Pédologie 16

I.2 Porosité des sols


La porosité est une mesure indirecte de la structure.

Elle est définie comme étant le volume des vides  du sol ( ces vides sont occupés par l'air, l'eau ) en % de son volume total

On distingue :

- la porosité non capillaire ou macroporosité

correspond au volume des pores les plus grossiers occupés par l'air après ressuyage des pluies ( pores de diamètre supérieur à 10 μ ). Lorsque les eaux de pluies ont disparu, les macropores contiennent de l'air ( = capacité pour l'air ) 

- La porosité capillaire ou microporosité  

correspond au volume des pores qui retiennent  l'eau lorsque l'eau de gravitation a disparu ( pores de diamètre inférieur à 10 μ ).

- La porosité totale

porosité capillaire plus porosité non capillaire

On peut mesurer la densité d'un sol de deux manières correspondant à deux valeurs caractéristiques  :

- La densité réelle D ( de la fraction solide ) faisant abstraction des vides ; pour les sols silicatés pauvres en matière organique elle varie peu ( de 2,6 à 2,7 ) en général on prend la valeur moyenne : 2,65, mais elle peut se mesurer précisément à l'aide d'un pycnomètre. Une correction soustractive doit être faite pour les sols très calcaires et pour les horizons humifères ( A1), la matière organique abaissant fortement la densité moyenne. 

- La densité apparente D' est la densité du sol sec , concernant l'ensemble : la fraction solide et les pores ; plusieurs méthodes existent pour la mesurer, la plus utilisée étant celle du cylindre enfoncé précautionneusement dans le sol et remonté avec son contenu , tout tassement devant être évité : le poids de sol sec multiplié par 4 donne le poids d'un litre. Pour la majorité des sols, la densité apparente varie de 1 à 2  .

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La porosité totale P est donnée par la formule : P = (( D-D' )) x 100/D  en % 

Caractères de la porosité
La porosité dépend notamment de la texture : les sols sableux sont plus grossièrement poreux que les argileux, mais la porosité est plus importante dans les sols riches en humus ( tourbe).

Mais elle dépend de la structure : d'une manière générale elle est d'autant plus élevée que la structure est meilleure . ( sauf exceptions : tourbes, sols organiques ).

En particulier, la porosité non capillaire est l'indice d'une bonne aération du sol.

Dans les sols à structure favorable, la porosité capillaire et la porosité non capillaire sont du même ordre de grandeur.   

I.3. L'atmosphère des sols  

Définition et contexte

Une bonne aération est indispensable au maintien de l'activité du sol : respiration des racines et des microorganismes. L'oxygène existe à la fois à l'état gazeux et à l'état dissous dans les solutions du sol, mais c'est surtout l'oxygène atmosphérique qui assure la respiration des organismes du sol , à la condition que le milieu soit aéré. D'où l'on comprend aisément la grande importance de la porosité non capillaire ( macroporosité ). La diffusion de l'oxygène dissous dans l'eau de pluie est assez lente, et d'autre part sa concentration est faible  surtout dans des eaux riches en matières organiques réductrices ( à plus forte raison lorsque la température en est élevée) ; à l'extrême la concentration en oxygène dissous peut être proche de zéro.

Les facteurs d'oxygénation du sol sont :

- La porosité

- La stagnation de l'eau ( les macropores restent remplis d'eau, le seul recours des plantes pour l'oxygène est sa forme dissoute) , les points bas des surfaces alluviales.......

- La température des sols, liée notamment aux activités biologiques ( la solubilité de l'oxygène d'ans l'eau diminue avec la montée de température ) 

Composition de l'atmosphère des sols

1) Teneur en vapeur d'eau : situation proche de la saturation permanente.

2) O2 et N : en milieu bien aéré, l'air du sol offre une composition voisine de celle de l'atmosphère libre.  

3) CO2 : est beaucoup plus abondant que dans l'atmosphère libre ( l'atmosphère libre contient de 0,03 à 0,032 % de CO2), par suite des activités respiratoires et de la minéralisation de l'humus. Elle est maximum pour les horizons humifères bien aérés,actifs, lorsque le sol est soumis à des températures et humidité optimale ( printemps, été ).

Quelques chiffres pour le  CO2 :

1% en moyenne

5-10% milieu actif

15% sols très humifères

La teneur en CO2 du sol donne une idée de son axctivité biologique

La respiration des racines et des organismes vivant dans le sol


La respiration est assurée dans la grande majorité des cas, par l'oxygène circulant dans les macropores. Mais lorsque la structure est mauvaise  ( porosité capillaire très faible ), en période humide, par exemple, les vides du sol peuvent être saturés d'eau : une véritable asphyxie des racines peut alors survenir. C'est alors que, dans une certaine mesure, l'oxygène dissous peut suppléer à l'insuffisance d'oxygène atmosphérique.

