilisées pour caractériser les sols. L’emploi de fonctions de pédotransfert afin

d’étudier les relations entre les caractéristiques structurales, la teneur en matières organiques et

d’autres propriétés relatives au développement des sols semble prometteur comme approche

intégratrice du rôle des constituants et de leur organisation à différentes échelles (Kay, 1997).


19

1.3 FONCTIONS DE PEDOTRANSFERT

INTRODUCTION

Depuis les années 60 et 70, les propriétés de rétention en eau et leur relation avec les

caractéristiques du sol ont fait l’objet de nombreuses études. Au départ, il s’agissait surtout

d’estimer les paramètres nécessaires au calcul de la réserve utile. Dans les années 80, face au

progrès de la modélisation des transferts d’eau dans le sol, les besoins ont été plus exigeants et

l'attention s'est portée sur l’ensemble de la courbe de rétention d’eau. Enfin, depuis le début des

années 90, la généralisation de l’emploi de système d’information géographique (SIG) a permis

d’employer des modèles complexes sur de grandes étendues géographiques. Des problèmes se

sont alors posés quant à la pertinence de données physiques utilisées dans les SIG. Les temps et

les coûts d’acquisition de ces données étant importants, des fonctions établies à partir de données

sols se sont généralisées. Le terme de fonction de pédotransfert (FPT) proposé par Bouma en

1989 a été adopté par la communauté de science du sol.

Si les travaux sur le sujet sont nombreux, le constat est que les outils utilisés et la forme même

des FPT ont peu évolué. Les FPT ont généralement un fort caractère régional et montrent leurs

limites lorsqu'elles sont employées hors de leur zone d'origine. Un effort de réflexion sur les

méthodes d’acquisition des FPT est donc nécessaire. Dans ce qui suit nous présenterons les

différentes fonctions de pédotransfert publiées en nous référant plus spécialement à la revue

bibliographique de Bastet et al., (1998). Les orientations actuelles et futures sur les possibilités

d'amélioration des FPT, notamment l’intérêt d’un meilleur découpage pédologique et d’une

normalisation des méthodes d’acquisition des données hydriques seront précisées.


20

1.3.1 METHODES D'ESTIMATION DE LA RETENTION DE L’EAU

Estimation à des valeurs ponctuelles de potentiel

Les premières applications agronomiques des fonctions de pédotransfert étaient basées sur la

connaissance de l’humidité à la capacité au champ et au point de flétrissement afin de déduire,

par différence, la réserve en eau utile du sol.

Sur le sujet les travaux ont été nombreux. Citons : Petersen et al., (1968, a et b); Reeve et al.,

(1973); Hall et al., (1977); Jamagne et al., (1977); Rawls et al., (1982); Ratliff et al., (1983);

Meng et al., (1987); Bruand, (1990); Manrique et al., (1996); Arrouays et Jamagne, (1993);

Batjes, (1996); Salchow et al., (1996); Van den Berg et al., (1997) qui ont privilégié le rôle de la

matière organique, de la texture et de la densité apparente dans la rétention de l’eau.

Gupta et Larson, (1979); Batjes et al. (1996), Bruand et al. (1996) ont étendu leurs mesures

respectivement a douze, dix et huit points de potentiels, ce qui permet ainsi d'accéder à la courbe

de rétention de l'eau.

Dans la majorité des travaux cités ci-dessus, des relations de type W= a*Argiles + b*Limons +

c*Sables + d*Corg. +e*Da ont été utilisées. Parmi ces travaux, Jamagne et al. (1977) ont associé

à chaque classe de texture une valeur d'humidité à la capacité au champ et au point de

flétrissement ainsi qu'une densité apparente et une réserve utile. Petersen et al. (1968a,b), ainsi

que Manrique et al. (1991) ont travaillé sur des échantillonnages très importants, supérieurs à

1000 individus. Afin d'obtenir une bonne qualité de prédiction, ils ont du établir un découpage

préalable de leur échantillonnage en fonction du type d'horizon ou de la texture de l'horizon

(Petersen et al., 1968a,b) ou en fonction du type de sol (Manrique et al., 1991).

Bruand (1990) a mis en évidence l'intérêt d'un découpage pédologique pour l'étude d'horizons

argileux. Ceux-ci peuvent en effet différer par l'organisation des argiles (clay fabric) fonction de

la nature du matériau parental et du mode de genèse du sol.

De l’examen de la littérature précédente il apparaît aussi qu’avec des échantillonnages

importants et variés, les auteurs ont du stratifier leurs bases de données en fonction de critères

pédologiques. Il est clair que des variables de type argile, limons, carbone organique et dans une

moindre mesure la densité apparente ne sont représentatives de la porosité du sol que lorsque les

différences entre les sols analysés sont faibles et que l’origine pédologique des sols est


21

commune. Lorsque tel n'est pas le cas, les caractéristiques physiques sont trop différentes pour

être reliées à leurs constituants selon une relation unique.

Ces dernières années, les outils de prévision de données ponctuelles de rétention d'eau ont

beaucoup moins été étudié et les recherches se sont portées essentiellement sur l'estimation de la

courbe de rétention d'eau dans son intégralité.

Estimation de l’ensemble de la courbe de rétention

L'étude de la courbe de rétention d’eau dans son intégralité est nécessaire pour le calcul de la

conductivité hydraulique en milieu insaturé (Kunsat). En conséquence, de très nombreux modèles

d’estimation de la courbe de rétention d’eau ont été développés.

Modèles mathématiques de représentation de la courbe de rétention d’eau

Les modèles de Van Genuchten (1980), De Jong (1983), Brooks et Corey (1964), Saxton et al.

(1986), Campbell (1974), Sala et Tessier (1994) associent la courbe de rétention d’eau à une

courbe mathématique par ajustement de 3 ou 4 paramètres. La courbe de rétention d’eau prend

généralement la forme d’une sigmoïde, dont les paramètres de forme évoluent en fonction de la

texture et de la structure du sol.

• Brooks et Corey (1964) ont proposé de scinder la courbe en deux parties. De la saturation

jusqu’au point d’entrée d’air, la teneur en eau est supposée constante. Au-delà du point

d’entrée d’air, la teneur en eau est donnée par une fonction puissance.

θ(h)= θs ha/h <1

(θ-θr)/(θs-θr)= (ha/h)λ =Se ha/h ≥1

θs =teneur en eau au point d’entrée d’air.

θr =teneur en eau où les déplacements d’eau par capillarité sont négligeables.

ha =potentiel au point d’entrée d’air.

Se = taux de saturation effectif.

Le caractère λ varie selon la texture et permet de rendre compte de la distribution de taille des

pores.

θ

h


22

• Campbell (1974) a proposé une équation du même type où θ=θs(h/ha)-1/b. b est un paramètre

empirique. A partir de fonctions de pédotransfert établies sur 1400 échantillons provenant

des Etats Unis, Cosby et al. (1984) ont montré que b est fortement corrélé au taux d’argile

(r²=0,97) et θs au taux de sable (r²=0,77).

• Saxton et al. (1986) ont subdivisé la courbe de rétention d’eau en trois domaines distincts :

θ(h)= θs ha/h <1

θ=[(100-h)(θs-θ100)] +θ100 ha≥ h ≥-100hPa

θ=(h/A)1/B -100hPa ≥ h ≥-15.103hPa

• De Jong (1983) a défini la courbe par deux fonctions logarithmiques de même équation mais

dont le coefficient directeur diffère.

θ= a + b1[log(h)-t] ha/h <1

θ= a + b2[log(h)-t] ha≥ h ≥-100hPa

Ces deux segments de droite se rejoignent pour une valeur de h fonction de la teneur en argile

des sols :

t=-1.12 + 0.029 Ar

La valeur de h varie de –200 hPa pour les textures grossières à –1200hPa pour les textures fines.

Le paramètre b1 est dépendant du taux d’argile, le paramètre "b2" dépend des limons, des argiles

et du taux de matières organiques. Le paramètre "a" dépend des teneurs en argile et en matières

organiques (relations établies au moyen de FPT sur 64 échantillons remaniés).

Des fonctions continues dérivables sur l’ensemble du domaine de potentiel matriciel ont été

proposées (Rogowski, 1971 ; Farrel et Larson, 1972 ; King, 1965 ;Van genuchten, 1980 ; Sala et

Tessier, 1994).

• Le modèle de Van Genuchten est le plus couramment utilisé de part sa simplicité et la

possibilité de dériver l’équation pour le calcul de la conductivité hydraulique :

(θ-θr)/(θs-θr)= (1+ αh)n)-m

θ

Log(h)

θ

h

θ

h


23

Vereecken et al. (1989) puis Wösten et al. (1985, 1995) ont établi des relations de pédotransfert

sur les paramètres de l’équation de Van Genuchten (1980). Seules les variations de θs ont pu être

correctement estimées (θs est corrélé à la densité du matériau et à la teneur en argile).

Contrairement à θs, les paramètres d’ajustement n, m et α ne semblent pas avoir de signification

physique.

Nous voyons que ces modèles ne font pas strictement référence à l’organisation de la phase

solide du sol. Si les paramètres de calage sont empiriques, ils apparaissent néanmoins corrélés à

des caractéristiques des sols. Il apparaît donc possible de développer des modèles ayant un sens

physique reposant plus directement sur les caractéristiques des sols (taux de matière organique,

densité apparente, teneur et réactivité de l'argile).

Modèles mathématiques conceptuels

Dans ce type de modèle, les paramètres de calage sont directement issus des propriétés du sol. La

courbe de rétention d’eau représente en fait la courbe cumulée de la porosité (quand on la lit de

droite à gauche en partant des petit pores vers les grands pores). Les modèles physiques

cherchent à simuler la distribution des pores dans le sol. Une première façon de procéder

consiste à assimiler la distribution des particules comme le corollaire à la distribution des pores

(Arya et Paris, 1981 ; Haverkamp et Parlange, 1986). Nimmo (1997) ajoute au modèle d’Arya et

Paris une composante intéressante représentant l’assemblage structural qui est obtenu à partir de

la distribution des agrégats du sol. A cela peut être ajoutée une approche par calcul de la

dimension fractale de la porosité (Tyler et Wheatcraft, 1989). Enfin, Assouline et al. (1998) ont

pris en compte le réarrangement des particules et les changements consécutifs aux

retrait/gonflement du sol au cours de la dessiccation/réhumectation. La fragmentation des

particules est supposée aléatoire et définit la courbe de rétention d’eau au moyen d’une fonction

puissance calée par seulement deux paramètres.

1.3.2 VALIDATION DE CES METHODES

Avec le développement des bases de données plusieurs études ont testé les différentes FPT

existantes. Parmi celles-ci, trois font référence, Williams et al. (1992), Tietje et Tapkenhinrichs

(1993) et Kern (1995). Les caractéristiques de ces travaux sont exposées dans le Tableau 1-1.


24

Tableau 1-1: Caractéristiques des méthodes de test de validation de FPT, de Williams et al. (1992), Tietje et

Tapkenhinrichs (1993) et Kern (1995).

auteurs Origine des

sols

Nombre

d'horizons

Potentiels

testés

FPT testées

Williams et al.(1992)

Oklahoma(E.U.) 366

-10kPa-33kPa-60kPa

-100kPa-1500kPa

Gupta et Larson (1979)Rawls et al. (1982)Ahuja et al. (1985)

Gregson et al. (1987)

Tietje etTapkenhinrichs

(1993)Allemagne 1079

-0,1kPa-6kPa

-30kPa-1500kPa

Husz (1967)Renger (1971)

Gupta et Larson (1979)Rawls et al. (1982)

Puckett et al. (1985)Pachepsky et al. (1982)De Jong et al. (1983)Cosby et al. (1984)

Rawls et Brackensiek (1985)Nicolaeva et al. (1986)

Saxton et al. (1986)Vereecken et al. (1989)

Arya et Paris (1981)Tyler et Wheatcraft (1989)

Kern (1995) E.U. 3666 → 23333

-10kPa-33kPa-60kPa

-1500kPa

Gupta et Larson (1979)Rawls et al. (1982)

De Jong et al. (1983)Cosby et al. (1984)Saxton et al. (1986)

Vereecken et al. (1989)

L’examen de cette littérature permet difficilement de trancher. Néanmoins il apparaît que les

fonctions sont d’autant plus performantes qu’elles ont été développées pour une aire

géographique donnée. Citons Rawls pour les USA, Vereecken et Renger pour l’Allemagne.

Même les FPT qui reposent sur des données hydriques mesurées peuvent présenter de fortes

déviations en dehors du contexte géographique où elles ont été élaborées. Ce constat nous amène

à nous interroger sur les conditions d’échantillonnage, la nature et la pertinence des mesures

effectuées.


25

1.3.3 ECHANTILLONNAGE, METHODES D’ACQUISITION DES RESULTATS ET

LEURS CONSEQUENCES SUR LES FPT

Nous avons montré dans le paragraphe consacré aux méthodes d’étude de la rétention d’eau que

celles-ci jouaient un grand rôle sur les valeurs obtenues. Bastet et al. (1998) ont passé en revue

les bases de données utilisées dans les principaux travaux sur les FPT (Tableau 1-2).

Tableau 1-2: Caractéristiques des ensembles d'horizons utilisés pour établir les FPT les

plus connues (d'après Bastet et al., 1998)

Auteurs Nombre

d'horizons

Origine des

sols

Etat des

échantillonsPetersen et al. (1968a) 1267 E.U. Remanié/non remaniéPetersen et al. (1968b) 401 E.U. Remanié/non remaniéRenger (1971) 450 D Non remaniéHall et al. (1977) 825 G.B. Non remaniéGupta et Larson (1979) 43 E.U. RemaniéRawls et al. (1982) 2541 E.U. Non préciséDe Jong et al. (1983) 64 CAN RemaniéCosby et al. (1984) 1448 E.U. Non précisé.Puckett et al. (1985) 42 E.U. Non remaniéRawls et Brackensiek (1985) n.p. E.U. Non préciséSaxton et al. (1986) 0 - -Vereecken et al. (1989) 182 B Non remanié

Les bases de données issues de travaux antérieurs aux années 80 sont essentiellement constituées

de données obtenues sur des échantillons remaniés. Beaucoup de bases regroupent aujourd’hui

des données mixtes (remanié/non remanié, souvent sans précision sur les méthodes). Nous avons

constaté que le type de couvert végétal n'est quasiment jamais mentionné. Ces bases étant

hétérogènes, une partie non négligeable de l'erreur résiduelle sur les fonctions de pédotransfert

semble pouvoir être attribuée à la qualité même de la base.

1.3.4 INTERET DU DECOUPAGE EN HORIZONS : CRITERES PEDOLOGIQUES ET

CRITERES LIES A L'USAGE

Tous les modèles de FPT sans exception nécessitent des paramètres de calage et certains sont

même très complexes. Une solution à leur simplification consiste à un prédécoupage de

l’échantillonnage préalable à l’application de FPT. Arrouays et Jamagne (1993) montrent que sur

des sols issus d'un même matériau parental, θ-1500kPa peut être simulée à partir de la seule variable


26

"Argile". Le prédécoupage par la texture est le plus classique (Petersen et al., 1968a ; Wostën et

al., 1985). Le prédécoupage par la compacité (Renger, 1971) semble intéressant pour mieux

prendre en compte la taille des particules, mais aussi leur assemblage. De même la stratification

en fonction de la profondeur a été utilisée (Petersen et al., 1968b; Hall et al., 1977; De Jong,

1983). Généralement, plus l’horizon est profond, plus il est dense, plus la teneur en matière

organique diminue et plus la teneur en argile augmente.

La stratification en fonction de critères pédologiques est malheureusement trop souvent très mal

prise en compte par les FPT. Pourtant, le découpage de l’échantillonnage en fonction de critères

pédologiques semble très intéressant. Danalatos et al. (1994), ont utilisé un échantillonnage en

fonction de la qualité de la structuration des horizons de sols. Bruand (1990) a montré qu'un

découpage pédologique adapté d'horizons argileux permettait de prendre en compte les

différences de microstructure des argiles et d'améliorer la qualité de relation de pédotransfert.

Da Silva et al. (1997) ont pris en compte le type de travail du sol, la position par rapport au rang

pour l'élaboration de FPT de sols cultivés. Une approche visant à intégrer directement les effets

des facteurs propres au sol sur la rétention d'eau a été présentée par Williams et al. (1983). Au

sein d'un modèle de calcul incluant les sols majeurs de l’Australie, les propriétés hydriques ont

été étudiées en fonction des constituants du sol et de leurs propriétés (type d'agrégation, teneur et

nature minéralogique des argiles, taille et forme des agrégats, texture, taux de matières

organiques).


27

1.4 CONCLUSIONS

Depuis vingt ans, de très nombreuses FPT ont été développées. Ces dernières années, les

recherches se sont surtout portées sur des formalismes mathématiques souples utilisés pour

modéliser l'ensemble de la courbe θ(h). Les modèles développés se heurtent à l'estimation de

leurs paramètres de calage qui manquent de sens physique. Quelques modèles à structure

mécaniste présentent des résultats très intéressants, mais ils sont encore trop peu généralisables

car les mécanismes de structuration du sol sont encore trop mal précisés. Les FPT utilisées pour

des valeurs ponctuelles de potentiel présentent des formalismes simples, elles sont encore

souvent utilisées.

Quel que soit le formalisme des FPT, toutes présentent une portée essentiellement régionale.

Toute généralisation semble se heurter à une impasse. Pour généraliser les FPT, il apparaît

nécessaire de standardiser les méthodes d'acquisition de θ(h) avec la nécessité de mieux prendre

en compte la nature des sols. Plus l'échantillonnage est hiérarchisé, moins les causes de

variabilité de la rétention d'eau sont nombreuses et plus il est possible de simplifier les FPT. On

peut s’attendre aussi à ce que les critères utilisés aient un sens physique. La texture, la

profondeur, la compacité, la nature pédologique de l'horizon, la description de la structure, la

nature minéralogique des constituants fins représentent les différentes approches de découpage

de l'échantillonnage utilisées. Toutes apportent une simplification des FPT sans en dénaturer la

qualité.

Enfin, l'usage des sols n'est quasiment jamais pris en compte dans les FPT bien que ses

implications sur les propriétés hydriques soient probablement importantes.

Une recherche plus approfondie sur des paramètres prenant en compte un découpage en fonction

de critères pédologiques et de critères d'usage devrait permettre de mieux appréhender la portée

spatiale des FPT. En retour, en connaissant mieux les sols, les conditions d’extrapolation des

résultats devraient pouvoir être établies sur des bases mieux assurées.

Chapitre 2

PRÉSENTATION DU MILIEU

Ce chapitre, sera consacré à laprésentation du secteur géographiqueétudié. Après une présentation succincte ducontexte géologique, hydrologique etclimatique, nous présenterons les sols et lapédogenèse dans leur contexte spatial, puisles méthodes d’études utilisées.

Chapitre 2: Présentation du milieu

29

Chapitre 2 : PRESENTATION DU MILIEU

2.1 CADRE GEOGRAPHIQUE

Les sols étudiés dans ce mémoire sont situés à l’Est de la France sur des plateaux calcaires

formés par les couches géologiques du Jurassique moyen (Figure 2-1). Les affleurements du

Jurassique moyen forment un croissant qui épouse le contour du bassin parisien du nord de la

Bourgogne aux Ardennes. L’altitude varie entre 200 et 300m. La zone étudiée est délimitée par

la ville de Metz au nord, par Nancy et Toul au centre et par Neufchâteau au sud.

Figure 2-1: Localisation de

la zone d'étude. Le secteur

étudié correspond aux zones

6 et 7 dites Pays Haut et

Haye.


30

2.1.1 CLIMAT

Dans cette région, le climat est de type semi-continental avec une forte influence océanique. Les

flux océaniques d’Ouest, de Sud-Ouest et de Nord-Ouest ont représenté jusqu’à 50% des

situations météorologiques à Metz pour la période 1986-1991. Pour la même période, les

influences continentales ont représenté 20% des situations. La pluviométrie annuelle moyenne

des 35 dernières années est de 755 mm (station de Nancy Tomblaine) pour une

Evapotranspiration potentielle (ETP Penman) de 670 mm. Ces moyennes masquent une très

grande variabilité. Les pluies se caractérisent par de très grandes variations inter-annuelles avec

des années très humides (982 mm en 1986) et très sèches (536 mm en 1976). Les variations de

précipitation à des pas de temps plus courts sont encore plus importantes. Il a plu 198 mm en mai

1983 et seulement 2,4 mm en octobre 1969.

0

20

40

60

80

100

120

140

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12

Mois dans l'année

mm

d'e

au

-10

0

10

20

30

40

T°C

Pluviométrie mensuelle ETP mensuelle Température moyenne

Figure 2-2: Caractéristiques climatiques de la station météorologique de

Nancy-Tomblaine calculées sur 35 ans (1961-1995).

De même, les variations annuelles et saisonnières de température sont très importantes. Les

températures estivales sont de 18,4°C en Juillet et de 17,9°C en Août. Il existe un déficit

hydrique moyen de cinq mois (Avril à Août) qui représente un déficit moyen total de 206 mm

(Figure 2-2). En dépit du dicton local : « En Lorraine il y a deux saisons, l’hiver et le 15 Août »,

on peut présager que dans les sols à faible réserve en eau, les végétaux seront soumis à de forts

stress hydriques.


31

2.1.2 GEOLOGIE, HYDROGEOLOGIE

Les plateaux du Dogger forment un ensemble géologique tabulaire légèrement incliné

vers l'ouest. Les couches calcaires dures du Jurassique moyen surmontent les marnes liasiques

tendres et sont à l'origine du relief de côte (Figure 2-3).

Figure 2-3: Coupe géologique schématique des plateaux du Dogger lorrain.

-série stratigraphique:

Figure 2-4: Colonne de dureté des roches des couches géologiques du Dogger lorrain.


32

Certains calcaires comme les calcaires à polypiers du Bajocien inférieur sont très durs et peu

altérables. Sur les matériaux tendres comme les calcaires à oolithes les sols sont généralement

plus épais que sur les calcaires durs. La dureté des calcaires conditionne donc en partie

l’épaisseur des sols. Les calcaires les plus tendres sont aussi généralement les plus poreux et

peuvent contenir de l’eau utilisable par les plantes.

La fracturation des calcaires du plateau est bien connue au travers de nombreux relevés miniers

et plus récemment par une étude géomorphologique (Deffontaines, 1990). De nombreuses failles

de rejets très inégaux découpent la région selon deux directions privilégiées (NW et NNE). Ces

failles s'amortissent en flexures dans les couches incompétentes du Lias.

Dans les couches calcaires surmontant le plancher imperméable du Lias (schistes cartons du

Toarcien), des aquifères alimentés par circulation karstique se sont développés. Des traçages à la

fluorescéine (Le Roux et Salado 1980) ont permis de préciser les temps de transfert (10 à 20

m/h), ainsi qu’une alimentation de la nappe alluviale de la Moselle par le plateau selon une

direction sud-nord concordante avec la fracturation.

Au calcaire se superposent des formations superficielles de deux types:

-La terra fusca : c’est une argile rougeâtre provenant de l’altération des calcaires. Guillet

et al. (1984) ont montré que la couleur rouge est due à la présence de goethites très fines et que

les argiles contenues dans le calcaire ont la même composition que dans la terra fusca. Les

conditions de formation de la terra fusca sont discutées. Gury et Duchauffour (1972) leur

attribuent une origine ancienne provenant de la dissolution des calcaires sous un climat chaud.

Actuellement leur origine est considérée comme plus récente avec des conditions de formation

correspondant à un climat tempéré (Comm. Orale M. Gury). La formation des sols se

rapprocherait donc de celle des terres d’Aubue formées par altération de calcaires du Jurassique

moyen et supérieur en Bourgogne (Baize 1991).

-Les limons : des placages limoneux sporadiques d’épaisseur variable sont présents sur le

plateau. Ils sont généralement situés au centre des plates-formes et ont été érodés en bordure de

plateau. L’origine de ces limons est principalement fluviale. Ils sont relativement nombreux sur

le plateau de Haye où ils ont été déposés par la Moselle dont le cours est actuellement 100m plus

bas que les placages limoneux. On retrouve plus rarement des limons éoliens. Au nord et au sud

du plateau de Haye, les dépôts limoneux sont plus rares.


33

2.1.3 PRESENTATION DES SOLS

Comme dans beaucoup de systèmes pédologiques, la topographie conditionne la

répartition et l'épaisseur des formations superficielles et donc, indirectement, la pédogenèse.

Pour la dénomination des sols, nous utiliserons le référentiel pédologique français (AFES, 1995)

En accord avec Gury et Duchauffour, (1972), nous avons distingué trois grands types de

pédopaysages suivant la toposéquence suivante (Figure 2-5) :.

- Des Rendosols colluviques et des Rendosols occupent les versants,.

- Des Rendosols, des Rendisols et des Calcosols se situent en bordure des plateaux calcaires,

- Des sols de type Calcisol et Brunisol sont localisés en position intermédiaire.

- Des Brunisols luviques, des Néoluvisols, et des Luvisols occupent le centre des plateaux. Ces

sols sont développés sur des dépôts limoneux anciens.

D’après les travaux de Gury et Duchauffour (1972) cette séquence de sols ne résulte pas de la

transformation d’un matériau de départ unique. Certains processus ont été accélérés car les sols

lessivés se sont développés sur des dépôts limoneux déjà décarbonatés. D’autres ont été ralentis

car la décarbonatation et l’approfondissement des sols de bordure de plateaux ont été bloqués par

des phénomènes de ruissellement et d’érosion. Toutefois, nous avons noté une grande cohérence

de données sol de telle sorte que les différents pédons présentent les caractéristiques physico-

chimiques liées à leur définition dans la classification. Ainsi, on retrouve ici, les processus

d’altération décrits par Jamagne (1973) sur une séquence de sols issus de lœss carbonatés du

Bassin Parisien. Sans entrer dans le détail, la pédogenèse commence par une décarbonatation

suivie d’une décalcification et enfin d'une désaturation avec lessivage des argiles.


34

•Rendosol

•Calcosol

pH # 8.2

sols carbonatés

•Calcisol

•pH # 7

solsdécarbonatés

S/T # 1

•Brunisolsluviques

•pH # 6

S/T # 0.8

•Neoluvisols

pH < 6

S/T # 0.5

Figure 2-5: Coupe schématique du plateau de Haye.

La séquence d’altération des sols que nous étudions ici est typique de la pédogenèse en milieu

tempéré. Les premiers stades d’évolution dans lesquels les sols sont différenciés (Calcosols

Calcisols) sont aussi relativement fréquents en Europe partout où des calcaires affleurent. Le

stade suivant où apparaît le lessivage (Luvisol) représente 650 millions d’ha dans le monde.

2.1.4 OCCUPATION DES SOLS

Les couches géologiques du Dogger lorrain forment deux grandes régions naturelles référencées

sous les noms de « pays haut » et « plateau de Haye » dans l’Inventaire Forestier National (IFN.

1998. Atlas par région forestière. Tome I :Nord-est de la France. Réf. A-0921 ou

http://www.ifn.fr).


35

Le « pays haut » couvre la partie nord du plateau (Figure 2-6). La production agricole est

nettement dominante et couvre 61% de la superficie. Sur le « plateau de Haye » situé plus au

sud, les forêts représentent 46% de la surface du territoire contre 41% pour les cultures.

Le couvert forestier est constitué presque exclusivement par des feuillus. Le hêtre est l’espèce la

plus représentée ; c’est l’essence climacique (climax climatique), c’est à dire en équilibre avec le

climat et le sol.

Les sols cultivés le sont presque exclusivement en céréales. L’assolement blé, orge d’hiver/orge

de printemps, colza représente plus de 85% des surfaces cultivées en 1996 (données chambre

d’agriculture de Toul). Le blé représente à lui seul 40% de la surface agricole (comm. Orale,

Chambre d’Agriculture de Toul).

L’ensemble forêts et cultures céréalières représente plus de 80% de la superficie du territoire

étudié. Les landes et les prairies sont presque inexistantes et constituent moins de 1% du

territoire. Parmi les deux grands types de mise en valeur du sol (forêt/culture), le hêtre et le blé

sont les deux espèces dominantes. Nous retiendrons ces deux espèces pour étudier l’effet de la

mise en valeur du sol sur ses propriétés physiques.

Figure 2-6: Usage des sols localisés sur les couches géologiques du Dogger lorrain

PLATEAU DE HAYE :

Forêts :46%, dont feuillus :88%

avec essence principale =hêtre

Cultures :41%

Bati, eau :12%

PAYS HAUT :

Forêts :24%, dont feuillus :89%

avec essence principale =hêtre

Cultures :61%

Bati, eau :14%

Dpt 54

Dpt 57

Dpt 55


36

2.2 APPROCHE METHODOLOGIQUE – ETUDE DES PROPRIETES

HYDRIQUES DES SOLS

Nous ne détaillerons pas ici les méthodes les plus courantes pour caractériser les sols car elles

sont décrites dans les articles qui suivent. Néanmoins, nous discuterons plus spécialement de

plusieurs aspects des sols dont l’intérêt est apparu important, à savoir, les conditions

d’échantillonnage, la caractérisation des sols riches en matières organiques et des sols riches en

éléments grossiers, la stratification de l’échantillonnage et l'influence du volume des échantillons

sur les propriétés physiques.

2.2.1 ECHANTILLONNAGE

Afin de prendre en compte une éventuelle variabilité spatiale des propriétés, trois sites

d’échantillonnage situés sur un axe nord sud ont été retenus (Figure 2-7). Le site principal est

situé sur le plateau de Haye à l’ouest de Nancy (site I). Un deuxième site est situé plus au nord,

au nord-ouest de Pont-à-Mousson (site II). Enfin, un troisième site est situé 45 km au sud de

Nancy (site III).

Au total, ce sont plus de 91 horizons qui ont été collectés sur 33 profils de sols qui se répartissent

comme suit :

Site I : 73 horizons, 26 profils

Site II : 14 horizons, 4 profils

Site III : 4 horizons, 3 profils

Une partie des sols a été prélevée sur des profils types répondant à la définition du référentiel

pédologique français. D’autres présentant des caractères intermédiaires ont aussi été prélevés.

L’échantillonnage a été effectué sous deux couverts végétaux, le blé et le hêtre.

Les horizons de sols ont été prélevés en fin d’hiver sous forme de blocs décimétriques non

perturbés à une humidité des échantillons proche de la capacité au champ. Ils ont été conservés

en chambre froide sous emballage hermétique de façon à modifier le moins possible leur état

hydrique et éviter un pic de minéralisation de la matière organique. Une partie des échantillons a

été séchée à l’air et tamisé à 2 mm pour les analyses pédologiques courantes.


37

Figure 2-7 : Localisation des sites étudiés. Extrait de la carte géologique de la

France au 1/1 500 000ème (B.R.G.M., 1980).

2.2.2 POROSITE, RETENTION EN EAU

Cas des échantillons très riches en matières organiques

Dans les mesures de rétention en eau des échantillons, nous avons du tenir compte de la

présence parfois importante de matières organiques. D’après Gardner (1965), il peut y avoir

une perte de masse par oxydation de matières organiques et évaporation de produits volatils

entre 50 et 105°C, mais pas à 50°C. Nous avons notamment vérifié que la référence à 105°C

est valable pour tous les échantillons quel que soit leur taux de matière organique (Figure

2-8).

Site 2

Site 3

Site 1


38

Figure 2-8: Comparaison entre les teneurs en eau par référence au poids à 50°c et

105°C. Les échantillons de type rendzine sont très riches en matières organiques

(Corg=110g.kg-1). Les échantillons de type brun lessivé sont pauvres en matières

organiques (Corg<5g.kg-1).

En outre, comme les matières organiques se différencient des autres constituants du sol par

leur masse volumique, nous avons adopté si nécessaire le système de présentation basé sur

l’indice d’eau (volume d’eau / volume de solide) et l’indice des vides (volume des vides /

volume de solide). Ce mode de représentation permet de comparer des sols de densité réelle

différente (Schéma 1). Ainsi dans les rendzines contenant jusqu'à 20% de matière organique

la densité réelle peut être inférieure à 2,4, contrairement aux horizons Bt qui contiennent du

fer pour lesquels la densité atteint 2,7. Après avoir mesuré la densité réelle de cinq horizons

selon le protocole de Blake (1965), nous avons vérifié que la densité est étroitement reliée à la

constitution. Sur la base de la densité du quartz (2,65), du complexe argile-oxydes (2,87) et

des matières organiques (0,9), les densités calculées s’avèrent très proches des densités

mesurées (Figure 2-9)

Schéma 1: Représentation des volumes d’air, d’eau et de

solide de même volume total, même teneur en eau

volumique mais de densité réelle différente

air

solide

eau

0

0.1

0.2

0.3

0.4

0.5

0.6

0.7

Tene

ur e

n ea

u (c

m3 .g-1

)

24h à 105°C24h à 50°C48h à105°C48h à 50°C

EB/C

Brun lessivé

A1

A1/C

Rendzine colluviale

A1(B)

Rendzine brunifièe


39

.

2.3

2.4

2.5

2.6

2.7

2.3 2.4 2.5 2.6 2.7

Densité m esurée

Densité calcul

y=x

Figure 2-9: Densité réelle calculée en fonction de la densité

réelle mesurée.

Importance des éléments grossiers

Les sols de type Rendosol ou Calcosol contenant des éléments grossiers, nous avons du tenir

compte de leur présence.

Des graviers calcaires appartenant à différents sous étages géologiques du Dogger ont été

saturés en eau par remontée capillaire sous vide durant quinze jours. Leur teneur en eau après

saturation a permis de quantifier leur porosité connectée. Les résultats de mesures montrent

que les échantillons sont saturés d’eau. Ces graviers ne contiennent donc pas de porosité

fermée non accessible à l’eau (Figure 2-10).

Le Tableau 2-1 montre les résultats d’une analyse statistique de l’humidité volumique à

saturation en fonction de l’origine géologique des graviers. Les teneurs en eau s’échelonnent

de 0.085 à 0.115 cm3/cm3. Cependant les différences entre les différents groupes ne sont pas

significatives. La variance entre les groupes est faible devant la variance au sein de chaque

groupe. L’origine géologique et pédologique des graviers n’explique que 15% de la variabilité

de leur rétention d’eau. D’autres facteurs que la lithologie des calcaires sont à envisager pour

expliquer leur rétention d’eau.


40

Une autre approche a consisté à différencier les éléments grossiers en fonction de leur

morphologie et de leur niveau d’altération. Trois types d’éléments grossiers ont été

distingués :

-Les cailloux de calcaire frais (non altéré),

-Les cailloux de calcaire altéré,

-Les graviers ( 2mm<Ø<2cm )

La porosité mesurée par intrusion de mercure a permis de définir trois types de porosité

(Tableau 2-2):

-La porosité totale

-La porosité retenant l'eau à – 0,1 MPa (Ø>3 µm).

-La porosité retenant l'eau jusqu'à – 1,6 MPa Ø>0,2 µm)

On constate que la porosité totale des graviers et des cailloux varie entre 0,07 et 0,15 cm3/cm3. Les

échantillons altérés sont beaucoup plus poreux que les échantillons de calcaire frais. Cependant,

dans tous les cas de figure, la porosité susceptible de retenir de l’eau utile par les végétaux est très

faible et toujours inférieure à 0.06 cm3/cm3.

Ainsi, en supposant que le potentiel matriciel du sol n'excède jamais –1,6MPa, une grande

partie de l'eau des cailloux peut être considérée comme non utilisable.

Cependant, afin de tenir compte de la présence des éléments grossiers dans nos calculs de

teneur en eau , nous avons utilisé la formule suivante :

H= [(Mhum – Msec)sol total- (C*Msec)EG]/( Msec-(Msec)EG

Où :

H= humidité pondérale du sol sans la contribution des éléments grossiers (cm3/g)

Mhum= masse humide

Msec= masse sèche (105°C)

C= constante représentant la part du contenu en eau des éléments grossiers (EG). :

C=0,04 cm3/cm3 (ψ=-1kPa → –10kPa)

C=0,03 cm3/cm3 (ψ=-32kPa → –100kPa)

C=0,02 cm3/cm3 (ψ=-350kPa → –1600kPa)


41

Figure 2-10: Relation entre l'indice des vides et

l'indice d'eau de graviers calcaires saturés d'eau par

remontée capillaire.

Tableau 2-1: Teneur en eau moyenne à saturation de graviers

calcaires de différentes provenances. Les lettres indiquent les

regroupements effectués par ANOVA (P<0,05 ; Test du T corrigé de

Bonferroni)

Catégories Moyenne

(cm3.g-1)

Regroupements

Calcaire oolithique, Rendosol brunifié forestier 0.085 ACalcaire coquiller, Calcisol forestier 0.090 ACalcaire coquiller, Calcisol cultivé 0.090 ACalcaire oolithique avec importante matrice, Rendosol colluvial 0.101 ACalcaire oolithique, Rendosol cultivé 0.110 ACalcaire oolithique, Rendosol brunifié forestier 0.113 A

0

0.02

0.04

0.06

0.08

0.1

0.12

0.14

0.16

0.18

0.2

0 0.02 0.04 0.06 0.08 0.1 0.12 0.14 0.16 0.18 0.2

Indice des vides

Indi

ce d

'eau

Droite de saturation


42

Tableau 2-2: Porosité d'éléments grossiers mesurée par porométrie mercure.

profil porosité totale(cm3/cm3)

porosité ∅∅∅∅>0,2µm.

(cm3/cm3)

porosité ∅∅∅∅>3µm.

(cm3/cm3)calcaire oolithique

sous Rendosolcolluvial :

-frais0.074 0.044 0.011

-altéré 0.124 0.089 0.058-graviers 0.093 0.042 0.015

calcaire oolithiquesous Rendosol

brunifié :-frais

0.102/0.109 0.015/0.016 0.0051/0.0055

calcaire coquiller sousCalcisol:

-frais 0.0764 0.033 0.018-graviers 0.156 0.097 0.04


43

Validation de l’échantillonnage. Intérêt de la stratification en horizons

Notre étude reposant sur le prélèvement d’horizons, il convenait de s’interroger sur la

pertinence de ce type d’échantillonnage, notamment par rapport aux propriétés physiques.

A cet effet, nous avons comparé les horizons à un découpage du sol par incréments de 10 en

10 cm (Figure 2-10). Il apparaît une très bonne correspondance entre les deux méthodes

même si des différences sont observées localement, aussi bien à la capacité au champ qu’à

l’humidité au point de flétrissement. On obtient un stock d’eau de 201 et 212 mm au point de

flétrissement et de 351 et 357 mm à la capacité au champ (Figure 2-11). Les réserves utiles

calculées sont de 145 mm (échantillonnage pédologique) et de 150 mm (échantillonnage avec

incréments de 10 cm), soit une différence de 3%. En passant de 10 prélèvements à 4

prélèvements avec prise en compte des horizons, les profils et les stocks hydriques n’ont pas

changé de façon significative. Nous avons donc considéré que l’horizon pédologique est

l’entité représentative du sol du point de vue de ses propriétés hydriques.

Figure 2-11: Comparaison entre les profils hydriques d'un sol brun lessivé obtenus avec un

prélèvement par horizon et un prélèvement par incrément constant. A gauche, teneur en eau à la

capacité au champ. A droite, teneur en eau au point de flétrissement.

0

20

40

60

80

100

120

0 0,1 0,2 0,3 0,4 0,5

Humidité au point de flétrissement (cm3/cm3)

Prof

onde

ur e

n cm

découpage en horizons pédologiques

découpage en tranches de 10 cm

Stock d'eau:-Hz pédo.: 351 mm -Tranches: 357 mm

0

20

40

60

80

100

120

0 0,1 0,2 0,3 0,4 0,5

Humidité au champ (cm 3/cm3)

Prof

onde

ur e

n cm

découpage en horizons pédologiques

découpage en tranches de 10 cm

Stock d'eau:-Hz pédo.: 201 mm -Tranches: 212 mm


44

Influence du volume de l’échantillon

Bruand (1985) à mis en évidence un effet important du volume de l'échantillon sur la mesure

des propriétés hydriques, particulièrement sur l'intensité des phénomènes de retrait-

gonflement.

Dix-sept horizons de la base de données ont été choisis aléatoirement pour étudier les

effets du volume de l’échantillon sur la rétention d’eau et la densité apparente. Le spectre de

fréquence de la taille des mottes (Figure 2-12) issu de cet échantillonnage s’étend de 1 à 12

cm3. Les 2/3 des mottes ont des tailles comprises entre 4 et 7 cm3 avec une moyenne de 5,74

cm3.

Le Tableau 2-3 montre les résultats de régressions obtenues entre la densité apparente (Da) où

la teneur en eau à la capacité au champ (Hcc), et le volume des échantillons. Ce dernier

explique en moyenne 14,3% de la variabilité de Da et 15,4% de la variabilité de Hcc. Les

écarts à la moyenne sont très importants et la variabilité expliquée est toujours inférieure à

45%. Au seuil de 5%, le volume de l’échantillon n’apporte jamais d’information significative

sur la densité apparente et apporte une information significative sur l'humidité à la capacité au

champ pour un seul des échantillons. Pour cet échantillon, l’analyse des résidus permet de

souligner que ce résultat est du à un seul point qui s’écarte du nuage de points formé par les

autres répétitions. Au total, on peut raisonnablement affirmer que dans la gamme des tailles

d’échantillons étudiée, le volume de l’échantillon, n’a pas d’effet sur la densité apparente et la

teneur en eau.


45

Figure 2-12: Diagramme de fréquence de la taille des mottes utilisées

pour la mesure de la courbe de rétention d'eau.

Tableau 2-3: Relations entre la taille de l'échantillon et sa densité apparente ou de sa teneur en eau à –

10kPa. Ho Da et Ho Hp représentent le risque de rejet de l’hypothèse (en %) selon laquelle la taille de

l’échantillon apporte une information sur Da ou sur Hp.