La résistance à l'asphyxie du sol varie :

- Selon les espèces végétales : Aulnes, Saules, Molinie/peupliers, Frênes/ Résineux en général/ Chênes Hêtres. L'ordre est décroissant au niveau de la résistance à l'asphyxie.

- Le renouvellement des eaux , leur température, leur richesse en matières organiques. Les inondations estivales sont très préjudiciables, beaucoup plus que les inondations hivernales, à cause de la température de l'eau et des conséquences qui en découlent.

         

I.4 La température des sols

A) Sources de chaleur du sol 

 Sur les 0,14 watt/cm2 reçus du soleil à la limite supérieure de l'atmosphère, 0,056 watt ( soit 33%) seulement ( 0,8 cal/cm2/min ) parviennent en moyenne à la surface du sol , soit sous forme de rayonnement direct, soit sous forme de rayonnement diffusé ( Hénin, 1977). Pour un point du globe particulier, cette valeur varie en fonction de la latitude, de la saison, de la pente du sol et de l'exposition. Dans nos région, l'énergie incidente est de 144 calories par jour et par centimètre carré pour une surface horizontale,185 calories pour une pente de 30 % à l'exposition Sud , 72 seulement pour une exposition Nord ( Hénin et akl. 1969).

Une partie, qui dépend de l'albedo du sol et donc du couvert végétal, est réfléchie : 5 à 50 % pour un sol nu suivant qu'il est de couleur plus ou moins claire et plus ou moins sec , 15 à 30 % pour les prairies , 5 à 20 % pour les forêts . La fraction non réfléchie continue à augmenter la température du sol et à évaporer l'eau. Le sol perd par ailleurs de l'énergie par rayonnement , par convection, ( mouvements de l'air ) et par conduction vers l'air. 

Le bilan des gains et des pertes d'énergie à la surface du sol est donc complexe. D'après Boucher ( 1961) :

(1-a)Rg + Ra +Co = E + Rt +Q

a = albedo

Rg = rayonnement solaire global ( direct + diffus ),

Ra = rayonnement atmosphérique de grande longueur d'onde ,

Co = énergie apportée par la condensation

E = énergie perdue par évaporation

Rt = énergie perdue par rayonnement

Q = énergie gagnée ou perdue par le sol, par conduction-convection de l'air et conduction du sol  = (1-a)Rg+Ra+Co-E-Rt

 

B) Comportement thermique des sols

Si Q est positif, la surface du sol s'échauffe et tend à transmettre de la chaleur aux couches profondes si elles sont plus froides.Si Q est négatif, la surface se refroidit et tend à emprunter de la chaleur aux horizons sous-jacents s'ils sont plus chauds.  

Notons que la teneur en eau tient un rôle important dans les échanges thermiques : la capacité calorifique de l'eau est, en effet, quatre à cinq fois plus élevée que celle de l'air ou des matières solides ; il faut donc beaucoup plus de calories pour élever du même nombre de degrés la température d'un sol saturé d'eau que celle d'un sol sec  ( Duchaufour in "Abrégé de pédologie, sol, végétation, environnement" ).   

La nature du sol et sa composition influence aussi son échauffement ou son refroidissement :

- Les sols sableux et calcaires sont des sols chauds, ils se dessèchent rapidement.

- Les sols mal drainés ou tourbeux  sont des sols froids.

Comme mentionné plus haut, la couverture végétale , qui se comporte comme un écran, intervient de façon importante. La forêt est, à cet égard, plus efficace qu'une pelouse  : un sol de forêt dense est souvent en été moins chaud de 8 à 10 °C qu'un sol nu. Par les chaudes journées ensolleillées, la température d'un sol nu peut dépasser 50°C en climat tempéré, et 60 à 70 °C en climat tropical .

Notons également l'influence des facteurs suivants :

- Chaleur emmaganisée par les pluies 

- Gradient géothermique , chaleur venant du centre de la terre ?????

- Combustion des matières organiques ( applications en couches horticoles ).

- Les activités respiratoires des organismes et du système radiculaire.

C) Propagation de la chaleur dans le sol 

 Les profils thermiques renseignent sur la variation de la température dus sol, en fonction de la profondeur et à un instant donné. 