% de la variabilité expliquépar la taille de l'échantillon

Type de sol typed'horizon

moded'occupation Densité

apparenteHumiditépondérale(cm3.g.1)

Ho Da Ho Hp

E 1.72 0.55 75.67 86.14SBFL Bt Culture 42.6 0.6 41.51 86.79

Ap 13.62 44.7 5.65 4.9RBR Ap Culture 0.15 21.1 93.41 29.86

A1 18.7 1.5 33.19 38.77SBE B1 Forêt 22.4 43.5 28.32 10.81

B2 0.5 0.5 87.4 88.09A1 27 27.6 23.09 22.6SBM B Forêt 3.3 1.14 69.5 82A1 0.5 1.56 87.76 78.99A2 33.3 29.1 17.49 21.16B1 43.3 41.77 10.81 16.55SBL

B2

Forêt

5.2 11.45 62.13 45.79A1 37.4 3 40.87 71.01SLB1 Forêt 3.0 0.72 70.9 85.66A1 1.5 3.91 79.08 67.08RBR B/C Forêt 8.4 10.25 57.76 53.62

Moyenne 14.3 15.4

0

5

10

15

20

25

30

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11Taille de l'échantillon (cm3)

Fréq

uenc

e


46

2.3 CONCLUSIONS

Ce chapitre nous a permis d’aborder deux grands aspects des sols à savoir (i) leur distribution

en fonction de leur position topographique et (ii) leurs conditions d’échantillonnage et de

caractérisation compte tenu de leur spécificité.

La zone d’étude regroupe sur une faible surface une grande diversité de sols. Cette dernière

nous laisse supposer une grande variété de comportements hydriques. Ce large panel de sols

nous permetra de mieux cerner la nature et le poids des variables dans les propriétés hydriques

de façon à les intégrer dans les fonctions de pédotransfert

Dans cette diversité de sols, nous avons voulu nous assurer de la représentativité de

l’échantillonnage. Les résultats montrent que des sols de nature et d’usage différent peuvent

être étudiés par une approche basée sur l’étude des horizons. Nous avons tenu compte de la

spécificité de certains types d’horizons présentant de fortes teneurs en matières organiques ou

en éléments grossiers. Nous avons conclu que la variabilité de la taille des mottes (à l’échelle

centimétrique) ne joue pas un rôle déterminant sur les résultats des mesures. Sur ces bases,

nous pouvons caractériser les sols de manière fiable notamment en vue de l’étude de leurs

propriétés physiques.

Chapitre 3

CARACTÉRISTIQUES PÉDOLOGIQUES

DES SOLS ET LEUR RELATION AVEC LES

PROPRIÉTÉS PHYSIQUES

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

47

Chapitre 3 : CARACTERISTIQUES PEDOLOGIQUES DES

SOLS ET LEUR RELATION AVEC LES PROPRIETES

PHYSIQUES.

INTRODUCTION

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

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

qui se produisent dans le sol durant la différenciation pédologique.

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

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

afin de définir des seuils d'évolution pédologique.

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

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

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

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

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

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

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

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

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

des Sciences.

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

propriétés hydriques.


48

3.1 CARACTERES GENERAUX DES SOLS EN RELATION AVEC LA

PEDOGENESE

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

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

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

Les sols carbonatés

Les sols calciques

Les sols soumis au lessivage

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

pédologiques.

3.1.1 DISTRIBUTION GRANULOMETRIQUE DES SOLS

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

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

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

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

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

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

légèrement plus sableux (Calci3).

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

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

Bt sont argileux (groupe Less 2).

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


49

Sables0 10 20 30 40 50 60 70 80 90

Limons

10

20

30

40

50

60

70

80

90

100

Argiles

0

10

20

30

40

50

60

70

80

90

sols calciquessols carbonatéssols avec lessivage

Figure 3-1 : Texture des sols échantillonnés

3.1.2 EVOLUTION DES SOLS, CRITERES PEDOGENETIQUES ET

GEOCHIMIQUES.

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

constituants.

Carb1

Calci2Less2

Calci1

Less1

Calci3

Carb 2


50

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

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

fonction du pH.

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

horizons.

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

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

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

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

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

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

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

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

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

constituants fins des sols.

-0.6

-0.4

-0.2

0

0.2

0.4

0.6

0.8

1

4 5 6 7 8 9

pH

(CEC

cob

alt-C

EC M

etso

n)/C

EC M

etso

n

pH=5,4


51

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

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

obtenus par l’ion cobaltihexammine.

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

pH des sols échantillonnés.

Trois grands types de sols peuvent être définis :

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

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

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

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

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

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

rapport Mg2+/Ca2+ le plus élevé.

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

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

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

ions échangeables.

0.00

0.20

0.40

0.60

0.80

1.00

1.20

4 5 6 7 8 9pH

S/T (7,6;1)

(5,4;0,9)


52

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

du calcium et du magnésium.

Figure 3-5: Evolution du rapport des cations échangeables

divalents/monovalents en fonction du pH.

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

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

1

10

100

1000

4 5 6 7 8 9pH

(Ca2+

+ M

g2+)/(

Na+ +

K+ )

y = -0.8468x + 83.525R2 = 0.9409

0

5

10

15

20

25

30

35

60 70 80 90 100 110

T saturé par Ca2+ (en%)

T sa

turé

par

Mg

2+ (e

n%)


53

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

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

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

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

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

3.1.3 EVOLUTION ACTUELLE DES SOLS

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

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

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

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

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

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

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

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

augmentation de la richesse azotée et une acidification du milieu.

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

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

couramment attribuée aux processus pédogénétiques.

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

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

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

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

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

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

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

a lui aussi chuté (Tableau 3-1).

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

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

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

en réaffirmant des résultats antérieurs.


54

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

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

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

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

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

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

1972 et 1995.

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

5 horizons provenant de 3 sols

échantillonnés en 1972 et 1995.

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

0 1 2 3 4 5 6 7

A1

A2

B1

B2

B/C

Hor

izon

s

pH

19721995

0 0.2 0.4 0.6 0.8 1

A1

A2

B1

B2

B/C

Hor

izon

s

Ca2+/T

19721995


55

***

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

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

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

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

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

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

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

significative du pH en 25 ans.

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

peuvent être interprétées.


56

3.2 TEXTURAL AND STRUCTURAL DIFFERENTIATION OF CLAYS

DURING DECALCIFICATION AND CLAY MIGRATION. CASE OF

SOILS DEVELOPPED ON LORRAINE LIMESTONES (FRANCE)

F. BIGORRE & D. TESSIER

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

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

Summary

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

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

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

interpreted.

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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


57

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

solution and that changes in their crystal structure characterize pedogenesis.

INTRODUCTION

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

with their precise consequences on physical and chemical properties.

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

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

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

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

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

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

necessary to take into account the geochemical environment.

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

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

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

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

out.


58

MATERIALS AND METHODS

Studied soils

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

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

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

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

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

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

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

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

remains saturated with alkaline and alkaline-earth cations.

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

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

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

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

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

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

Table 3-2.

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

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

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

Bt horizons.


59

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

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

corrected T test).

Type ofhorizon

Claysg.kg-1

pH CECcmolc.kg-1

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

E 235 b 2 5.15 b 0.84 9.8 b 1.7

Bt 419 ab 5 5.77 b 0.87 17.7 ab 1.3

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


60

Methods

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

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

cations were determined by exchange with cobaltihexammine chloride (Ciesielski &

Sterckeman, 1997).

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Clay mineralogy

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

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

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

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

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

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

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

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

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

quantified according to their peak surface.


61

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

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

according to the following procedure:

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

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

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

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

the given example.

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

surfacepeakiS

peakiofsmectite

illiteratioSmeIll

surfacepeakIlliteSSSmeIllSIllite

i

i

I

iiI

=

=

=

×+= ∑

)/(

)/((%

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

surfacepeakiS

peakiofIllite

SmectiteRatioIllSme

SurfacePeakSmectiteSSIllSmeSSmectite

i

i

S

iiS

=

=

=

×+= ∑

)/(

)/((%


62

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

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

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

curves (grey lines).

Neoluvisol, E horizon, 0.2-2µm fraction

0.716

1.000

1.429

1.538 1.345 1.191

0

20

40

60

80

100

120

5 7 9 11 13 15 172 théta

Inte

nsity


63

Particle analysis

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

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

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

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

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

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

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

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

E ultramicrotome equipped with a diamond knife.

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

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

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

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

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

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

Statistical analysis

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

linear model with interactions where:

Yijk = µ+αi+βj+(αβ)ij+δijk

Σαi=Σβj=Σ(αβ)ij=0

δijk→N(0,σ2)

with:

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

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

explicative factors ; δijk = residue.

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

used the same model without interactions.


64

RESULTS

Mechanical analysis and physicochemical data

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

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

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

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

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

0.2-2 µm fraction remains rather constant.

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

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

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

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

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

intermediate properties.

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

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

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

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

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

represented in the following way:

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

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

Where:

- a, constant,

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

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


65

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

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

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

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

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

a typic neoluvisol (a) and in a brunisol luvique

(slightly leached neoluvisol).

11

28

54

40

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

Bt

E

2-5µm 0.2-2µm <0.2µm(b)

12

18

60

55

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

Bt

E

2-5µm 0.2-2µm < 0.2µm(a)


66

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

each horizon type.

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

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

E 266 140 51

Bt 54 42 25

(B) 50 37 28CEC

(cmolc.kg-1)E 48 27 11

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

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

R²=0.93 R²=0.93

CEC σ SS σ

Constant 37.6 1.0 167 4.8

Bt 6.4 - 27 -

B 2.0 1.7 -3 8.1

E -8.9 1.5 -27 7.1

<0.2 µm 17.2 - 90 -

0.2-2 µm 1.2 1.3 2 6.2

2-5µm -16.4 1.5 -81 7.1


67

XRD

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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


68

Table 3-5: Ratio

(kaolinites+illites)/smectites.

Particle. size (B) E Bt

2-5 1.56 1.32 1.20

0.2-2 2.03 1.25 0.79

< 0.2 1.56 1.3 0.95

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

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

KaoliniteR²=0.73

IlliteR²=0.71

SmectiteR²=0.79

Constant 12 43 45

B +2 +7 -9

Bt -4 -6 +10

E +2 -1 -1

<0.2µm -6 +5 +1.2

0.2-2µm +5 -5 -0.5

2-5µm +1 -0.3 -0.7


69

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

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

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

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

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

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

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

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

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

according to the soil horizon.

Particle analyses

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Calcosols to Neoluvisols.

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

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


70

Figure 3-10: Charge location for different clay particle

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

0,00

0,50

1,00

1,50

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

tetrahedral charge

laye

r cha

rge

(B) 0.2-2µm(B) <0.2µm

b

0

0,5

1

1,5

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

tetrahedral charge

laye

r cha

rge

E 2-5µm E 0.2-2µm

a

0,00

0,50

1,00

1,50

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

tetrahedral charge

laye

r cha

rge

Bt 0.2-2µm Bt < 0.2µm

c


71

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

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

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

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

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

smectites.

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

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

0,0

0,1

0,2

0,3

0,4

0,5

0,6

0,7

0,8

0,9

1,0

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

K

(B) <0.2µmBt <0.2µm


72

DISCUSSION

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

study of mechanism of clay migration.

Factors of pedogenesis

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

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

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

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

area.

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

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

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

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

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

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

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

soils.

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

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

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

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

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

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

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

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

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


73

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

laterally for the layer constitution itself.

A contribution to the mechanism of clay migration

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

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

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

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

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

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

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

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

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

model is thus perfectly coherent with our results.


74

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

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

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

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

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

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

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

influence particle mobility.

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

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

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

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

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

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

properties.

CONCLUSIONS

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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


75

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

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

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

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

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

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

paper.


76

3.3 CONTRIBUTION DES ARGILES ET DES MATIERES ORGANIQUES A

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

ROLE FONDAMENTAL DE LA CAPACITE D'ECHANGE EN CATIONS.

François BIGORRE, Daniel TESSIER* et Georges PEDRO


*Correspondance et tirés à part. [email protected]

RESUME

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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


77

ABRIGED ENGLISH VERSION

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

to water retention properties.

Abstract

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

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

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

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

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

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

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

matter are not measured by the methods.

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

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

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

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

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

contents.

Materials and methods

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

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


78

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

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

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

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

studied.

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

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

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

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

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

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

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

Results, discussion

Significance of CEC and EGME surface area

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

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

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

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

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

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

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

characterize the properties of the fine components.

Relationships with water retention

Fine fractions

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

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

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

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

and -107MPa:


79

W= a.CEC + b (1)

W = c.SS+ d (2)

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

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

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

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

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

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

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

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

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

including the organic surface area.

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

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

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

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

Soil Samples

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

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

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

retention properties of clays and organic matter.

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

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

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

matter to water retention became negligible.

Conclusions

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

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


80

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

components and soil organization.

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

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

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

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

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

area accounts well for the hydration to - 107 MPa.

INTRODUCTION

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

de la CEC (Julien et Turpin, 1999).

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

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

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

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


81

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

profonds de sols argileux.

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

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

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

phases de décarbonatation, de décalcification, puis de lessivage.

MATERIEL ET METHODES

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

séparée par centrifugation.


82

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

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

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

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

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

Fison Carlo Erba).

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

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

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

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

105°C.

RESULTATS ET DISCUSSION

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

présentent des propriétés intermédiaires.

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

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

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


83

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

argileux.

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

fractions argileuses étudiées. EGME Surface area

vs. CEC of the three studied clay fractions.

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

apparaissent être indépendantes et additives.

0

10

20

30

40

50

60

70

0 100 200 300 400

Surface spécifique (m2/g)

CE

C (c

mol

c.kg

-1)

(B) 2-5µm

Bt 2-5µm

E 2-5µm

(B) 0,2-2µm

Bt 0,2-2µm

E0,2-2µm

(B) <0,2µm

Bt <0,2

E <0,2

2-5µm

0,2-2µm

<0,2µm


84

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

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

variabilité de la CEC du sol.

Relations avec la rétention de l’eau

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

Fractions fines

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

linéaires suivantes :

W= a.CEC + b, (1)

W = c.SS+ d. (2)

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

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

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

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

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

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

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

organiques.


85

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

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

données en caractères gras et italiques correspondent respectivement aux régressions obtenues

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

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

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

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

Potentiel

matriciel

Droite de régressionW (cm3.g-1) ;

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

R2 Erreur standard

sur R2

W1,6 =0.0083 CEC + 0.0743

W1,6 =0.0083 CEC + 0.0615

0.83

0.84

0.0618

0.0618-1.6MPa

W1,6 =0.0019 SS + 0.0854

W1,6 =0.0018 SS + 0.0670

0.78

0.87

0.0709

0.0555

W107 =0.0020 CEC + 0.0107

W107 =0.0020 CEC + 0.0067

0.94

0.97

0.0074

0.0060-107MPa

W107 =0.0004 SS + 0.0104

W107 =0.0004 SS + 0.0094

0.96

0.97

0.0065

0.0064

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

caractérisation de la seule phase minérale du sol.

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

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

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

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


86

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

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

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

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

Echantillons de sols entiers

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

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

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

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

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

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

matières organiques.

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

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

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

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

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

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

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

organic carbon and clays or CEC.

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

Humidité (cm3.g-1)ψψψψ=-1,6 MPa

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

n=50

W=0,0075CEC +0,036R²=0,89

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

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

ψψψψ=-107 MPa W=1,01.10-4ArgR²=0,93

n=28

W=0,00167CEC +0,017R²=0,787

n=28


87

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

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

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

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

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

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

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

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

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

CONCLUSIONS

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

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

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

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

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

en se référant à des données quantitatives.

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

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

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

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

constante.

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

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

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

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

de -1,6 MPa.

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

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

qualité des sols.


88

3.4 SYNTHESE, CONCLUSIONS

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

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

que de leur comportement.

Stades d'évolution pédologique des sols:

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

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

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

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

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

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

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

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

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

en évidence une évolution minéralogique.

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

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

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

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

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

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

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

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

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

étudiés ici.


89

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

chimiques du milieu.

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

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

des répercussions directes sur le comportement hydrique des sols.

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

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

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

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

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

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

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

Décalcification

0

Temps

CaCO3

S/T

pH 7,68,2

5,4

Lessivage

0,91

Charge du feuillet-1Charge tétraédrique

Décarbonatation

Argiles


90

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

relation avec les apports des pluies acides.

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

sol.

Horizons de type (B)

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

Horizons de type E

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

Horizons de type Bt

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

Sol jeune, peu différencié

Sol ancien, lessivage

Chapitre 4

RÔLE DE LA VÉGÉTATION SUR LES

PROPRIÉTÉS HYDRIQUES DES SOLS

Chapitre 4:Rôle de la végétation sur les propriétés hydriques des sols

91

Chapitre 4 :ROLE DE LA VEGETATION SUR LES PROPRIETES

HYDRIQUES DES SOLS

L’effet de la végétation sur le sol est suffisamment important pour qu'il entre parfois dans les

critères de classification. Tel est le cas pour une végétation "naturelle", par exemple sous

forêt. Cependant, dans de nombreux cas d'étude des propriétés hydriques des sols, le rôle de la

végétation n'est ni pris en compte ni même explicité. Dans ce qui suit, les effets de la

végétation et plus généralement de l'usage, incluant les pratiques agronomiques seront

abordés. Deux sols de même dénomination ayant des caractéristiques pédologiques identiques

situés respectivement sous culture céréalière et sous forêt de hêtres seront comparés. Ce

travail a fait l’objet d’un article soumis à la Revue Plant and Soil.


92

4.1 SOIL WATER REGIMES UNDER FOREST AND CULTIVATION AND

THEIR CONSEQUENCES ON OVERCONSOLIDATION AND WATER

RETENTION PROPERTIES.

F. BIGORRE & D. TESSIER*


*Corresponding author. Phone:+33-1- 30833243; Fax: +33-1-30833259

e-mail: [email protected]

ABSTRACT

The effects of old deforestations upon cultivated soils in temperate climates are not yet well

known. Do cultivated and forest soils classified in identical soil units have the same physical

properties? The answer to this question is important for all the disciplines which require a

spatial management of environmental problems. The purpose of this article is to show how

intensive cereal crops with high yields, cultivated on old forest soils, can greatly modify soil

physical properties.

Our study was carried out in the east of France on loamy soils that are representative of the

leached soils (Luvisol, FAO classification) which represent large covers in Europe.

Historically, part of them have remained beech-planted, whereas the other part were cleared in

the middle of the 18th century and brought under cereal crop. The particle-size distribution

and the pH are similar on both forest and cultivated soils. However, for the latter, there is a

considerable decrease in water retention along with an increase in bulk density. The available

water capacity calculated up to 1 m depth is 30 % lower than to that of the forest soil. There is

a complete reorganization of the soil fabric whose principal feature is a collapse of the finest

pores with the genesis of coarser pores associated with cracks. Water balance modeling based

on the last 35 years made it possible to conclude that the soils under beech plantation have

never undergone drought constraints as great as those undergone by the cultivated soils.


93

Cultivation has considerably increased the water uptake from soils. We suggest that the

resulting high levels of desiccation caused the soil densification over the whole profile (~1 m)

similar to an overconsolidation phenomenon. This work also showed the importance of

determining soil physical properties on undisturbed soil samples, i.e. undried samples in order

to avoid air drying which in turn erases a large part of the soil history and thus the water

retention properties.

Key words: cultivation, drought, overconsolidation, soil compaction, water balance, water

properties.

INTRODUCTION

In France, the intensification of agriculture has allowed a considerable increase in crop yield.

In 1950 the average yield was of 2 t ha-1 and is nowadays of 7 or even 9 t ha-1 (Boulaine,

1992). This yield increase has had consequences on the water requirements of plants

(Farahani, 1998). In many areas of France today, the water available for the plants has

become the main limiting factor of agricultural production. The effects of such changes are

not known very well, in particular the effects of drought intensity on soil structure, soil

available water capacity and soil water regime.

Many studies have addressed the effects of cultivation on soil properties. Most have been

based on the comparison of plots with known histories, in geographical areas of relatively

recent anthropogenic impacts (Canada, United States, Australia and Brazil). These studies

have generally focused on the impacts of cultivation on soil organic matter stocks and quality,

and on fertilizing elements (Arrouays et al., 1995; Bauer and Black, 1981; Besnard et al.,

1996; Elliott, 1986; Blank and Fosberg, 1989; Zhang et al., 1988; Dormaar, 1979; Mann,

1986; Ihori et al., 1995; Voroney et al., 1981). A great deal of attention has also been put on

soil structure stability. Although physical properties and especially water properties have been

studied less often, several studies have shown soil compaction or densification following

cultivation at depths of up to 0.5 m (Blank and Fosberg, 1989; Hammel, 1989; Bauer and

Black, 1981; Low, 1972; Skidmore et al., 1975). Coote and Ramsey (1983) observed

significant changes in the pore spectrum and water retention curve after 35 years of

cultivation. Scott et al. (1989) showed that water retention was lower at a given water

potential in a cultivated soil compared to a native prairie soil. Cattle et al. (1994) underlined a

number of changes in the macropores of the soil profile, with thin section analysis.


94

Higher drought constraints, resulting from a yield increase of a grass crop, can cause an

increase in the macropore size (Grevers and De Jong, 1990). The modifications in soil pore

space have been explained by a reorganization of the structural elements following an

increase in the desiccation levels reached by the soil after the introduction of more water-

demanding plants (Bouma and Hole, 1971). Some consequences on soil hydraulic

conductivity were observed by Bouma et al. (1975). The plant water regime, depending on the

intensity and rapidity of desiccation it allows through differential swelling and the creation of

fracture planes, causes greater or lesser aggregate fragmentation (Dexter, 1991). The plants

use these cracks for their rooting more or less intensively according to the nature of their root

network (Matechera et al. 1994). Veenhof and Mc Bride (1996) and Ahuja et al. (1998)

concluded that variations in soil water regime may originate an overconsolidation in the

cultivated soils.

The purpose of our study is to analyze the effects of a rotating crop wheat/barley/colza on the

physical properties of a soil which was initially under forest cover (Beech). For this we

compared the soil structure and water retention of the same soil either under beech cover or

under wheat cover. Detailed attention has been given to the methodology used to establish the

water retention curves as it seems essential to work on samples disturbed as little as possible

and especially on samples that have not been air-dried.

MATERIALS AND METHODS

Study site of and sampling methods

The studied soils were located in Lorraine in the East of France (Figure 4-1). They are

representative of the leached soils in the large European geological basins. The area is in a

contrasting semi-continental climate. In the last 40 years, the average rainfall has been of 755

mm for a Potential EvapoTranspiration (ETP Penman) of 670 mm.

Two profiles representative of the luvisol (FAO, 1988) of this area were sampled on pits

within a distance of fifty meters (Figure 3-3). The first one was under a beech forest, the

second under a cereal crop with a rotation of wheat, barley and colza. The forest area has been

managed for 250 years under regular beech grove (Fagus Sylvatica). The mean age of the

settlement is more than 150 years and the oldest trees are 250 years old, which corresponds to


95

the period of clearing. Local documents show that the forest-cultivation limit has not changed

since this period.

At the end of winter, i.e. after full re-wetting, undisturbed decimeter-scale soil blocks were

collected from the pits. We preferred to carry out the sampling respecting the soil horizons

rather than constant incremental sampling. The depths used to compare the two soils were not

always exactly identical but corresponded to the same horizons (Table 4-1). At the time of the

sampling, the soil moisture was close to the field capacity. As shown by Hall et al. (1977), in

such conditions, there is lower risk of volume disturbance during the experimental process in

the high potential value range. In order to avoid desiccation and organic matter

mineralization, the samples were kept in a cold room under hermetic packaging. Some of the

samples were subsequently air-dried and sieved to 2 mm for physicochemical analyses.

In order to assess spatial variability of soil properties, additional sampling was performed at

three different depths (0-20, 40-60, and 60-80 cm) along transects including the pits in both

forest and cultivated soils (Figure 3-3).

Physicochemical analyses

The particle size distribution (AFNOR, 1996), organic carbon (AFNOR, 1996), pH in water

(AFNOR, 1996) and cation exchange capacity (AFNOR, 1996) were measured on the pit

samples. The following analyses were carried out on the auger samples for spatial variability

determination : particle size distribution, total carbon and total nitrogen (C&N Element

analyser, Fison Carlo Erba) and pH.

Physical analyses, water retention curves

Small clods (5 to 10 cm3) were manually separated from the blocks. Water retention

measurements were carried out at -1, -3.2, -10, -32, -100, -320 and -1600kPa on 5 to 15

replicates. A filtration device, (Tessier and Berrier, 1979) was used from -1 to -100kPa,

whereas a pressure cell apparatus (Richards, 1948) was used at –320 and –1600 kPa. In order

to establish pore water continuity, a kaolin paste was placed between the sample and the

porous plate. The samples were brought to equilibrium for 7 days for each water potential

(AFNOR, 1996). For low potential values (- 2.8 to -107MPa), the samples were placed under

controlled hygrometry by using salt saturated solutions for 1 to 2 months.


96

Clod bulk density was measured by immersion in kerosene (Monnier et al., 1973). The dry

weight was obtained after 48h in a drying oven at 105°C. Bulk density measurements on clods

were compared with those on cylinders (360 cm3) in order to evaluate interclod porosity and

thus a part of the structural porosity of the sample.

The effects of intense desiccation on both soil structure and water retention curve were

studied after applying experimental air-drying. After that, the samples were rehydrated under

high vacuum conditions with a 6-cm capillary head of de-aerated water. Then, the water

retention curves of the samples were established over dehydration.

The water retention curves are presented by plotting the water ratio (water volume/solid

volume) as a function of water potential. In order to calculate the solid volume, the solid

density was determined using the pycnometer method (Blake, 1965).

Water balance modeling

The soil water balance was modeled at daily time-step from 1961 to 1995. Two models using

the same calculation methods were used. In these two models, plant transpiration was

calculated by means of statistical relations depending on the potential ETP, the foliar index

and on the soil water potential. For the forest, we used the BILJOUR model (Granier et al.,

1999). For the crop system (wheat), we used the STICS model (Brisson et al., 1998).

Figure 4-1 : Studied zone location and sampling plan.

12m Grass land

Cultivated SoilPit

Auger sampling for

spatial variability

Beech Forest

0 5 10 15 20

Scale in Meters

Studied

zone


97

RESULTS

Physicochemical properties, spatial variability

The soil analyses are presented in Table 4-1. In both profiles (under forest and under crop) the

particle-size distributions were similar. A vertical clay gradient was observed indicating clay

migration. The pH values were similar and relatively low (4.8-5.6). The cation exchange

capacities (CEC) of the soils were similar and followed the pattern of clay distribution. The

saturation rate by alkaline and alkaline-earth cations was below 0.6 in the first fifty

centimeters and slightly higher in the lower horizons (from 0.6 to 0.9). Soil carbon and

nitrogen contents were different in surface layers and identical below 45 cm.

Another sampling carried out on 32 samples on transects around the profiles showed that the

pH values were very homogeneous (Figure 3-3; Table 4-2). The soil pH was slightly higher in

the 0-20 cm layer of the cultivated soil than that of the forest soil (5.61 and 5.26,

respectively). Soil carbon and nitrogen contents were different in 0-20 cm layers and identical

below 40 cm, whereas the C/N ratios were slightly higher under forest than in the cultivated

soil in the first 60 centimeters. This difference can be related to the parent forest and crop

vegetation. The particle-size distributions were similar in the 0-20 cm horizon, except for

sands that represented less than 4% of the total. In the 40-60 cm depth, the fine fractions

differed between the two soils and the coarse fractions were similar. In the 60-80 cm depth the

particle-size distributions were identical except for the fine silts. The standard deviation

percentages (std%) were generally low thus indicating great homogeneity between the results,

confirming the representativeness of the two soil profiles.

These results enabled us to conclude that the two soils were similar under forest and

cultivation as far as their pedological development and geochemical environment were

concerned.


98

Table 4-1: Pedological analysis and soil chemical properties of the two soil profiles.

Particles size analysis

(g kg-1)

Exchangeable bases

(cmolc.kg-1)

depth. Hor. C.S.

F.S. C.L. F.L.

Clay C pH Ca2+ Mg2+ K+ Na+ S/T CEC

Forest soil0-10 cm A1 15 27 317 423 218 37 5.6 7.31 1.28 0.65 0.08 0.87 10.7

15-20 cm E 18 28 321 422 211 13 4.8 1.11 0.28 0.20 0.02 0.28 5.8

45-53 cm B1 4 17 247 348 384 3 5.1 6.16 2.74 0.23 0.06 0.62 14.9

62-70 cm Bt 18 16 213 327 426 3 5.1 8.03 3.41 0.23 0.09 0.68 17.4

75-90 cm B/C 11 17 240 359 373 3 5.0 5.46 2.44 0.23 0.06 0.58 14.2

Cultivated soil2-15 cm Ap 26 32 308 408 226 14.3 5.0 3.82 0.37 0.35 0.01 0.72 6.3

35-42 cm E/B 17 23 250 352 358 3.9 4.9 5.65 0.75 0.25 0.02 0.57 11.8

45-50 cm B1 23 22 217 328 410 3.0 5.1 6.71 1.85 0.10 0.04 0.58 14.9

70-80 cm Bt 27 29 199 326 419 3.2 5.1 7.77 2.40 0.22 0.06 0.72 14.6

80-95 cm B/C 29 29 201 321 420 2.8 5.2 7.98 2.58 0.11 0.06 0.70 15.3

(C.S.=Coarse Sand ; F.S.=Fine Sand ; C.L..=Coarse loam ; F.L.=Fine Loam)

Table 4-2: Spatial variability of soil data under crop and forest. Values in

Italics are significantly different under crops and forest (ANOVA, p<0.05).

Values in bold are non significantly different (P<0.05).

Depth (cm)0-20 40-60 60-80

Mean. Std % Mean Std % Mean Std %pH crops 5.61 3.4 5.35 4.7 5.40 5.1

forest 5.26 3.8 5.40 4.1 5.11 2.0Organic MatterO.C. (g.kg-1) crops 13.6 4.7 3.10 13.4 2.50 9.4

forest 19.7 10.9 3.50 7.4 2.40 23.5O.N. (g/100g) crops 1.30 3.4 0.40 8.7 0.40 4.8

forest 1.60 5.4 0.40 4.0 0.30 13.4C/N crops 10.3 2.0 7.3 5.7 6.5 4.9

forest 12.4 7.5 8.1 4.3 7.4 10.8Particule size distribution (g/100g)Coarse Sands crops 22 5.9 17 27.0 34 11.9

forest 16 9.6 11 12.4 16 8.5Fine Sands crops 34 13.1 21 18.2 34 15.2

forest 30 15.9 35 71.1 21 13.8Coarse Silts crops 259 6.6 190 10.3 173 4.3

forest 250 4.7 189 16.5 168 5.1Fine Silts crops 455 4.7 359 4.9 308 1.0

forest 504 2.6 384 4.5 355 5.3Clays crops 249 6.7 421 6.0 444 3.9

forest 192 10.5 377 7.5 443 5.8


99

Physical properties

Soil bulk density

On clods of 5 to 10 cm3, in the cropped soil, there was an increase in bulk density compared

to that of the forest soil (Figure 4-2a). The volume changes were greatest in the first 40

centimeters (from 0.14 to 0.4 g.cm-3). Between 40 and 70 cm, the cultivated soil was denser

than the forest soil (∆Bd ~0.1g.cm-3). In the deeper horizon (80-95 cm), bulk densities were

quite similar, although bulk density was slightly lower in the forest soil.

Such differences in bulk density can be integrated at a macroscopic scale. The calculation for

one meter depth corresponds to compaction and thus a difference in soil elevation of 9 cm in

the cropped soil compared to that of forest.

On 360 cm3 cylinders, measurements showed smaller differences in bulk density (Figure

4-2b). The same calculation gave a smaller difference in soil elevation (4.5 cm) in the cropped

soil, i.e. only 50% of the compaction measured on small clods. It is important to note that

under forest, the soils had equivalent densities according to whether they were measured on a

centimetric or decimetric scale. Conversely, the cultivated soil was much denser when the

density was measured on a centimetric scale. The porosity between the clods, or interclod

porosity, was very high in the cultivated soil, but it was almost nil in the forest soil.

Figure 4-2: (a) Bulk density measured on small clods. Bars indicate confidence

intervals (p=0.05); (b) Bulk density measured on 360 cm3 cores. Bars indicate

difference between max. and min. measurements (for 2 or 3 replicates).

0102030405060708090

100

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

Bulk density (g/cm3)

Dep

th (c

m)

crop

forest

(a)

0102030405060708090

100

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

Bulk density (g/cm3)

Dep

th (c

m)

cropforest

(b)


100

Water retention, first drying curves

For all horizons, the water retention curve was higher under forest than under crop (Figure

4-3). In particular, the tilled layer had a much lower water retention than the upper forest soil

horizon in a very large range of water potentials (0 to –100MPa, Figure 4-3a). Between 40

and 50 cm (Figure 4-3b), the difference between the two soils was no longer significant for

potentials lower or equal to –1600 kPa. For 60-80 cm depth (Figure 4-3c), the curves were

identical for ≤ –100 kPa potentials. The calculation of the equivalent pore diameter showed

that the pore size of the cultivated soil was smaller than that of the forest soil. In the first 20

centimeter layer, the whole pore spectrum seemed to be modified under crop. This evolution

also appeared at 50 cm and 70 cm depth, but only for pores larger than 0.1µm and 1µm,

respectively.


101

Figure 4-3 Soil water retention curves from first

dehydration, for surface (a), intermediate (b) and bottom

(c) of the profiles. Bars indicate confidence intervals

(p=0.05)

0

0.2

0.4

0.6

0.8

1

1.2

1.4

1 10 100 1000 10000 100000

Matric Pressure (-kPa)

Wat

er ra

tio

Crop 2-15 cmForest 0-10 cm

0

0.1

0.2

0.3

0.4

0.5

0.6

0.7

0.8

1 10 100 1000 10000 100000


Wat

er ra

tio

Crop 45-50 cm

Forest 45-53 cm

0

0.1

0.2

0.3

0.4

0.5

0.6

0.7

0.8

1 10 100 1000 10000 100000Matric Pressure (-kPa)

Wat

er ra

tio

Crop 70-80 cmForest 62-70 cm

(a)

(b)

(c)


102

Available water capacity (AWC)

Bulk density measurement and water retention curves showed that the cultivated soil had a

lower porosity than the forest soil. In fact, the cultivated soil had lost great deal of its porosity

capable of retaining water available for plants. For both soils, the water available for plants

can be calculted from the soil moisture at the sampling time close to field capacity and that at

-1600 kPa. The AWC was of 162 mm for the forest soil and of only 110 mm for the cultivated

soil (Figure 4-4). In fact, the main loss of available water capacity took place in the first 40

soil centimeters of the soil.

Figure 4-4: AWC calculated in mm of water per soil cm.

0

20

40

60

80

100

120

0.00 1.00 2.00 3.00 4.00

AWC (mm/cm of soil)

Dep

th (c

m)

Cultivated soilforest soil

Cultivated soil AWC = 110mmForest soil AWC = 162mm


103

Water retention, second drying curves

The water retention of the tilled horizon (a) remained identical to that in the first dehydration.

By contrast, in the A1 horizon of the forest soil, the water retention was slightly lower than in

the first desiccation (a'). Below 45 cm depth, the water retention at –1600 kPa water potential

(pF=4.2) fell clearly by about 20% after air-drying both in cultivated soil and in forest soil, (b,

b' and c, c') indicating a change in the soil fabric. Conversely, porosity retaining water with

weak suctions increased after air-drying.


104

Figure 4-5: Soil water retention curves. Dark symbols = first dehydration ; Light symbols = second

dehydration. Bars indicate confidence intervals (p=0.05).

2-15 cm

0

0.2

0.4

0.6

0.8

1

1.2

1.4


Wat

er r

atio

first dehydration

second dehydration

a

45-50 cm

0

0.2

0.4

0.6

0.8

1

1.2

1.4

1 10 100 1000 10000 100000


Wat

er ra

tio

b

70-80 cm

0

0.2

0.4

0.6

0.8

1

1.2

1.4

1 10 100 1000 10000 100000


Wat

er ra

tio

c

0-10 cm

0

0.2

0.4

0.6

0.8

1

1.2

1.4


Wat

er r

atio

first dehydration

second dehydration

a'

45-50 cm

0

0.2

0.4

0.6

0.8

1

1.2

1.4

1 10 100 1000 10000 100000


Wat

er ra

tio

b'

62-70 cm

0

0.2

0.4

0.6

0.8

1

1.2

1.4

1 10 100 1000 10000 100000


Wat

er ra

tio

c'

Cultivated soil Forest soil


105

DISCUSSION

Changes in soil properties with cultivation.

In this study, porosity measurements and water retention curves were obtained from

undisturbed and undried soil samples. This approach was used in order to monitor changes in

soil properties depending on land use.

It appeared that the traditional pedological analyses based on the study of soil samples could

not explain the changes in soil properties according to the soil use and management. The

types of vegetation (beech and wheat) did not greatly modify the pedological nature of the soil

in terms of physicochemical characteristics because beech is not a very acidifying species

compared with conifer (Herbaults and De Buyl, 1981; Ranger and Nys, 1994). As a result, it

does not greatly modify the physicochemical environment of the soil. In these soils, the

pedological changes were not as great as those observed when a meadow or cereal crop was

compared with conifers under acid substrate and with low calcium contents (Geis et al., 1970;

Quideau and Bockheim, 1996). In the present case, on the cultivated soil, as the farmer had

not supplied enough lime, the pH and the saturation rate of the CEC therefore remained

similar under forest and cultivation.

The physical properties were different between the two soils ; the bulk densities measured on

both clods and cylinders showed a substantial reorganization of pore-space in the cultivated

soil compared to the forest soil.

In the cultivated soil, the bulk density and water retention measurements showed an increase

in the bulk density that mainly affected centimetric-scale clods with the formation of another

type of porosity (secondary porosity) between the clods.

Bouma and Hole (1971) observed a similar mechanism for a soil that had been cultivated

under alfalfa for 100 years, with micro-cracking of the soil at depths of 80-90 cm, compared

to a virgin soil. They attributed these changes to an increase in the soil drought caused by

alfalfa.

In order to quantify the effects of the vegetation cover on the soil water regime, we modeled

the water balance for the two situations. Table 4-3 shows the results of the water balance

modeling from 1961 to 1995. Rather than highlighting the differences between beech and

wheat, we used a parameter representative of both the duration and the intensity of the

desiccation levels reached by the soils. To this end, a drought index was defined by


106

considering the number of days when the available water was below a certain percentage of

the total AWC. From 1961 to 1995, the water content of the forest soil was less than 30 % of

its AWC for 563 days as opposed to 1146 days for the soil under wheat. This contrasting

behavior was accentuated for lower percentages of AWC. During this period the forest soil

underwent only 46 days with less than 10% of its AWC still available as opposed to 148 days

on the cultivated soil. The cultivated soil spent 82 days in extreme drought with less than 5%

water still available, whereas the forest soil never went below this threshold.

Table 4-3: Drought index defined by considering the number

of days when the soil available water was below a certain

percentage of the AWC for wheat and beech covers, between

1961 to 1995.

Number of days where : Beech Wheat

More than 70 % AWC is depleted 563 1146




It appeared clearly that the soils under wheat were clearly subjected to more intense and

longer droughts than the forest soils. Under beech, the soil evaporation was limited by both

the presence of the litter which acts as a mulch and the protective effect of trees foliage so that

the soil moisture never goes below the minimum moisture value necessary to the survival of

trees. On cultivated soils, the vegetation does not protect the soil as occurs under forest,

especially after harvest i.e. after the end of July that means that the soil is left bare until the

following crop. Evaporation can greatly affect the soil and the cultivated soils can reach water

much lower potentials than the conventional wilting point.

Mechanism of soil structure evolution

The tilled horizon lost 60% of its organic carbon content compared to the upper horizon of the

forest soil. This difference in carbon content associated with the effects of the fauna and

tillage operations can partly explain the low water retention of the tilled layer. Nevertheless,

for the rest of the profile, these cannot apply and soil structure changes seem to be due to

modifications in the soil water regime. The water retention curves measured on the samples


107

that underwent an extreme experimental desiccation, demonstrate the fundamental role of

sample history on its water retention properties. We observed that air-drying events reduced

the water content at low potentials and increased it at high potentials for the 40-80 cm depth

horizon. As a consequence, it reduced much (≈20%) of the clay microporosity which was thus

largely irreversible. Ben Rhaïem et al. (1987) showed that both clay layers and particles, when

brought together, form large face-to-face stable structures. The interaction forces between the

clay surfaces became sufficiently strong so that the particles remained aggregated after

subsequent re-hydration. This microscopic change has repercussions on a mesoscopic scale as

shown by Grimaldi and Tessier (1986) who observed larger pore sizes after air-drying. These

authors concluded that the microscopic effect of intense desiccation was compensated by the

genesis of large cracks within the clods. As a consequence, there was an increase in water

retention, in the high potential value range, and a decrease at low potentials, even if the

volume of the sample remained quite constant. This scheme is consistent with our data.

Semmel et al. (1990) pointed out that this phenomenon was intensified if the intensity of the

earlier desiccation was greater.

During the second desiccation, the tilled layer behaved in the same way as in the first

desiccation, because it had already undergone desiccation with an intensity similar to air-

drying. In the A1 horizon of the forest soil, the water retention was slightly lower than in the

first desiccation. This horizon had probably undergone slightly milder desiccation than air-

drying. In order to discuss the irreversibility of the shrinkage following desiccation, we

reported in Figure 4-6 the differences in apparent clod volume between moistures

corresponding to the field capacity and the permanent wilting point. The volume change was

greater in the forest soil than in the cultivated soil. This shrinkage was almost nil in the first

40 centimeters of the cultivated soil. The absence of shrinkage in the first 40 cm of the

cultivated soil suggest that strong desiccation levels may extend below the tilled layer.