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Exemple de profil thermique d'une sol ( fonction du temps et de la profondeur ) 

C'est la conductivité thermique du sol qui régit les variations de températures des horizons profonds, en corrélation avec celle des horizons de surface : les horizons profonds s'échauffent en été et se refroidissent en hiver, plus lentement que les horizons de surface ; il s'ensuit que les oscillations saisonnières des températures des horizons profonds sont décalées dans le temps et amorties par rapport à celles des horizons de surface : plus froids en été que les horizons de surface , les horizons profonds sont , au contraire plus chaud en hiver.

En fait, la diffusion de chaleur obéit à deux actions antagonistes : la conductivité thermique qui augmente avec la teneur en eau, la capacité calorifique qui freine l'élévation de température des sols humides. Il existe un seuil de 15 à 20 % qui correspond à la valeur maximale de la conductibilité thermique, alors qu'au dessus c'est la capacité calorifique de l'eau qui joue le rôle principal.

Il en résulte qu'en période sèche, une discontinuité s'établit entre les horizons de surface qui s'assèchent , conduisent mal la chaleur et subissent de fortes variations de température ( voir le graphique ), alors que les horizons profonds plus humides restent froids  : les horizons humifères de surface constituent un écran ( mulch) , à l'égard des oscillations thermiques et hydriques des horizons profonds.

En général :

1) Les oscillations diurnes sont de faible amplitude mais dépendent de la limpidité de l'air : la perte de chaleur par rayonnement est d'autant plus faible que le ciel est couvert, et réciproquement. La couverture du sol ( végétation, taillis ) atténue cette perte calorifique.

2) Les oscillations saisonnières sont d'autant plus accusées que le climat est continental. Les profils thermiques montrent que les horizons de surface sont en général plus froids en hiver que les horizons profonds ; la constatation est inverse en été . En automne et au printemps les profils tendent à s'uniformiser.

En profondeur, les oscillations saisonnières sont peu marquées et la transmission de chaleur se manifeste avec un certain retard.

Par son opposition naturelle aux grandes variations de température,le sol est donc un milieu favorable aux activités biologiques .

 

 D) Conséquences des variations de température du sol

1. Action sur la végétation.

Plus particulièrement sur la répartition géographique des plantes.

Ex - Les calcicoles thermophiles se localisent exclusivement sur calcaires au sud de leur aire de répartition naturelle ( Buis Chênes pubescents ).

       Les espèces boréales se réfugient dans des situations froides ( tourbières) au Sud de leur aire de répartition naturelle et les espèces montagnardes  colonisent les vallons frais en plaine.

Comme autre effet, l'on cite l'"échaudage" des tissus lorsque lorsque l'évaporation est trop brutale suite à une élévation rapide et excessive de la température. 

2. Action sur la pédogenèse

Celle-ci est directelorsqu'elle provoque la décomposition de la matière organique et de la roche mère. Indirecte, elle l'est, lorsqu'elle joue sur l'évolution de la structure. En effet si les alternances de dessication et de réhumectation sont progressives , la structure en agrégats est favorisée. Par contre, si elles sont brutales et importantes, elles provoquent le concrétionnement ( carapaces et cuirasses ferralitiques durcies). 

3. Action du gel

Effet mécanique de fragmentation; positif sur la structure des sols, mais celui-ci provoque aussi le déchaussement des plantes. Ces effets de fragmentation jouent un rôle important en région articque et en haute montagne. Elles ont aussi influencé profondément et durablement les sols d'Europe du Nord au cours des glaciations Quaternaires ( Van Vliet - 1985 ).

Sous l'influence de ces alternances, les profils subissent de profonds remaniements dont les principales caractéristiques sont les suivantes.

- Ségrégation des particules avec formation de structures finement lamellaires

- Sur pente : reptation de coulées boueuses;

- Lors du gel, injection vers le haut des horizons profonds provoquant un éclatement des horizons de surface  et un brassage généralisé du profil.

E) Notion de pédoclimat

La combinaison des trois facteurs, température, humidité, aération , et ses variations saisonnières , constituent le pédoclimat ou climat interne du sol. Le pédoclimat repreésente en grande partie les conditions du climat général, notamment en ce qui concerne la température et l'humidité, mais il dépend aussi en grande partie des conditions physiques intrinsèques du sol: perméabilité, porosité, texture ; pour un même climat général, il existe de nombreux pédoclimats différents, qui, représentent bien souvent les facteurs de station. A titre d'exemple, on peut opposer les pédoclimats des sols situés au somme ou à la base d'une pente, à exposition chaude, sur calcaire jurassique ( plateau lorrain ou bourguignon par exemple, cuestas bajociennes belges): sols chauds et secs au sommet, froids et humides à la base surtout s'il existe une nappe d'eau profonde.