The water retention curves obtained during first desiccation showed that down to a depth of

50 cm, a rather large range of pores, including those resulting from the clay structure, was

affected by cultivation. At greater depth, beyond 70 cm, the changes in the soil

micropororosity were minute. These results show that the desiccation levels undergone by the

two soils were very different in the higher horizons but relatively similar in-depth. This is

consistent with a number of previous published results, in particular those of Croney and

Coleman (1954), and Tessier (1991) who showed that in clayey soils, water retention is a

function of water events. On clays, changes in microstructure indicate that desiccation causes

clay particles to aggregates so that the subsequent hydration properties are modified.


108

Soil cultivation can cause a reorganization of the soil due to changes in water regime. This

reorganization appears at various scales, especially in-depth. In a way, such changes are

equivalent to the effects of a mechanical compaction with an overconsolidation of the soil on

the whole profile. Thus the consolidation curve of the soil can follow a similar pattern to the

soil water retention curve. It also means that the mechanical constraint (σ) can be described

by the water constraint (ψ) (Figure 3-11). In Figure 4-7, we reported a synthetic and

interpretative view of the results presented in Figure 4-3a, b, c. At each depth, the primary

consolidation curve is represented by the water retention curve of the forest horizon, which

never underwent intense water drought. The curves obtained with the corresponding

cultivated horizons deviate more or less from a virgin consolidation curve (VCC) (i.e. curve

of the forest horizon) according to the intensity of the drought undergone. The deep horizons

do not deviate very much from the VCC because the differences in intensity of droughts

undergone by the two soils are small. The tilled horizon strongly deviates from the VCC

because it had undergone intense desiccation which never took place under forest.


109

Figure 4-6: Structural shrinkage between field capacity and wilting

point.

Figure 4-7 : : Proposed relationship between soil history and water retention

properties for each horizon as a function of land use.

1 10 100 1000 10000 100000


Wat

er ra

tio

Crops

forest

-100MPa

Tilled horizon, highly over-consolidated

45-50 cm horizon, over-consolidated

70-80 cm horizon, slightly over-consolidated

-100kPa-1600kPa

(σ(Ψ))

structural shrinkage (cm3.cm-3)

0

10

20

30

40

50

60

70

80

90

100

-0.05 0.00 0.05 0.10 0.15 0.20 0.25

Dep

th (c

m)

cultivated soilforest soil


110

CONCLUSIONS

Our results showed the interest of using wet samples, i.e. not dried and not altered beforehand,

to account for the physical behavior of soil. Since the soil horizons were not subject to intense

desiccation, the curves obtained after air-drying erased the whole water history of the sample

by bringing them to a maximum desiccation level they might never have encountered

naturally. The pores, whose sizes were between 0.5 and 0.05µm, irreversibly decreased in

size, mainly due to the properties of the clay phase. The decrease in microporosity causes at

another scale larger pores that are attributed to resulting cracks with shrinkage. We showed

that bulk density measurements with cylinders integrate this variation of porosity and cannot

describe it. The joint density measurement for manually fragmented small centimetric-scale

clods make it possible, by comparison with measurements on cylinders to estimate interclod

porosity. It is then possible to describe soil reorganization because of its water regime.

Depending on land use, the physical properties were obviously modified and the cultivated

soil lost a good deal of its available water capacity. Compaction was observed down to 1m

deep, i.e. well beyond the depth which can normally be affected by mechanical compaction

due to heavy machinery. In-depth, but also no doubt in surface, this evolution is attributable to

the repetitive effect of strong droughts undergone by cultivated soil.

Acknowledgements

This study was partly supported by the « Agence de l’eau Rhin-Meuse » . Convention

INRA/BERM n°BO1492. The authors wish to thank C. Chenu for her valuable comments on

the manuscript and, A.M. Wall & C. Lacaille for their corrections of the English form .


111

4.2 SYNTHESE

L'étude comparée d’un couple de sols de type Néoluvisol a permis de montrer que la mise en

culture du sol est susceptible d’en modifier profondément les propriétés. Cela se traduit

principalement par une densification du sol cultivé. Cette densification peut être très profonde

et dans ce cas son origine n’est pas liée au travail du sol mais au régime hydrique des plantes

cultivées.

Nous avons vu précédemment que les sols étudiés dans ce mémoire appartiennent à une

toposéquence allant des sols carbonatés aux sols lessivés. Nous avons montré que suivant les

sols la nature de la phase solide organique et minérale est fonction du développement

pédologique (constituants minéraux) et de l'usage (teneur et type de matières organiques). En

outre, les sols diffèrent en fonction de leur environnement géochimique. La densification du

sol ne peut être interprétée indépendamment de ces facteurs.

En réponse à ces questions, les phénomènes de densification des sols cultivés et d'évolution

de leurs propriétés hydriques seront étudiés en relation avec leurs caractéristiques

pédologiques dans un cinquième et dernier chapitre.

Chapitre 5:Influences relatives de la pédogenèse et de l'usage des sols sur leurs propriétés physiques.Applications aux fonctions de pédotransfert.

112

Chapitre 5

INFLUENCE RELATIVE DE LA

PÉDOGENÈSE ET DE L'USAGE DES SOLS

SUR LEURS PROPRIÉTÉS HYDRIQUES.APPLICATIONS AUX FONCTIONS DE

PÉDOTRANSFERT.


113

Chapitre 5 :INFLUENCES RELATIVES DE LA PEDOGENESE

ET DE L'USAGE DES SOLS SUR LEURS PROPRIETES

PHYSIQUES. APPLICATIONS AUX FONCTIONS DE

PEDOTRANSFERT.

Ce travail est basé sur l'étude d'une toposéquence dont la phase de prospection a consisté à

mettre en évidence les grands types de sol et à identifier au sein de chacun d'entre eux les

horizons caractéristiques. Il convient de s'interroger sur la signification et le poids de critères

pédologiques dans les propriétés physiques des sols en fonction de leur usage.

Dans ce qui suit nous étudierons quels éléments utiliser dans l’élaboration de fonctions de

pédotransfert pour le calcul des paramètres hydriques dans la modélisation du bilan de l'eau à

l'échelle régionale. Nous intégrerons l'ensemble des données que nous avons obtenues, y

compris celles qui relèvent d'une approche pédologique ou agro-pédologique.

Ceci sera présenté dans un article soumis à la revue "Etude et gestion des sols", intitulé:

Influence relative de la pédogenèse et de l'usage des sols sur leurs propriétés hydriques.

Applications aux fonctions de pédotransfert.


114

5.1 INFLUENCE RELATIVE DE LA PEDOGENESE ET DE L'USAGE DES

SOLS SUR LEURS PROPRIETES HYDRIQUES. APPLICATIONS AUX

FONCTIONS DE PEDOTRANSFERT.

F. BIGORRE A. PERNES-DEBUYSER & D. TESSIER*


*Correspondance. [email protected]

RESUME

La rétention d’eau est une donnée de base pour caractériser un sol. L’objectif de cet article est

de mettre en relation les paramètres relatifs à la réserve en eau des sols avec leurs

caractéristiques pédologiques et leur mode d’occupation. Des sols forestiers ou cultivés

couvrant une très large gamme de profils pédologiques (Calcosol, Calcisol, Brunisol,

Néoluvisol) ont été échantillonnés sur une petite région naturelle de Lorraine.

Des mesures de rétention d’eau ont été effectuées à différents potentiels sur des échantillons

non remaniés. Les résultats ont été analysés en relation avec des données classiques relatives

aux sols (texture, matière organique, CEC).

Aux bas potentiels, particulièrement à ψ = -1.6 MPa, la rétention d’eau est une

fonction linéaire de la capacité d’échange en cations (CEC) du sol. Cette relation est vérifiée

que les horizons soient argileux (Argile ≤ 70%), limoneux (limons ≤ 70%) ou bien organiques

(Carbone Org. ≤ 10.8%). Il apparaît que dans la gamme des bas potentiels de l’eau les

constituants du sol possèdent des propriétés d’hydratation peu différentes, en relation avec

leur charge électrique superficielle, notamment les argiles et les matières organiques.


115

La rétention de l’eau à la capacité au champ et la densité apparente sont très fortement

corrélées entre elles. Toutes deux sont fortement dépendantes de la nature de l’horizon, du

type de sol et de son usage. Ainsi, la densité apparente des sols cultivés est supérieure de 4 %

en moyenne à celle des sols forestiers. Cela se traduit par une chute moyenne de la réserve

utile de 20 % dans les sols cultivés. Seuls des paramètres physiques comme le volume

massique du sol (V/M), c’est à dire l’inverse de la densité apparente, permettent de très bien

décrire la porosité du sol et son hydratation aux hauts potentiels. Des critères tels que le type

de couvert végétal associé au type d'horizon permettent d'expliquer une grande part de la

variance de la densité apparente, et de la réserve en eau utile. Ces critères couplés à des

données physiques et physico-chimiques permettent d'améliorer sensiblement la qualité des

fonctions de pédotransfert.

Mots clés : rétention d’eau, réserve utile, fonctions de pédotransfert, pédogenèse, couvert

végétal.

INTRODUCTION

L'agriculture, l'hydrologie, la météorologie et en général toutes les applications nécessitant un

suivi de l'environnement sont demandeuses de données sur les propriétés hydriques des sols,

principalement pour la modélisation du bilan de l’eau. De très nombreux modèles utilisés à

l’échelle régionale nécessitent des données hydriques simples comme la réserve utile, la

densité apparente et les teneurs en eau à la capacité au champ et au point de flétrissement. On

peut citer à ce sujet les modèles développés récemment à l’INRA comme celui sous culture

(STICS, Brisson et al., 1998) et sous forêt (BILJOUR, Granier et al., 1999).

Les propriétés hydriques des sols sont longues et coûteuses à mesurer, c’est pourquoi des

fonctions ont été crées afin de les estimer à partir de la nature des constituants du sol et de

leurs propriétés. Ces fonctions dites de pédotransfert (FPT ; Bouma, 1989) ont été utilisées

depuis les années soixante afin d’estimer certains points caractéristiques de la courbe de

rétention d’eau (Petersen et al., 1968 a, b, Reeve et al., 1973, Hall et al., 1977; Gupta et

Larson, 1979; Rawls et al., 1982; Ratliff et al., 1983; Bruand, 1990; Arrouays et Jamagne,

1993; Batjes, 1996; Bruand et al. 1996).


116

Ces nombreuses fonctions de pédotransfert sont peu pertinentes en dehors des régions où elles

ont été mises au point; en particulier lorsqu'elles n’intégrent pas de paramètres physiques

comme variable explicative (Kern, 1995). Elles sont en effet souvent basées sur des

régressions multivariables entre les constituants du sol et font peu appel à des variables

caractérisant l’organisation du sol et la nature de ses constituants. Ainsi afin de simplifier les

FPT et accroître leur résolution, de nombreux auteurs ont procédé à un découpage préalable

de leur échantillonnage, par la texture (Petersen et al., 1968a), par la profondeur (Petersen et

al. 1968b ; Hall et al., 1977) ou en fonction de critères pédologiques (Bruand, 1990 ; Arrouays

et Jamagne, 1993; Danalatos et al., 1994). Bruand et Zimmer, (1992) et Tessier et al., (1999)

ont aussi montré que la capacité d'échange en cations permet de caractériser l'organisation du

sol à l'échelle de l'assemblage des constituants notamment à –1,6 MPa. Cependant, l’effet de

la végétation et plus précisément du couple végétation-pratiques culturales reste absent des

travaux sur les FPT.

L’objet de cet article est de montrer l'importance des effets partagés de la pédogenèse et de

l’usage des sols sur la rétention de l'eau en se référant à des paramètres macroscopiques et aux

propriétés de surface des constituants, notamment leur capacité d'échange en cations. Les

applications à l’élaboration de fonctions de pédotransfert seront présentées.

MATERIEL ET METHODES

Site d’étude, échantillonnage

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

caractérisée par la présence de sols développés sur des matériaux calcaires. La distribution des

sols est fortement influencée par la topographie, de sorte qu’une toposéquence caractéristique

de cette distribution a pu être décrite (Gury, 1972). Les sols ont été classés selon le référentiel

pédologique français (AFES, 1995), leur distribution est la suivante :

-En bordure des plateaux calcaires se trouvent des Rendosols et des Calcosols jeunes et peu

épais. Ces sols sont carbonatés, nous les regrouperons sous la dénomination "carbonaté".


117

-En position intermédiaire, des Calcisols sont décarbonatés, leur complexe d’échange est

saturé en cations alcalins et alcalino-terreux. Nous les regrouperons sous la dénomination

"calcique".

-Au centre du plateau, des Néoluvisols désaturés plus ou moins affectés par le processus de

lessivage se sont développés sur des dépôts limoneux. Nous les regrouperons sous la

dénomination "lessivé".

Au total, 64 horizons de sols représentatifs de la diversité des sols de la séquence ont été

prélevés en fin d’hiver. Parmi ces horizons, 23 proviennent de sols cultivés en céréales

(assolement blé/orge/colza) et ont été prélevés sous blé. Les 41 autres horizons proviennent de

sols sous forêts de hêtres (Fagus sylvatica). Des blocs décimétriques non remaniés ont été

échantillonnés à une humidité proche de la capacité au champ. Ils ont été conservés en

chambre froide sous emballage hermétique de façon à modifier le moins possible leur état

hydrique initial et limiter la minéralisation de la matière organique. Une aliquote a été séchée

à l’air et tamisée à 2 mm pour mesurer selon les normes AFNOR (1996) la granulométrie, le

carbone organique, le pH eau, et la CEC à pH=7,0.

Rétention de l’eau

Des mottes centimétriques (5 à 10 cm3) ont été extraites des blocs décimétriques. Les teneurs

en eau ont été mesurées à l’humidité du prélèvement, à - 10 kPa et à - 1600 kPa. A - 10 kPa,

les expériences ont été réalisées sur un appareil de filtration pneumatique (Tessier et Berrier,

1979). Un dispositif s’apparentant à celui de Richards (1948) a été utilisé à –1600 kPa. Afin

d’établir une continuité hydrique entre l’échantillon et le support poreux, les mottes ont été

disposées sur une pâte de kaolin préalablement ressuyée à –10 kPa. La teneur en eau a été

déterminée par référence à un séchage à l’étuve à 105°C durant 48h. Les mesures ont requis 7

à 15 répétitions et un temps d'équilibre de 7 jours. La densité apparente a été obtenue par

mesure de la poussée d’Archimède après immersion dans du kerdane (AFNOR, 1996).

En parallèle à l’étude des mottes, des mesures de densité apparente ont été effectuées sur des

cylindres de 360 cm3.


118

Variables utiliséesPLACW1,6

CECHccDac

Dam

V/MRUm

Cusage

Csol

Chz

Profondeur moyenne de l'échantillon (m)Teneur en limons (g.kg-1)Teneur en argiles (g.kg-1)Teneur en carbone organique (g.kg-1)Humidité au point de flétrissement (cm3.g-1)Capacité d'échange en cations (cmolc.kg-1)Humidité à la capacité au champ (cm3.g-1)Densité apparente mesurée sur cylindre (g.cm-3)Densité apparente mesurée sur mottes centimétriques (g.cm-3)1/Dam

Réserve en eau utile calculée à partir de mesures sur mottescentimétriques (mm.cm-1)Constante dépendant de l'usage du sol (culture ou forêt)Constante dépendant de la nature pédologique du sol (carbonaté,calcique ou lessivé)Constante dépendant de la nature de l'horizon (A, E, S, S/C, BT, L)

RESULTATS, DISCUSSION

Caractéristiques pédologiques des sols

Les principales caractéristiques pédologiques des sols échantillonnés sont présentées dans le

Tableau 5-1. La profondeur moyenne des horizons échantillonnés est très peu différente sous

forêt et sous culture. Les quantités moyennes d’argile sont équivalentes dans les deux

situations avec une importante gamme de variation, principalement sous forêt (de 199 à 692

g.kg-1).

Les teneurs moyennes en carbone organique sont beaucoup plus faibles dans les sols cultivés

(13 g.kg-1) que dans les sols forestiers (24 g.kg-1). Les valeurs sont aussi beaucoup plus

variables sous forêt. Les sols forestiers sont un peu plus acides que les sols cultivés (pH

moyen de 6,1 au lieu de 6,9). La CEC moyenne des sols forestiers est plus importante que

celle des sols cultivés (20,8 au lieu de 16,8 cmolc.kg-1).

Les données obtenues s’étendent sur une très large gamme de valeurs qui met en évidence la

grande diversité des sols.

Nous avons échantillonné les sols sur la base de critères pédologiques de façon à pouvoir

comparer les mêmes sols sous forêt et sous culture. Pour deux sols identiques au plan


119

pédologique, la teneur moyenne en argile peut être considérée comme quasi invariante en

fonction de l'usage. Sur cette base, et en tenant compte de la profondeur moyenne

d'échantillonnage, nous pouvons confirmer que les deux échantillonnages sont identiques au

plan de la représentativité des sols et pourront être comparés.

D’un autre côté, les sols forestiers et les sols cultivés échantillonnés se différencient par leur

teneur en carbone organique, leur CEC et leur pH, qui sont propres à leur usage. Ces

différences peuvent être raisonnablement attribuées à l’effet de la mise en culture qui est en

particulier à l’origine d’une diminution des teneurs en carbone organique et par conséquent de

la CEC. Nous remarquons que contrairement aux sols forestiers, les sols cultivés de faible

épaisseur ne sont pas décarbonatés. Ceci est cohérent avec nos observations qui montrent une

remontée des cailloux calcaires du substrat rocheux par le labour.

Tableau 5-1: Statistiques générales des caractéristiques pédologiques des horizons

échantillonnés. Comparaison de la variabilité entre culture et forêt.

Descripteurs Profondeur

(m)

Argile

(g.kg-1)

Carbone org.

(g.kg-1)

pH CEC

(cmolc.kg-1)forêt culture forêt culture forêt culture forêt culture forêt culture

Observations 41 23 41 23 41 23 37 21 41 23

Min 0,02 0,05 199 226 2 3 4,6 4,9 6,6 9,9

Max 1,10 0,88 692 547 108 43 8,5 8,6 51,3 28,6

Moyenne 0,29 0,32 389 365 24 13 6,1 6,9 20,8 16,8

Ecart type 0,26 0,26 136 86 25 10 1,2 1,3 14,5 5,0

Médiane 0,24 0,30 376 385 15 10 5,6 7,4 26,7 16,1

Rétention d’eau au point de flétrissement (ΨΨΨΨ=-1.6MPa)

Elle a été mesurée puis exprimée à partir de la teneur en argile (A), et de la teneur en carbone

organique (C) ou à partir de la capacité d’échange en cations (CEC), (Tableau 5-2). Nous

avons regroupé l’ensemble des données provenant des sols cultivés et des sols forestiers puis

nous avons distingué chacun des usages.


120

Nous avons effectué une analyse statistique afin de montrer la part qui revient à chacune de

ces variables dans la rétention de l’eau. Si l’on regroupe tous les sols, les teneurs en argile et

en carbone expliquent 91% de la variabilité de la rétention d’eau (W1,6). La seule prise en

compte de la CEC apparaît presque aussi performante et explique à elle seule 88% de la

variabilité de W1,6.

Une analyse plus détaillée prenant en compte la forêt et la culture montre que les résultats

sous forêt et sous culture sont différents. En effet, la qualité de la prévision est moins bonne

sous culture que sous forêt dès lors qu’on se réfère à la CEC (R2 = 0,78 au lieu de 0,90). En

outre, la teneur en eau associée au carbone est beaucoup plus faible sous culture que sous

forêt (9,6.10-4 au lieu de 2,15.10-3).

Tableau 5-2 : Régressions obtenues entre la teneur en eau pondérale au potentiel ψψψψ= -1,6 MPa et la CEC

ou les teneur en argile et carbone organique des sols. Les valeurs en italiques indiquent la prise en compte

des seuls horizons non carbonatés.

Argile et carbone organique

(g.kg-1)

CEC (cmolc.kg-1)

Forêt et cultureW=3,6.10-4A + 2,09.10-3C

n=64; R²=0,91/0,93

W=0,00887CEC

n=64 ; R²=0,88/0,91

ForêtW=3,6.10-4A + 2,15.10-3C

n=41; R²=0,92/0,93

W=0,0088CEC

n=41; R²=0,90/0,92

CultureW=3,86.10-4A + 9,6.10-4C

n=23; R²=0,89/0,90

W=0,0089CEC

n=23; R²=0,78/0,90

D’un autre côté, si on prend seulement en compte les horizons non carbonatés (valeurs de R2

en italique, Tableau 5-2), la part de variabilité expliquée par le modèle argile-Carbone

organique augmente de 1 à 2%. Celle du modèle CEC augmente de 2,5 à 12%. Nous voyons

donc que la présence de carbonates induit une variabilité plus importante des résultats. Celle-

ci peut être attribuée à une hétérogénéité du matériau carbonaté et/ou à un biais sur la mesure

de la CEC en milieu carbonaté (Orsini et Remy, 1976).

Il est important de discuter aussi de l’origine de la CEC. L’analyse statistique montre que la

CEC du sol peut être considérée comme la résultante de l'addition des CEC propres des


121

argiles et des matières organiques. On obtient alors une CEC des argiles de 37,7 cmolc.kg-1 et

une CEC du carbone organique égale à 271 cmolc.kg-1. Ainsi, Bigorre et al. (1999) ont pu

montrer qu’un modèle additif explique 94 % de la variance de la CEC, avec:

CEC= 0.0377A+0.271C

R2=0.94; n=64

Ceci signifie qu’il est possible de prendre la CEC du sol comme variable intégrant les

propriétés respectives des argiles et des matières organiques.

A partir de cette équation et des équations du Tableau 5-2, la contribution des argiles

et des matières organiques à la rétention de l’eau et à la CEC du sol sous forêt et sous culture

peut être établie. Les résultats de ces calculs sont présentés dans le Tableau 5-3. On constate

que la rétention de l'eau des argiles est, à – 1,6 MPa, quasi identique et ce, quel que soit

l'usage. En outre, la valeur de la CEC de l’argile est exactement la même dans les deux

situations, ce qui montre que la nature et l’organisation de l’argile sont similaires.

Par contre, la rétention d'eau pondérale des matières organiques est deux fois supérieure sous

forêt que sous culture. Ainsi, les propriétés des matières organiques diffèrent sous culture et

sous forêt.

Nous avons choisi d’exprimer la rétention d'eau des argiles et des matières organiques, non

par unité de masse mais par unité de charge, c'est à dire en rapportant la teneur en eau à la

CEC. La teneur en eau ainsi exprimée est du même ordre de grandeur, d’une part pour les

matières organiques sous forêt, et d’autre part pour les argiles dans les deux situations (de 8 à

10 cm3.cmolc-1). Celle des matières organiques des sols cultivés est en revanche plus faible

(3,9 cm3.cmolc-1).

Nous voyons donc que si l’on réfère la rétention de l’eau des argiles et des matières

organiques par rapport à leur masse, les valeurs obtenues sont est très différentes. En revanche

si la teneur en eau est rapportée à la charge de surface, nous constatons que, sous forêt, la

rétention de l'eau à –1,6MPa des argiles et des matières organiques est similaire. Ce n’est pas

le cas des sols cultivés où la matière organique n’a plus la même réactivité de surface. Les

matières organiques des sols cultivés et des sols forestiers diffèrent de part leur teneur, leur

réactivité de surface et probablement leur nature. Nous pouvons considérer que la CEC

permet d'intégrer les propriétés de surfaces des argiles et des matières organiques sous forêt,

mais aussi sous culture où les faibles teneurs en matières organiques masquent leur

comportement différent.


122

Tableau 5-3 : CEC et rétention d’eau à –1,6 MPa de l’argile et de la matière organique. La

rétention d’eau est exprimée par référence à la masse ou à la charge de surface.

Constituant Occupation

du sol

CEC

(cmolc.kg-1)

W1,6

(cm3.g-1)

W1,6

(cm3. cmolc-1)

+1,67culture 37,94 ± 0,48 0,3863 ± 0,006 10.1

-1,91

ns ns ns+1,48

Argile (g.kg-1)

forêt 37,95 ± 0,46 0,3614 ±0,004 9.5-1,63

+1,07culture 245,3 ±11,2 0,965 ± 0,15 3.93

-1,07

ns * *+0,39

Corg. (g.kg-1)

forêt 271,5 ± 5,6 2,148 ±0,05 7.91-0,37

*indique que les valeurs entre forêt et culture sont significativement différentes au seuil de 5 % et ns valeurs non

significativement différentes (test de Student).

La densité apparente indicateur de la structure

Importance de l’échelle de mesure

La Figure 5-1 permet de comparer les mesures de densité apparente de mottes centimétriques

et de cylindres et donc de quantifier la porosité intermottes. La différence entre les deux

méthodes est la plus importante aux faibles densités. Ainsi pour une densité apparente sur

cylindre égale à l’unité, la densité moyenne sur mottes est de 1,24. Pour les horizons les plus

denses les deux méthodes donnent un résultat moyen équivalent (Da=1,74).

Par ailleurs, nous avons comparé les sols cultivés et les sols sous forêt. La porosité

intermottes des horizons cultivés apparaît légèrement plus importante que celle des horizons

forestiers. De tels résultats ont été obtenus par Bouma et Hole (1971), Grevers et de Jong

(1990), Bigorre et Tessier (2000) qui ont montré une augmentation de la macroporosité suite à

l'intensification des niveaux de dessiccation subis par les sols cultivés.


123

En utilisant les données précédentes, il est possible de discuter de l’influence du volume de

l’échantillon sur la rétention de l’eau. Les mesures ont été effectuées à la teneur en eau à la

capacité au champ. Il apparaît que les teneurs en eau sont identiques sur cylindres et sur

mottes (Figure 5-2). Nous concluons que la porosité intermottes est suffisamment grossière

pour que l’eau ne soit pas retenue à l’humidité au prélèvement (pores > 30 µm pour ψ = - 50

kPa).

Ces résultats montrent que la rétention de l'eau des sols fait intervenir des organisations à

l'échelle centimétrique. Par contre, la densité apparente nécessite d'être étudiée à plusieurs

échelles : à l'échelle centimétrique où elle rend compte de porosité de rétention de l’eau et à

l'échelle décimétrique qui approche au mieux la porosité totale du sol et dont la prise en

compte est nécessaire pour effectuer des bilans à l'échelle du sol. Par différence on peut en

outre calculer la porosité d’aération.


124

Figure 5-1: Densité apparente (Da) du sol mesurée sur

cylindre de 360 cm3 et sur petites mottes de 4 à 10 cm3.

Figure 5-2: Humidité au prélèvement (Hcc) mesurée sur des cylindres de

360 cm3 et sur de petites mottes de 4 à 10 cm3.

y = 0.9997xR2 = 0.97

0

0.1

0.2

0.3

0.4

0.5

0.6

0.7

0.8

0.00 0.20 0.40 0.60 0.80

Hcc mottes (cm3.g-1)

Hcc

Cyl

indr

es (c

m3 .g

-1)

ForêtCulture

Dam = 0.7068Dac + 0.5101R2 = 0.73

0.5

0.7

0.9

1.1

1.3

1.5

1.7

1.9

0.5 0.7 0.9 1.1 1.3 1.5 1.7Dac (méthode avec cylindre)

Da m

(mét

hode

au

pétr

ole)

ForêtCulture

Y=X


125

Evaluation de la rétention de l’eau à la capacité au champ

Nous avons corrélé la rétention d'eau à la capacité au champ à la densité apparente (Figure

5-3).

Nous voyons d’abord que les sols cultivés sont globalement plus denses que les sols

forestiers. A la capacité au champ, la majeure partie de la porosité du sol est remplie par de

l’eau. Il en résulte que l’aération du sol est faible. On remarque aussi que pour une très large

gamme de densité, les quantités d'air et d'eau retenues sont globalement proportionnelles à la

densité apparente ou à son inverse, le volume massique.

Une analyse plus détaillée des résultats nous amène à distinguer trois types de comportement :

Celui des horizons à structure grumeleuse qui est indépendant de l’usage des sols et celui des

horizons à structure non grumeleuse pour lesquels nous avons fait une distinction entre les

horizons forestiers et les horizons des sols cultivés. Les premiers sont moins denses et sont

légèrement moins aérés que les mêmes horizons des sols cultivés.

Les droites de régression sont au total peu différentes. Cependant, le découpage en horizons

permet d’affiner les relations (Figure 5-3). Ceci met en évidence l’interêt d'un découpage

adéquat des sols sur la base d’horizons. Notons que les résultats obtenus sur les sols forestiers

sont très proches de ceux de Bruand et al. (1996) sur un échantillonnage de sols du bassin

parisien.


126

Figure 5-3 : Relation entre la rétention d’eau pondérale à –10 kPa et le volume massique (1/Da). Les

volumes respectifs du solide, de l’eau, et de l’air sont représentés en fonctions du volume massique de

l’échantillon.

Evaluation de la densité apparente et de la réserve utile

La densité apparente est un paramètre essentiel dans le calcul de la réserve en eau des sols.

Nous avons vu précédemment qu’elle permet d’évaluer la porosité du sol et qu’elle est très

fortement corrélée avec l’humidité à la capacité au champ. De la même façon, la réserve utile

peut être déduite de la porosité du sol remplie par de l’eau et permet de prévoir l’eau utilisable

par la plante. Nous avons donc modélisé la réserve utile et la densité apparente selon les

mêmes critères.

Deux types de modèles ont été utilisés (Tableau 5-4). Da et RU ont été évaluées en fonction

de données quantitatives (P, L, A, C) et qualitatives (Csol, Chz, Cusage) dans le modèle (1) pour

Da et dans le modèle (3) pour RU. Da et RU ont été évaluées en fonction des seules données

qualitatives respectivement dans les modèles (2) et (4).

forêt: 1/Da = 1.2087W + 0.3643R2 = 0.97

culture: 1/Da = 1,3811x + 0,3381R2 = 0,93

0

0.2

0.4

0.6

0.8

1

1.2

1/D

a (c

m3 .g

-1)

0.00 0.10 0.20 0.30 0.40 0.50Humidité à la capacité au champ (cm3.g-1)

airEausolidehorizons grumeleuxcultureforêt


127

Densité apparente

Le modèle (1) explique 90 % de la variabilité de Da dont plus de 70% par la profondeur de

l’horizon (P) et le taux de carbone organique (C). Les données sur le type de sol et le type

d’horizon n’étant pas significatives, elles n’ont pas été prises en compte. En revanche, le type

d’usage du sol (Cusage) apporte une information significative. On constate une densification

des sols cultivés par rapport aux sols forestiers. La différence (+0.033 et -0.019) rapportée à la

densité moyenne qui est de 1,4 correspond à une densité moyenne des sols cultivés de 4%

supérieure à celle des sols forestiers.

Le modèle (2) qui n’intègre que des données pédologique simplifiées et purement descriptives

explique 73% de la variabilité de Da. Le type de sol (Csol) et le type d’horizon (Chz) qui

n’étaient pas significatifs avec les variables numériques du modèle (1) représentent chacun un

tiers de la variance. Cusage permet de quantifier une densité moyenne des sols cultivés de 5%

supérieure à celle des sols forestiers ce qui est comparable au résultat obtenu dans le modèle

(1).

Réserve en eau utile

Le modèle (3) permet d’expliquer 88% de la variance de RUm. La profondeur de l’horizon et

le taux d’argile sont les deux variables qui ont le plus de poids dans le modèle. Cependant,

Csol et Chz qui n’étaient pas significatifs dans le modèle équivalent utilisé avec Da expliquent

10% de la variance de RU. Cusage montre que la réserve utile moyenne des sols cultivés est de

20% inférieure à celle des sols forestiers.

Le modèle (4) basé sur des critères descriptifs explique 73% de la variabilité de RU. Le critère

Csol est non significatif et n’a pas été retenu. Cusage montre une diminution de la réserve utile

de 20% entre les sols forestiers et les sols cultivés ,ce qui est comparable au résultat obtenu

dans le modèle (3).

Les modèles utilisés pour décrire la densité apparente et la réserve utile ne font généralement

pas référence à l’usage des sols, ni à leur description pédologique. Ainsi les travaux de

Manrique et Jones (1991); Bernoux et al. (1998); Alexander (1980) ont montré que les

données sols, telles que la granulométrie, le taux de carbone et la profondeur ne permettent

pas d’expliquer plus de 80 % de la variance de la densité apparente. Une précision analogue a

été obtenue par Dupouey al. (1997) sur des sols forestiers de Lorraine.


128

Dès lors que l’on veut faire référence à la réserve utile et à l’évolution de la porosité des sols,

il faut tenir compte de l’usage des sols. Ainsi, le critère « usage du sol » est significatif dans

les quatre modèles que nous avons utilisés. En effet, la densification des sols cultivés a été

régulièrement observée (Blank and Fosberg, 1989; Hammel, 1989; Bauer and Black, 1981;

Low, 1972; Skidmore et al., 1975). Nous concluons qu’il doit aussi en être tenu compte dans

l’établissement de fonctions de pédotransfert.

Par ailleurs, il n’est pas nécessaire de tenir compte du type de sol et du type d’horizon pour

prévoir la densité apparente. Les constituants (L, A, C) et la profondeur moyenne (P) sont à

eux seuls suffisants pour estimer la porosité totale du sol. Par contre, pour prévoir RU et son

corollaire le spectre de taille de pores, le type de sol et d'horizon apportent une information

supplémentaire car ils rendent compte de niveaux d’organisation spécifiques à chaque type de

sol et d’horizon.

Nous montrons que l'emploi de données sol associées à des critères descriptifs de l'usage et à

la pédologie permet d'obtenir une meilleure estimation de la densité apparente mais aussi de la

réserve utile.


129

Tableau 5-4 : FPT associées à l'estimation de la densité apparente et à la réserve utile du sol. Les FPT (1)

et (3) sont basées sur des variables numériques et sur des variables non numériques (ANCOVA, P<0,05).

Les FPT (2) et (4) sont basées uniquement sur des variables non numériques (ANOVA, P<0,05).

Régressions pour l’estimation de Da et RU et paramètres de la régression Constantesutilisées

Valeur desconstantes

(1) Dam = 1,595 + 0.103P + 8.10-5L –2,7.10-4A – 1,09.10-2C + αusage

R2=0,90(dont, P: 0,43; L: 0.085; A: 0,045; C: 0,305; Cusage: 0,025)

αusage=-0,019 forêt=+0,033 culture

αsol

=+0,060 lessivé=-0,125 calcique=-0,160 carbonaté

(2) Dam = 1,42 + αsol + αHz + αusage

R2=0,73(dont, 0,31: αsol; 0,38: αHz; 0,04: αusage)

αHz

=-0,177 A=+0,122 S=+0,14 S/C=+0.058 BT=-0.001 E=-0,085 L

αusage=-0,026 forêt=+0,046 culture=+0,242 lessivé

αsol =-0,580 calcique=+0,576 carbonaté

(3) RU = 1,353 + 0,21P + 1,5.10-4L – 1,1.10-3A + 3,1.10-2C + αusage+αsol+αhz =+0,479 AR2=0.88

(dont, 0.445: P; 0.055: L; 0,080: A; 0,165: C;0,030: αusage; 0,040: αsol; 0,065: αhz)

αHz

=+0,279 S=+0,717 S/C=-0.516 BT=-0.102 E=+0,413 L=+0,106 forêt

αusage =-0,186 culture

(4) RU= 1,508 + αhz + αusage

R2=0,73(dont; 0,685: αhz; 0,045: αusage)

αHz

=+0,950 A=-0,439 S=+0,272 S/C=-0.579 BT=+0.118 E=+0,438 L

=+0,104 forêtαusage =-0,183 culture


130

CONCLUSIONS

Nous avons étudié une série de sols développés sur un substrat homogène, dans un contexte

pédologique similaire, mais de nature très différente. Nos résultats montrent qu’ils peuvent

être étudiés sur les mêmes bases, notamment pour ce qui est de leurs propriétés hydriques.

La rétention d'eau au point de flétrissement (- 1,6MPa) est très bien corrélée avec la CEC du

sol. Nous avons montré l’intérêt de se référer à la charge électrique de surface pour évaluer les

propriétés d'hydratation des argiles et des matières organiques.

La rétention de l’eau aux hauts potentiels ainsi que la densité apparente et la réserve utile

dépendent de la nature des constituants du sol mais aussi de leur organisation. Dès lors que

l’on s’intéresse à la rétention de l’eau aux hauts potentiels, il faut privilégier l'échelle

centimétrique, car c’est à cette échelle qu’intervient ce mécanisme. On peut alors établir un

lien direct entre la rétention de l’eau et la densité apparente.

Par contre, dès lors que l’on veut effectuer des bilans, il est nécessaire de faire intervenir la

porosité à l’échelle décimétrique. Cette échelle est nécessaire pour évaluer la porosité de

drainage et d’aération et elle constitue la référence à partir de laquelle on peut calculer les

réserves utiles.

Dans les fonctions de pédotransfert, on utilise systématiquement les données relatives à la

constitution. Nous montrons que les données relatives au type de sol et d’horizon, c’est à dire

de nature pédogénétique, sont d’un poids important dans les propriétés. Suivant les données

dont on dispose, on pourra se référer à l’un ou l’autre type de critère pour prévoir les

propriétés hydriques. Nos résultats montrent que la prise en compte de l’usage est nécessaire

pour affiner les prévisions. Le croisement de critères quantitatifs, c’est à dire de données

relatives à la constitution des sols avec des critères d’ordre qualitatif relatifs aux sols et aux

horizons permet d'améliorer sensiblement la qualité des fonctions de pédotransfert et de

mieux valoriser les données sols. Ceci ouvre la voie à la valorisation de bases de données ou

de cartes établies à partir de critères morphogénétiques de la classification des sols.


131

Ce qui précède démontre que l'horizon est l'unité de base à partir de laquelle les propriétés

physiques, mais aussi physico-chimiques doivent être raisonnées. Dès lors que des unités de

sols ont été définies et caractérisées au plan de leurs propriétés. Sous réserve que les sols

appartiennent à un contexte similaire, la prise en compte des horizons peut être suffisante pour

définir des fonctions de pédotransfert simplifiées.

CONCLUSIONS

Conclusions

132

CONCLUSIONS

Ce travail est consacré à l’étude de l’influence conjuguée du type de sol et de l’usage des sols

dans les propriétés physiques des sols. Une séquence complète d’évolution des sols a été

étudiée. Notre démarche a consisté à comparer les propriétés de sols identiques au plan de

leur pédogenèse, sous couvert forestier et sous culture, de façon à quantifier l’impact de

l’usage des sols sur leurs propriétés.

Le mémoire comporte une partie bibliographique qui permet de faire le point sur les fonctions

de pédotransfert (FPT). Nous avons constaté que les FPT ont une portée essentiellement

régionale et que l’usage des sols est mal pris en compte dans ces fonctions. Nous avons aussi

discuté de l’importance de l’échantillonnage et de l’intérêt d’une approche reposant sur le

découpage du sol sur la base de critères pédologiques et de critères d’usage des sols. Une

discussion sur l’échantillonnage (volume des échantillons, date de prélèvement, contrôle de

l’état initial) a permis de conclure que les propriétés des sols pouvaient être caractérisées de

manière fiable et représentative.

Cadre d’évolution des sols. Conséquences sur les caractéristiques de la phase solide

Le cadre de l’étude a été une séquence de sols de l’Est de la France développée sur un substrat

calcaire (plateaux du Dogger) relativement homogène. On retrouve une séquence analogue à

celle étudiée par Jamagne (1973) sur les lœss du Nord de la France. La zone d’étude regroupe

une grande diversité de sols qui vont des Calcosols (sols bruns calcaires) aux Luvisols (sols

lessivés). La séquence d’évolution est classique à savoir qu’elle implique la succession des

processus de décarbonatation, de décalcification et de lessivage. L’étape décisive de

l’évolution des sols apparaît celle du lessivage, car elle montre clairement une évolution des

sols tant au plan de la nature des constituants, que de leur environnement géochimique. Nous

avons suivi la capacité d’échange du sol et son taux de saturation par des mesures au pH du

sol. Le phénomène de lessivage est enclenché dès lors que le pH devient acide (pH < 5,4). En

parallèle, nous avons noté une baisse de la capacité d’échange accompagnée d’une

désaturation partielle en cations. Les variations de CEC en fonction du pH, jusqu’à 50%, ont

Conclusions

133

été attribuées à la présence de charges variables sur les constituants du sol. Des limites de

comportement correspondant aux trois étapes de l’évolution ont été définies en fonction du

pH et du taux de saturation.

L’évolution géochimique est accompagnée d’une évolution minéralogique. Dans les sols peu

différenciés, les argiles possèdent encore une charge du feuillet importante et sont de type

illite. Ces argiles évoluent vers des formes de type beidellite qui correspondent à une baisse

de la charge électrique des feuillets d’argile et à une localisation de la charge nettement plus

octaédrique que dans les illites. Seules les beidellites sont mobiles dans le profil.

Le phénomène de lessivage implique que plusieurs conditions soient réunies simultanément à

savoir un abaissement (i) de la valeur de la charge permanente des feuillets d’argile (ii) du pH

du sol, (iii) la présence de calcium en faible proportion sur les sites d’échange avec

l’augmentation de la proportion relative de magnésium et des cations monovalents (K, Na).

Le phénomène de lessivage est donc à la fois une différenciation minéralogique et texturale

avec des horizons E appauvris où s’effectue une concentration relative en argiles de type illite

et surtout kaolinite. Dans les horizons Bt, des smectites de petite dimension avec une forte

CEC et surface spécifique importante s’accumulent en grande quantité.