L'importance considérable du péclimat sur l'altération, l'humification, la nutrition et la distribution des plantes est fondamentale.

 Selon Duchaufour :"Certaines classifications ont accordé une importance particulière au pédoclimat pour définir les sous-classes (ou sous-ordres), donc à un niveau [hiérarchique] élevé : par exemple la classification française de 1967 et la Soil Taxonomy. Malheureusement, la définition et la classification des pédoclimats manquent encore de précision ; les tentatives faites par la Soil Taxonomy pour donner des critères chiffrés sont difficilement applicables : dans ces conditions, il paraît préférable de prendre en compte les caractères intrinsèques du sol, visibles ou au moins mesurables, qui sont l’expression du pédoclimat et renseignent indirectement à son sujet"

Effets du pédoclimat

Toujours selon Duchaufour, les effets du pédoclimat se résument comme suit :

- Sur l'altération---Une chaleur et une humidité permanentes favorisent l'hydrolyse des minéraux, tandis que le froid et l'humidité, en entraînant l'évolution de l'humus vers un mor , provoquent une altération accélérée par acidolyse et complexolyse. 

- Sur la vie de la microflore --- Les microorganismes sont sensibles à la fois à la température, à l'oxygénation, à l'humidité et à leurs variations. Une dessication intense modifie totalement le spectre de la microflore en entraînant la mort de certaines espèces. L'hydromorphie ralentit l'activité des microorganismes tels que les bactéries cellulolytiques et les basidiomycètes ( Domergues , 1970).Ces réactions des microorganismes ont une profonde répercution sur le cycle des éléments, la nitrification est très active aux humidités moyennes , tandis que l'ammonification se poursuit jusqu'à des états de sécheresse avancés.

- Sur l'évolution de la matière organique --- La température et l'humidité gouvernent l'évolution de la matière organique fraîche, les mor sont fréquents dans les sols à pédoclimat froid. Les pseudogleys où les conditions réductrices sont sporadiques et localisés en profondeur n'ont que rarement des humus bruts  qui sont au contraire fréquents dans les stagnogleys. L'horizon A1 des gleys peu profonds, constamment très humides mais encore aérés, est épais et riche en matières organiques humifiées.  Réciproquement, un type d'humus défini crée son propre microclimat . Ainsi sur des roches mères riches en Fe , la faculté de structuration est meilleure : les litières évoluent le plus souvent vers des mull  ; cette évolution préférentielle engendre un pédoclimat particulier à forte aération et contrastes bien marqués, qui s'oppose à celui, plus uniforme des moder ( Toutain 1974 in Bonneau et Souchier dirigés par Duchaufour et Souchier - Masson 1979) .

- Sur la forme et la disponibilité des éléments --- La réduction du Fer et sa réoxydation, liées au pH et au Eh ( potentiel électrochimique du sol ), conditionnent la mobilisation de cet élément et ses mouvements dans plusieurs types de sols. Dans les moders peu aérés, le Manganèse s'élimine facilement à l'état divalent, tandis qu'il s'accumule sous forme trivalente dans les mulls où la microflore oxydante est plus active ( Vallée 1967). Une dessication poussée favorise la rétrogradation du potassium entre les feuillets des illites ; de ce fait, les carences en potassium sont fréquantes dans les climats méditerranéens.

- Sur la vie des racines  ---  D'après Lévy le développement du système racinaire en, profondeur, est d'autant plus grand que la stabilité structurale est plus élevée ( indice de stabilité structurale de Hénin ) , donc l'oxygénation meilleure. L'engorgement momentané du sol est souvent cause de la mort de nombreuses racines.     

Les contrastes saisonniers du pédoclimat sont aussi importants que les moyennes annuelles; par exemple, les alternances d'humidité et de sécheresse du climat tropical favorisent considérablement la polymérasisation des acides humiques. La réhumectation qui suit une dessication intense  s'accompagne d'une stimulation temporaire de la minéralisation du carbone et de l'Azote ( Dommergues 1970 ) . Ces variations sont particulièrement accusées dans les climats continentaux , méditerranéens et tropicaux  et dans certaines stations de montagne.

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 Extrait de " Duchaufour PEDOLOGIE tome 2 : constituants et propriétés du sol "

 

 

 


 

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Date de dernière mise à jour : 21/06/2014