Ces évolutions minéralogiques et texturales ont pu être reliées aux propriétés de surface des

sols. La capacité d’échange en cations apparaît un indicateur très pertinent de l’évolution de

ces propriétés. Nous avons pu définir la CEC propre aux argiles et aux matières organiques et

montrer leur contribution respective à la valeur de la CEC du sol et à la rétention de l’eau à –

1,6 MPa. Il apparaît que la capacité d’échange du sol obtenue à un pH standard (pH = 7,0) est

étroitement corrélée à la surface spécifique et à la rétention de l’eau. Ceci reste valable pour

l’ensemble de la gamme de texture des sols, et ce quelle que soit la teneur en argile et en

matière organique. Ainsi la seule CEC permet de prévoir la rétention de l’eau à - 1,6 MPa

avec une précision aussi grande que la référence aux constituants pris séparément.

Le rôle de la contribution respective des phases minérales et organiques a pu être précisé en

rapportant la rétention de l’eau à la charge de surface des constituants. Nous avons montré

que la charge de surface de la phase solide minérale (argiles) n’est pas fondamentalement

différente de celle des matières organiques des sols sous forêt. Elle est en revanche environ

deux fois plus faible pour les matières organiques des sols cultivés que des sols forestiers. De

plus, dans les sols cultivés, la teneur en matières organiques étant faible (~ 2%), leur

Conclusions

134

contribution spécifique à la rétention de l’eau est négligeable. Dans ces conditions, pour tous

les sols étudiés la CEC reste un indicateur fiable de la rétention de l’eau à – 1,6 MPa.

Importance de l’usage des sols dans les propriétés physiques

Notre analyse a reposé sur l’étude d’échantillons de taille centimétrique et décimétrique, non

perturbés (non remaniés), c’est à dire non séchés.

Il apparaît que les sols cultivés sont systématiquement plus denses que les sols forestiers.

Cette évolution n’est pas nécessairement visible à l’observation du profil, car elle met en jeu

une augmentation de la densité des mottes à l’échelle centimétrique. Il est à noter que cette

densification n’est pas limitée aux horizons travaillés ou ceux sous jacents. Elle se produit sur

l’ensemble du profil de sol, c’est à dire jusqu’à un mètre de profondeur pour les sols les plus

profonds. Nous avons conclu que les contraintes mécaniques exercées sur le sol ne peuvent

conduire à une telle évolution. Nous avons attribué ce phénomène à l’effet répété de cycles de

dessiccation-humectation, soit direct pour les couches travaillées au contact de l’atmosphère,

soit indirect du fait du prélèvement de l’eau par les cultures. L’intensité des contraintes de

dessiccation dépasse alors largement les contraintes subies par les sols sous forêt. Les

horizons cultivés présentant une densité moyenne de 4 à 5 % supérieure aux sols forestiers,

leur réserve en eau utile est, pour un profil équivalent, inférieure de 20 % en moyenne.

Afin de mieux cerner les propriétés des sols dans la gamme des hauts potentiels de l’eau et à

la capacité au champ, nous avons utilisé la densité apparente du sol comme paramètre

permettant de prévoir la rétention de l’eau. Il existe une très forte corrélation entre l’humidité

à la capacité au champ et la rétention de l’eau à – 10 kPa. Cette loi de comportement est

vérifiée pour les différents types de sols et pour des usages différents, c’est à dire sous forêt

de hêtre et sous culture céréalière. Si les densités sont différentes en fonction de l’usage, le

taux de saturation en eau est, dans tous les cas, très voisin à l’échelle de la motte

centimétrique. Une stratification sur la base des horizons et de l’usage permet cependant

d’améliorer la relation densité apparente-teneur en eau à la capacité au champ.

Cette stratification a été utilisée afin de discuter du poids de différentes caractéristiques

pédologiques dans la densité apparente et la réserve utile des sols. Les données

granulométriques et physico-chimiques n’apparaissent pas pertinentes pour caractériser

Conclusions

135

l’organisation du sol dans le domaine des hauts potentiels. A l’inverse, la dénomination du sol

et de ses horizons constituent des indicateurs de cette organisation. Dans un contexte

pédologique similaire, des critères tels que le couvert végétal associé au type d’horizon

permettent d’expliquer une grande part de la variance de la densité apparente, de l’humidité à

la capacité au champ et de la réserve utile. Ces critères pédologiques couplés à des critères

quantitatifs utilisés dans les analyses courantes doivent permettre d’améliorer sensiblement la

qualité des fonctions de pédotransfert.

***

Ce mémoire démontre que l’horizon de sol, qu’il soit cultivé ou sous forêt est l’unité de base à

partir de laquelle les propriétés physiques, mais aussi physico-chimiques doivent être

raisonnées. Dès lors que des unités de sols ont été définies et caractérisées au plan de leurs

propriétés, et sous réserve que les sols appartiennent à un contexte similaire, des fonctions de

pédotransfert simplifiées peuvent être définies. Ce travail ouvre donc la voie à la valorisation

de données provenant de bases de données ou de cartes établies à partir de critères morpho-

génétiques de la classification des sols de 1967 (CPCS) ou encore du référentiel pédologique

français.

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ANNEXES

ANNEXE I: DONNEES GRANULOMETRIQUES ET PHYSICO-CHIMIQUES

Type

sol

Réf

. Hz

Prof

moy

(m)

Hor

izon

S.g.

S.f.

L.g.

L.f.

A.

C N pH CEC

7

CEC

e

S/T 7

S/T e

Rco 3_1 0.1 A1 367 71 105 125 332 74.7 6.43 7.7 30.48 45.72 0.97

Rco 3_2 0.3 A1C 486 69 95 151 199 24.1 2.74 8 16.11 23.65 1.01

Rco 3_3 0.5 C 438 74 106 183 199 8.7 8.3 6.57 12.13 1.05

Rbr 4_1 0.13 A1 180 36 139 174 471 129 9.52 7.7 67.31 0.99

Rbr 4_2 0.38 A1(B) 335 44 90 204 327 30.7 3.07 8.1 26.08 1.02

Sbl 1_1 0.05 A1 10 244 221 289 236 26.2 2.33 5.1 11.58 8.13 0.77

Sbl 1_2 0.25 A2 8 247 216 296 233 10.9 4.8 7.89 5.26 0.36

Sbl 1_3 0.55 B1 12 213 175 262 338 3.1 0.5 5 12.93 10.59 0.50

Sbl 1_4 0.85 B2g 7 452 52 84 405 2 5.2 15.30 14.78 0.74

Sbl 1_5 1.1 B/C 3 250 144 138 465 2.9 5.6 18.78 21.78 0.90

Sbca 2_1 0.13 (B) 8 21 140 238 593 27 2.58 5.4 26.82 22.87 0.89

Sbca 2_2 0.35 (B)/C 14 16 90 188 692 14.6 7.9 28.35 36.09 0.99

Sbm 5_1 0.09 A1 6.27 13.23 0.81

Sbm 5_2 0.28 Bw 15 271 185 257 272 11.8 1 5.48 12.35 0.66

Sbl 6_1 0.1 A1 9 297 202 262 230 5.32 11.82 0.57

Sbl 6_2 0.3 A2 12 310 197 261 220 11.9 1 4.8 8.74 0.56

Sbl 6_3 0.45 Bt1 5.8 0.7 5.2 19.64 0.73

Sbl 6_4 0.6 Bt2 1 181 144 171 503 4.2 0.4 5.25 25.16 0.87

Sbl 6_5 0.8 B/C 7.01 30.31 1.09

Sbl 7_1 0.05 A1 4.94 10.52 0.48

Sbl 7_2 0.18 A2 4.76 10.46 0.35

Sbl 7_3 0.43 Bt1 4.88 30.62 0.55

Sbl 8_1 0.05 A1 58 77 250 381 234 5.1 11.24 5.87

Sbl 8_2 0.2 A2 58 79 245 381 237 8.1 0.6 4.7 7.56 3.93

Sbl 8_3 0.48 B1 26 35 109 172 658 3.5 0.5 17.20 15.50

Sbl 8_4 0.58 B2 3.9 0.6 19.40 17.60

Rco 9_1 0.13 A1 7.9 37.41 56.16

Rco 9_2 0.38 A1C 8.4 19.24 26.92

Rbr 10_1 0.05 A1 9 44 174 270 503 7.1 34.06 39.69

Rbr 10_2 0.2 B/C 8.2 23.37 37.04

Sbm 11_1 0.05 A1 9 16 269 386 320 46.4 3.1 6.7 24.04 25.68

Sbm 11_2 0.35 B 4 10 208 284 494 12 1.1 7.1 24.28 28.54

Sbfl 12_1 0.08 A1 3 15 248 369 365 30.8 2.3 5.3 15.56 10.37

Sbfl 12_2 0.25 A2B 21 73 270 393 243 7.7 0.6 4.6 11.35 7.29

Sbfl 12_3 0.4 B 15 47 199 288 451 4.6 0.5 5.3 18.21 17.79

Sl 13_1 0.05 A1 34 42 289 385 250

Sl 13_2 0.33 A2B 38 17 128 217 600 6 0.6 5.1 26.96 25.70

Rbr/Sbc 14_1 A1

Rbr/Sbc 14_2 A2(A1B) 3 157 141 215 484

Sbl 15_1 0.08 Ap 7 37 347 377 232 13.7 5.43 11.60 10.60 0.92

Sbl 15_2 0.35 A2 9 31 327 378 255 6.1 6.4 11.00 12.00 0.94

Sbl 15_3 0.75 Bt 3 17 252 308 420 4.4 6.72 18.10 21.90 0.95

Sbca 16_1 0.05 Ap 131 41 103 178 547 25.3 7.73 26.00 33.00 1.01

Sbca 16_2 0.15 Ap 148 40 101 173 538 25.6 7.89 24.30 31.50 1.02

Sbca 16_3 0.37 B/C 8.5 7.9 11.30 13.50 0.00

Rbr 17_1 0.08 A1 36 72 202 212 478 40.8 7.35 27.20 32.60 1.01

Rbr 17_2 0.22 B/C 38 80 196 231 455 22.8 7.81 24.10 29.70 1.02

Rbr 18_1 0.05 Ap 44 72 188 237 459 42.8 7.63 28.60 34.60 1.00

Rbr 19_2 0.25 B/C 59 74 179 270 418 28.9 7.93 24.90 32.60 1.05

Sbl 20_1 0.08 Ap 26 32 308 408 226 14.3 5 9.90 6.30 0.72

Sbl 20_2 0.38 A2 17 23 250 352 358 3.9 4.9 13.90 11.80 0.57

Sbl 20_3 0.47 Bt 23 22 217 328 410 3 5.1 15.50 14.90 0.58

Sbl 20_4 0.75 Bt 27 29 199 326 419 3.2 5.1 17.70 14.60 0.72

Sbl 20_5 0.88 Bt 29 29 201 321 420 2.8 5.2 16.10 15.30 0.70

Sbl 21_1 0.05 A1 15 27 317 423 218 36.8 5.6 14.80 10.70 0.87

Sbl 21_2 0.13 A1/A2

Sbl 21_3 0.17 A2 18 28 321 422 211 13.1 4.8 8.80 5.80 0.28

Sbl 21_4 0.49 Bt 4 17 247 348 384 3.2 5.1 16.40 14.90 0.62

Sbl 21_5 0.66 Bt 18 16 213 327 426 3.1 5.1 19.00 17.40 0.68

Sbl 21_6 0.83 Bt 11 17 240 359 373 3.4 5 16.30 14.20 0.58

Sbl 22_1 0.05 A1 19 67 240 400 275 32

Sbl 22_2 0.15 A2 17 64 164 405 350 13.4

Sbl 22_3 0.32 B1 12 45 93 320 530

Sbl 22_4 0.55 Bt2 12 47 136 138 668

Sbca 23_1 0.1 Ap 20 31 204 334 411 17.9 2 7.7 21.90 25.30

Sbca 23_2 0.27 (B) 39 34 200 331 396 9.1 1.04 8.3 17.80

Sbca 24_1 0.06 A1 2 24 174 291 509 29 2.68 6.5 30.50 31.40

Sbca 24_2 0.24 (B) 3 24 158 293 522 15 1.63 7.8 27.40 31.70

Sbc coll. 25_1 0.1 Ap 253 119 154 228 246 20 1.98 8.1 12.00 16.60

Sbc coll. 25_2 0.33 B 242 121 163 217 257 16.4 1.92 8.1 12.00 16.40

Sbc 26_1 0.05 Ap 96 35 206 341 322 12.9 1.46 8.1 15.00

Sbc 27_1 0.02 A2 10 27 255 440 268 45.7 3.67 5.6 23.10 18.40

Sbc 27_2 0.1 A1B 5 28 258 377 332 18.1 1.35 5 15.60 10.90

Rbr/Sbc 28_1 0.08 B/C 12 34 171 266 517 88.1 6.66 6.8 48.90

Sbca 29_1 0.08 A1B 1 18 89 203 689 53.3 4.75 6 38.10 36.80

Sbca 29_2 0.22 B/C 22.1 16 63 147 553 27.2 2.82 7.8 26.70 35.00

Rbr/Sbc 30_1 0.02 A1 18 45 146 317 474 108 7.9 7 51.30

Rbr/Sbc 30_2 0.07 (B) 51 43 190 230 486 76.9 6.03 7.6 39.40

Sbl 31_1 0.04 5 25 331 376 263 27.4 2.22 5.7 14.80 13.10 0.90

Sbl 31_2 0.12 3 25 334 383 255 18 1.47 13.40

Sbl 31_3 0.26 2 25 308 353 312 9.9 0.8 5.4 12.90 11.50 0.75

Sbl 31_4 0.47 14 252 358 376 4.6 0.44 14.50

Sbl 31_5 0.58 8 12 228 280 472 6.1 0.71 7.1 20.70 26.30 0.98

Sbl 31_6 0.87 2.9 7.90 11.80

Sbl 32_1 0.1 3 23 300 341 333 10.7 1.22 6 15.60 15.40 0.91

Sbl 32_2 0.3 4 23 269 330 374 9.6 0.92 6.6 17.00 18.30 0.90

Sbl 32_3 0.37 1 13 246 355 385 5.7 0.51 15.00

Sbl 32_4 0.47 1 13 252 302 432 7.3 0.86 7.2 18.40 22.70 0.97

Sbl 32_5 0.75 210 24 203 306 257 4.3 0.43 8.6 11.00 16.90 0.99

Sbca 33_1 0.02 11 23 236 307 423 33.9 2.43 4.9 26.10 22.30 0.71

Sbca 33_2 0.15 50 15 207 268 460 17.9 1.62 7.9 22.70 31.20 0.99

Sbca 33_3 0.25 325 40 133 217 285 7.3 0.68 8.5 16.10 21.80 1.02

Sbca 34_1 0.15 87 25 223 304 361 18.6 2.03 8.2 19.30 25.20 1.02

Sbca 34_2 0.35 67 25 198 254 456 10.3 1.19 8.3 19.10 26.20 1.00

Sbca 34_3 0.5

Rco 35_1 0.1 A1 202 90 123 180 220 93.6 9 7.5 37.50 >T

Rco 35_2 0.3 A1C 313 116 130 185 78 43.6 3.9 7.8 21.20 >T

Rbr 36_1 0.08 A1 14 36 146 299 294 62.8 4.66 7.1 58.10 0.91

Rbr 36_2 0.23 A1(B) 13 31 132 285 310 25.6 2.99 7.6 27.50 >T

Rbr 36_3 0.4 (B) 9 27 100 193 229 17.4 1.24 7.7 19.30 >T

Rbr 36_4 0.6 C 3 33 74 135 118 4.07 0.48 8.1 9.90 >T

Rbr 37_1 0.02 A1 18 28 116 356 264 82.6 4.5 7.5 45.50 >T

Rbr 37_2 0.13 A1(B) 36 56 223 161 7.9 19.20 >T

Rbr 37_3 0.37 (B) 387 41 40 170 320 8.1 15.20 >T

Sbc 38_1 0.02 A1 3 17 34 180 535 75.6 4.18 6.2 56.70 0.79

Sbc 38_2 0.13 (B) 3 15 31 133 532 53.5 2.84 7.6 30.60 >T

Sbc 38_3 0.35 B/C 17 9 56 205 11 0.55 7.8 10.10 >T

Rbr 39_1 0.1 A1 13 17 59 62 186 29.1 2.29 7.5 13.70 >T

Rbr 39_2 0.35 C 1 1 9 1 29 1.16 0.44 8.1 2.40 >T

Rbr 40_1 0.1 Ap 283 101 94 28.3 239 32 3.49 7.8 22.10 >T

Sbc 41_1 0.08 Ap 23 33 101 112 387 51.2 2.45 7.5 19.40 >T

Sbc 41_2 0.17 (B) 14 31 120 182 397 14.5 1.45 7.6 19.70 >T

Sbc 41_3 0.6 B/C 2 6 24 37 195 8.14 0.36 7.8 7.80 >T

Sbca 42_1 0.07 Ap 15 38 232 360 355 17.2 2.14 7.8 21.30 >T

Sbca 42_2 0.23 B 15 38 231 357 359 9.88 7.6 19.10 >T

Sbca 42_3 0.7 B/C 345 102 114 199 240 8

Sbca/Sbfl 43_1 0.1 Ap 10 43 345 356 246 11.9 1.37 6.8 11.80 0.94

Sbca/Sbfl 43_2 0.4 A2/B 7 33 313 407 240 5.29 7.1 10.90 1.06

Sbca/Sbfl 43_3 0.8 (B) 2 20 244 340 394 7.3 18.30 >T

Sbca/Sbfl 43_4 1.2 B/C 199 38 134 337 292 8.1 17.30 >T

Sbca/Sbfl 44_1 0.1 Ap 7 43 352 394 204 9.88 1.15 6.4 10.00 0.89

Sbca/Sbfl 45_1 0.1 Ap 25 82 350 355 188 12.6 1.41 6.8 11.20 0.95

Sbca/Sbfl 46_1 0.1 Ap 149 149 279 292 131 9.07 1.06 6.2 7.30 0.76

Sbca/Sbfl 46_2 0.35 A2B 112 108 222 310 248 3.2 6.9 9.70 1.08

Sbca/Sbfl 46_3 0.65 Bt(g) 26 49 173 329 423 6.8 19.80 >T

Sbca/Sbfl 46_4 0.9 B/C 137 45 172 391 255 8.1 18.70 >T

Sbca/Sbfl 47_1 0.1 Ap 16 39 323 369 253 10.8 1.3 6.5 13.80 0.89

Sbca/Sbfl 47_2 0.3 A/B 6 28 176 325 465 4.19 7.1 22.40 1.10

Sbca/Sbfl 47_3 0.65 Btg 10 31 131 341 487 7.8 24.00 >T

Sbca/Sbfl 47_4 1 C 163 77 114 266 380 8.2 16.10 >T

Sbm? 48_1 0.05 A1 7 42 151 360 275 33 2.56 27.50 -

Sbm? 48_2 0.25 BC1 5 53 165 385 288 19.5 1.56 22.30 -

Sbm? 48_3 0.4 BC2 32 110 452 313 313 9.5 0.93 28.00 -

Sbm? 49_1 0.03 A1 3 30 215 472 175 28.4 1.83 12.40 -

Sbm? 49_2 0.12 A2 3 32 221 477 201 13.3 0.92 12.30 -

Sbm? 49_3 0.27 A2B 1 13 129 409 386 4 0.44 22.40 -

Sbm? 49_4 0.48 BC1 1 16 147 443 337 4.2 0.46 26.90 -

Sbm? 49_5 0.7 C 1 15 75 244 109 2 0.26 9.10 -

Sbl 50_1 0.04 A1 6.7 206 173 329 279 22.1 1.7 6.4 14.50 0.85

Sbl 50_2 0.18 A2 7 236 203 342 215 6.9 0.7 5 8.20 0.32

Sbl 50_3 0.32 A2B 8.3 226 164 296 252 5.85 0.7 5 11.00 0.41

Sbl 50_4 0.45 B1 11 223 123 277 388 2.5 0.3 5.25 18.00 0.65

Sbl 50_5 0.71 B2g 13 342 75 130 445 3.2 0.5 5.4 20.20 0.82

Sbl 50_6 0.9 B/C 12.7 387 95 128 342 6.4 17.40 >T

Sl 51_1 0.02 A1 120 4.87 5.4 39.30 0.47

Sl 51_2 0.15 A2 155 87 201 334 170 20 1.1 4.7 10.10 0.39

Sl 51_3 0.27 A2B 115 58 138 217 445 6 0.53 5.4 18.50 0.76

Sl 51_4 0.4 B1 71 38 143 225 502 3 0.43 4.8 16.10 0.94

Sl 51_5 0.75 B2 62 34 88 144 644 2.4 0.4 6.8 27.50 0.94

Sl 51_6 1.25 B3 146 73 80 98 544 1.2 0.32 7.3 18.00 1.09

Sl 51_7 1.75 B/C 201 102 141 186 342 1.2 0.26 6.6 13.40 1.03

Sbe 52_1 0.04 A1 3 27 183 305 356 47 2.91 5.8 29.70 0.88

Sbe 52_2 0.13 (B) 3 15 199 302 403 30.5 2.12 6.5 26.10 1.10

Sbe 52_3 0.35 C 2 27 107 228 172 15 1.26 7.6 16.60 >T

Sbc 53_1 0.02 A1 30 2.53 6.8 28.30 >T

Sbc 53_2 0.27 A1(B) 3 30 226 416 172 13.5 1.23 7.2 20.30 >T

Sbc 53_3 0.75 (B)C 1 11 234 457 159 8 0.94 7.3 20.80 >T

54_1 0.1 A1 3 49 42 392 372 66 3.76 17.90 0.07

54_2 0.2 AB 11 32 83 148 7 0.79 10.50 0.06

54_3 0.5 C 6 9 46 85 1.5 0.4 7.10 0.08

55_1 0.02 A1 6 37 193 396 244 25 1.98 38.40 >T

55_2 0.3 Bc1 6 38 167 443 258 14 1.21 10.30 >T

55_3 0.7 Bc2 3 21 115 458 293 12 0.99 6.00 >T

Sbc 56_1 0.08 A1 16 35 149 265 283 47.6 4.2 7.9 30.60 -

Sbc 56_2 0.29 (B1) 124 45 201 283 275 8 0.95 8.3 17.40 -

Sbc 56_3 0.5 (B2) 25 53 250 343 288 3.5 0.46 8.3 14.40 -

Sbc 56_4 0.8 BC 14 67 256 345 278 2.4 0.34 8.2 12.80 -

Rbr 57_1 0.1 A1 87 40 82 198 350 81.2 5.65 7.9 41.60 -

Rbr 57_2 0.35 (B) 235 61 92 350 153 33.6 2.94 8.3 27.00 -

Sbc 58_1 0.05 A1 5 17 37 282 523 62.5 3.7 5.7 37.00 0.53

Sbc 58_2 0.15 (B) 7 18 45 173 667 26 1.7 7.1 32.00 0.68

Sbc 58_3 0.27 BC 395 18 40 128 410 14 1.2 7.9 17.60 0.07

Sbl 59_1 0.02 A1 15 53 276 455 131 26.2 2.3 5.1 12.30 0.51

Sbl 59_2 0.17 A2 9 60 290 475 140 5.6 0.65 4.4 8.20 0.25

Sbl 59_3 0.32 A2B 7 43 230 365 340 2.8 0.69 4.9 14.60 0.51

Sbl 59_4 0.6 B 7 30 165 335 415 3 0.59 5.3 19.50 0.70

Sbl 59_5 0.77 BC 189 48 130 340 275 3 0.63 8 17.60 0.11

Sbl 60_1 0.02 A1 3 40 256 411 159 32 1.8 16.00 0.32

Sbl 60_2 0.17 A2 3 43 283 423 201 8 0.7 12.60 0.10

Sbl 60_3 0.45 Bt1 2 17 161 397 354 2.5 0.4 30.60 0.55

Sbl 60_4 0.75 Bt2 2 20 153 400 346 4.5 0.53 30.60 0.84

Sbl 60_5 1.05 Bc 2 13 111 301 289 7 0.71 23.40 -

Sbl 60_6 1.3 C 3 13 77 197 326 3 0.55 21.20 -

Rco 61_1 0.1 A1 31 89 180 206 95 5.83 47.90 -

Rco 61_2 0.32 A1(B) 16 57 91 151 18.5 2.47 16.70 -

Rco 61_3 0.67 C 15 45 92 101 7 0.47 6.70 -

Rco 62_1 0.07 A1 47 38 40 99 254 89.5 7.12 48.90 -

Rco 62_2 0.32 A1(B) 33 33 45 103 223 62 5.57 30.10 -

Rco 62_3 0.57 C 127 123 51 85 239 34 3.15 22.00 -

Rbr? 63_1 253 52 93 202 259 123 9.5 7.4 59.90 -

Rbr? 63_2 164 51 113 173 249 86 7.7 7.4 45.00 >T

Rbr? 63_3 327 64 92 310 139 43.8 4.6 7.8 26.00 >T

Rbr? 63_4 555 61 57 160 128 10.4 0.1 8 8.60 >T

Rco 64_1 0.25 A1 212 102 83 118 230 67.2 6.02 8.2 37.60 0.05

Rco 64_2 0.6 A1C 309 96 89 140 230 40.4 4.32 8.4 27.40 0.02

Sbm ? 65_1 0.08 A1 5 16 177 365 308 36 2.33 24.80 0.95

Sbm ? 65_2 0.22 B1 2 12 221 491 201 11.2 0.95 21.20 >T

Sbm ? 65_3 0.48 B2 1 7 191 503 223 5.1 0.6 >T

Sbm ? 65_4 0.68 B3 3 6 118 317 219 7.3 0.65 25.70 >T

Sbc 66_1 0.07 A1 5 27 182 316 318 44 2.83 6 24.10 0.95

Sbc 66_2 0.25 (B) 5 11 102 201 222 11 0.75 7.7 14.50 >T

Sbc 66_3 0.6 IC1 4 10 88 84 228 8 0.35 8.2 10.30 >T

Sbc 66_4 1.45 IIC2 16 63 104 183 530 3 0.69 7.8 20.10 >T

Sbc 66_5 2.25 IIC2 15 39 180 231 473 5 0.61 8.1 19.70 >T

Sbc 66_6 2.6 IIIC 2 14 37 72 277 3 0.51 7.9 15.20 >T

Avec: (S.g., S.f., L.g., L.f. A., C et N ) en g.kg-1

CEC7 =CEC acétate d'ammonium (méth. Metson)

CECe = CEC méthode a l'ion cobaltihexammine

Les sols numérotés de 1 à 34 ont été échantillonnés dans le cadre de ce travail.

Les données sur les sols 35 à 66 proviennent des travaux cartographiques de M. GURY et L.

FLORENTIN et de la base de données du centre de pédologie biologique de Nancy. Elles sont

anciennes (1964 à 1982). La dénomination des sols n'est pas homogène. Les données sur le

complexe d'échange et le pH sont souvent peu fiables. Elles ont été utilisées dans ce travail

uniquement pour établir le triangle de texture.

ANNEXE II: DONNEES HYDRIQUES ET DONNEES PHYSIQUESU

sage

type

sol

N° H

z

Hp

cyl

Hp

(terr

ain)

Hp

(-10

kPa

)

Hp

(-16

00 k

Pa)

da c

ylin

dre

da (t

erra

in)

da (-

10 k

Pa)

da (-

1600

kPa

)

forêt Rco 3_1 0.76 0.63 0.280 0.61

forêt Rco 3_2 0.422 0.31 0.161 0.68

forêt Rco 3_3 0.25 0.136

forêt Rbr 4_1 0.74 0.74 0.432 0.47

forêt Rbr 4_2 0.323 0.30 0.214 0.90

forêt Sbl 1_1 0.348 0.36 0.34 0.130 1.02 1.28 1.41

forêt Sbl 1_2 0.267 0.24 0.23 0.108 1.20 1.35 1.38

forêt Sbl 1_3 0.233 0.21 0.21 0.139 1.50 1.55 1.61

forêt Sbl 1_4 0.256 0.23 0.24 0.164 1.47 1.55 1.58

forêt Sbl 1_5 0.236 0.24 0.24 0.160 1.45 1.51 1.56

forêt Sbca 2_1 0.407 0.44 0.42 0.258 1.16 1.12 1.35

forêt Sbca 2_2 0.36 0.38 0.272 1.23 1.31

forêt Sbm 5_1 0.33 0.34 0.147 1.10 1.33 1.34 1.44

forêt Sbm 5_2 0.23 0.22 0.150 1.32 1.52 1.47 1.59

forêt Sbl 6_1 0.36 0.35 0.134 0.95 1.27 1.31 1.42

forêt Sbl 6_2 0.21 0.22 0.109 1.16 1.50 1.44 1.49

forêt Sbl 6_3 0.31 0.27 0.173 1.39 1.39 1.50 1.59

forêt Sbl 6_4 0.25 0.26 0.198 1.46 1.54 1.53 1.60

forêt Sbl 6_5

forêt Sbl 7_1

forêt Sbl 7_2

forêt Sbl 7_3

forêt Sbl 8_1 0.314 0.28 0.27 1.12 1.28 1.27

forêt Sbl 8_2 0.226 0.21 0.23 0.100 1.13 1.39 1.39 1.40

forêt Sbl 8_3 0.290 0.27 0.28 1.23 1.45 1.46

forêt Sbl 8_4 0.27 0.26 0.219 1.52 1.53 1.60

forêt Rco 9_1 0.691 0.69 0.369 0.55 0.91

forêt Rco 9_2 0.38

forêt Rbr 10_1 0.470 0.47 0.53 0.281 0.78 1.02 0.94 1.30

forêt Rbr 10_2 0.36 0.30 0.231 1.17 1.37

forêt Sbm 11_1 0.449 0.49 0.41 0.211 1.06 1.06 1.16 1.36

forêt Sbm 11_2 0.306 0.27 0.28 0.199 1.23 1.41 1.41 1.52

forêt Sbfl 12_1 0.405 0.39 0.38 0.150 0.98 1.23 1.26 1.45

forêt Sbfl 12_2 0.239 0.23 0.23 0.109 1.41 1.53 1.55 1.61

forêt Sbfl 12_3 0.236 0.23 0.23 0.181 1.30 1.52 1.56 1.64

forêt Sl 13_1 0.397 0.41 0.92 1.16

forêt Sl 13_2 0.32 0.260 1.34 1.41

forêt Rbr/Sbc 14_1 0.307 0.29 0.281 0.92

forêt Rbr/Sbc 14_2 0.266 0.28 1.09 1.31

culture Sbl 15_1 0.27 0.25 0.100 1.18 1.46 1.47 1.58

culture Sbl 15_2 0.217 0.21 0.21 0.096 1.50 1.55 1.56 1.60

culture Sbl 15_3 0.211 0.24 0.24 0.191 1.50 1.53 1.53 1.60

culture Sbca 16_1 0.33 0.261 1.16 1.24 1.41

culture Sbca 16_2 0.31 1.30

culture Sbca 16_3 0.15 0.13 0.138 1.65 1.81 1.52

friche Rbr 17_1 0.28 0.34 0.279 1.35 1.16 1.03

friche Rbr 17_2 0.29 0.30 0.198 1.29 1.32 1.48

culture Rbr 18_1 0.44 0.206 0.98 1.24

culture Rbr 19_2 0.30 0.30 0.191 1.29 1.34 1.46

culture Sbl 20_1 0.254 0.25 0.25 0.098 1.32 1.52 1.46 1.51

culture Sbl 20_2 0.222 0.21 0.21 0.128 1.44 1.57 1.57 1.58

culture Sbl 20_3 0.183 0.20 0.19 0.159 1.52 1.62 1.66 1.69

culture Sbl 20_4 0.196 0.20 0.19 0.166 1.55 1.65 1.64 1.68

culture Sbl 20_5 0.208 0.20 0.20 0.150 1.59 1.63 1.64 1.68

forêt Sbl 21_1 0.364 0.44 0.44 0.137 1.10 1.10 1.10 1.26

forêt Sbl 21_2 0.285 0.107 1.34 1.41

forêt Sbl 21_3 0.270 0.28 0.28 0.101 1.29 1.36 1.36 1.37

forêt Sbl 21_4 0.226 0.23 0.23 0.157 1.50 1.54 1.56 1.65

forêt Sbl 21_5 0.24 0.23 0.184 1.53 1.55 1.59

forêt Sbl 21_6 0.23 0.23 0.168 1.55 1.59 1.65

forêt Sbl 22_1 0.41 0.38 0.149 1.20 1.23 1.35

forêt Sbl 22_2 0.28 0.25 0.138 1.41 1.49 1.53

forêt Sbl 22_3 0.27 0.26 0.202 1.43 1.45 1.48

forêt Sbl 22_4 0.28 0.28 0.232 1.46 1.45 1.55

culture Sbca 23_1 0.156 1.75

culture Sbca 23_2 0.143 1.66

forêt Sbca 24_1 0.207 1.51

forêt Sbca 24_2 0.197 1.48

culture Sbc coll. 25_1 0.107 1.59

culture Sbc coll. 25_2 0.115 1.64

culture Sbc 26_1 0.127 1.56

forêt Sbc 27_1 0.161 1.19

forêt Sbc 27_2 0.130 1.33

forêt Rbr/Sbc 28_1 0.359 1.06

forêt Sbca 29_1 0.322 1.18

forêt Sbca 29_2 0.303 1.26

forêt Rbr/Sbc 30_1 0.456

forêt Rbr/Sbc 30_2 0.366

forêt Sbl 31_1 0.447 0.333 0.33 0.14 1.01 1.35 1.32 1.45

forêt Sbl 31_2 0.265 0.27 0.15 1.43 1.45 1.51

forêt Sbl 31_3 0.264 0.244 0.22 0.14 1.38 1.48 1.49 1.54

forêt Sbl 31_4 0.228 0.23 0.16 1.36 1.55 1.51 1.57

forêt Sbl 31_5 0.270 0.287 0.24 0.18 1.41 1.54 1.59

forêt Sbl 31_6 0.165 0.20 0.09 1.69 1.87

culture Sbl 32_1 0.252 0.247 0.25 0.13 1.23 1.52 1.51 1.63

culture Sbl 32_2 0.235 0.227 0.16 1.58 1.57 1.67

culture Sbl 32_3 0.241 0.234 0.231 0.16 1.51 1.47 1.50 1.56

culture Sbl 32_4 0.267 0.26 0.17 1.43 1.46 1.58

culture Sbl 32_5 0.196 0.171 0.09 1.69 1.78 1.73

forêt Sbca 33_1 0.367 0.306 0.45 0.225 0.94 1.23 1.09 1.36

forêt Sbca 33_2 0.295 0.30 0.209 1.32 1.38 1.53

forêt Sbca 33_3 0.257 0.227 0.105 1.46 1.55 1.69

culture Sbca 34_1 0.271 0.267 0.29 0.196 0.98 1.33 1.33 1.51

culture Sbca 34_2 0.264 0.27 0.194 1.46 1.46 1.59

culture Sbca 34_3 0.201 0.137 1.57 1.51

Avec : Hp = Humidité pondérale (cm3.g-1)

Da = densité apparente (g.cm-3)

Les données obtenues aux potentiels de –1kPa, -100kPa, -320kPa, -3200 kPa, -107MPa ne sont

pas présentées dans ce tableau, elles sont disponibles, ainsi que l'ensemble de la base de données

sol (fichier .mdb) sur demande à l'auteur.

ANNEXE III: MODELISATION DU BILAN DE L'EAU DES SOLS DU

DOGGER LORRAIN

Ce travail sur les propriétés hydriques des sols du Dogger lorrain s'inscrit dans le cadre d'un

projet initié par l'Agence de l'Eau Rhin-Meuse. Ce projet vise à mieux connaître le cycle de l'eau

dans les sols étudiés et mieux comprendre les modalités du transfert de l'eau vers les nappes en

fonction de la nature du sol et de son couvert végétal.

Les données obtenues sur les propriétés hydriques des sols ont été utilisées dans des modèles de

bilan hydrique de façon à quantifier la variabilité inter-annuelle de la pluie efficace (c'est à dire

la part de la pluie incidente qui arrive jusqu'aux nappes souterraines), et sa variabilité intra-

annuelle liée au type de sol et au type de végétation.

Ces aspects ont fait l'objet de deux rapports :

Bigorre F., Tessier D., Gras F. et Granier A. 1996. Etude des propriétés hydriques des sols et

de leur rôle dans le bilan hydrique. Application à des sols situés sur le Dogger lorrain en forêt

de Haye. Rapport de contrat Agence de l’eau Rhin-Meuse/CNRS 1996.

Damoy V. 1998. Etude de bilans hydriques sur le plateau du Dogger. Détermination des facteurs

influant sur les transferts d'eau dans le sol. Mém. Ingénieur ISA, 54p.

Ces travaux ont permis de montrer les variations des quantités d'eau drainées annuellement vers

les nappes en fonction de trois critères qui sont, l'année climatique, le type de végétation et le

type de sol.

La phénologie des trois couverts végétaux étudiés (blé, feuillus et résineux ) est très différente,

ses implications sur l'évolution du profil hydrique du sol au cours de l'année sont présentées dans

la figure a.

Dans la figure a est présenté un exemple de profils hydriques de sols identiques et de même

profondeur sous trois couvertures végétales (blé, feuillus et résineux). Pour un profil de sol

identique, la réserve en eau utile du sol cultivé est inférieure à celle du même sol sous couvert

forestier. Le blé exploite la réserve en eau du sol très tôt dans l'année et de façon intensive. La

totalité de la réserve en eau du sol est épuisée après la récolte alors que le sol est à nu. Les

résineux se différencient des feuillus par leur feuillage persistant et leur possibilité d'extraire de

l'eau du sol toute l'année, par ces aspects, leur comportement se rapproche de celui du blé. Les

feuillus n'extraient de l'eau du sol qu'entre le débourrement et la chute des feuilles, soit du mois

de mai au mois d'octobre. Cela implique que la réserve utile des sols sous feuillus est peu

sollicitée en comparaison de celles des sols sous résineux et sous blé.

L'évolution de la réserve en eau de deux sols durant 4 années climatiques est présentée dans la

figure b. Le déficit hydrique estival est très variable suivant les années. Quand la période estivale

est pluvieuse comme en 1972, on ne distingue pas de différence entre les sols. A l'inverse, quand

l'été est très sec, le déficit hydrique des sols va dépendre principalement de leur réserve utile. les

sols de forte réserve en eau.

Une grande partie des pluies automnales va être utilisée pour réhydrater

Figure a: Modélisation de l'évolution du stock hydrique d'un sol brun lessivé sous trois

couvertures végétales au cours de l'année 1991. D'après Damoy, 1998.

Stocks hydriques des sols de Bois l'Eveque et de Ste Anne sous trois couvertures en 1991.

0

50

100

150

200

250

300

1/1 1/2 1/3 1/4 1/5 1/6 1/7 1/8 1/9 1/10 1/11 1/12

Feuillus Résineux Blé

Figure b: Simulation de l'évolution de la réserve en eau

disponible, d'un sol brun lessivé (sbl) et d'un sol brun

calcique (sbc), lors de quatre années.

Dans la figure b sont présenté l'évolution annuelle sur 4 années climatiques d'un sol à forte

Figure c: Pluie efficace (drainage) annuelle sous trois types de sol, trois types de couverture

végétale et trois années climatiques.

Drainages annuels sous forêt et sous culture pendant les trois années type et sur trois sols de Lorraine.

0100200300400500600700800

1986sol bruneutrophe

1994 1991 1986 sol brun

mésotrophe

1994 1991 1986sol lessivé

1994 1991

feuillus résineux blé

0

20

40

60

80

100

120

140

160

180

200

Rés

erve

en

eau

(en

mm

)

SBCSBL

1972 1977 1981 1991

ANNEXE IV: SPATIALISATION DES DONNEES A L'ECHELLE

REGIONALE SUR SYSTEME D'INFORMATION GEOGRAPHIQUE

(SIG).

Les résultats obtenus sur les propriétés hydriques des sols ainsi que les données de la

modélisation ont été intégrés dans un SIG à l'échelle régionale. Ce travail à fait l'objet du

mémoire de fin d'étude de Sandra Lorenzati:

Lorenzati S. 1999. Utilisation d'un système d'information géographique pour l'étude du bilan de

l'eau. Application au Dogger Lorrain. Mém. DESS géologie-Géotechnique. Univ. Paris VI. 66p

+ annexes.

Nous présenterons ci-après les résultats de ce travail, à savoir:

-La carte des sols.

-La carte des propriétés hydriques des sols déduite de la carte des sols.

-La carte de répartition des données météorologiques.

-La carte des couverts végétaux.

Ces différentes couvertures croisées au sein de modèles de bilans de l'eau ont permis de simuler

le cycle de l'eau à l'échelle de la région étudiée.

-enfin, un exemple de simulation des quantités d'eau drainées vers la nappe en 1991 sera

présenté.

20 0 20 40 K ilometers

N

EW

S

Carte de la pluviométrie en 1991, année sèche.

B âti

505 - 542543 - 593594 - 648649 - 711712 - 753754 - 784

Pluviométrie (mm)

METZ

TOULNANCY

4 0 4 8 12 16 20 24 K ilometers

N

EW

S

B âti

138 - 187188 - 223224 - 267268 - 297

137Drainages cumulés sur 365 jours (mm)

METZ

NANCYTOUL

Carte des drainages cumulés sur l'année 1991, année sèche.

Documents

Université Henri Poincaré – Nancy I Versailles, unité de ...francois.bigorre.free.fr/telechargement/these_complete.pdf · M. Daniel Tessier Directeur de recherches I.N.R.A. Versailles