Pédologie 18

Chimie du sol

III. PROPRIETES CHIMIQUES des sols

II.1 Généralités - définitions

Si les propriétés absorbantes de certaines terres sont connues empiriquement depuis fort longtemps ce n'est que depuis environ 1 siècle et demi que les chimistes ont bien perçu le phénomène de l'échange d'ions qui fait qu'un sol peut jouer le rôle de source ou de puits pour les ions de la solution qui le traverse.

Les premières études quantitatives à ce sujet furent publiées par par JT Way en 1852 qui, à la suite de travaux conduits avec des terres, des argiles des aluminosilicates synthétiques et des solutions contenant les ions les plus couramment rencontrés dans les sols, jeta les bases, presque toutes correctes de l'échange ionique. La structure des échangeurs étant depuis de mieux en mieux connues, des modèles théoriques cernant au plus près la réalité accessible ont été établis. Cependant ils sont parfois difficiles à appliquer et constituent un facteur limitant, étant donné le nombre important d'ions réagissants  impliqués dans certains de ces systèmes.

II.2 Composition de l'atmosphère des sols et oxydo-réduction (Bibilo particulière: DUCHAUFOUR  Pédologie - 2 constituants et propriétés du sol).

II.2.1 Composition.

L'oxygène est indispensable à la respiration de la plupart des microorganismes du sol et à celle des racines. O2 et les autres gaz sont localisés dans les pores sous deux états : gazeux , c'est l'atmosphère du sol, ou dissous dans les solutions du sol . A la capacité de rétention, l'atmosphère occupe la macro-porosité. La teneur en gaz d'un sol peut varier fortement sur de courtes distances  ( zones freinant la diffusion ou ou emplacements à forte production de CO2.

 Les prélèvements de gaz sont analysés par chromatographie en phase gazeuse ( 0,5 à 3 cm3 d'échantillon suffisent ).Les prélèvements de gaz sont analysés par chromatographie en phase gazeuse ( 0,5 à 3 cm3 d'échantillon suffisent ). La composition constatée est relativement stable, car il s'établit un équilibre entre deux phénomènes :

- D'une part consommation d'O2 et production de CO2

- Renouvellement d'autre part.  

En sol bien aéré la proportion d'O2 est comprise entre 18 et 20,5 % mais elle peut descendre à 10 % après une pluie et même à 2 % ( mauvaise structure, proximité des racines .

CO2 étant produit dans le sol , y est à une teneur plus élevée que dans l'air libre (0,03%) ; cette teneur varie en sens inverse de celle d'O2. En moyenne de 0,3 à 3% , elle peut atteindre 5 à 10 % ou même plus ( rhizosphère , incorporation récente de résidus végétaux) et augmente avec la profondeur . Le pourcentage de N2 est très voisin de ce qu'il est dans l'atmosphère libre  ( environ 79 %).

Divers autres gaz peuvent se trouver dans le sol : N2O, Argon, H2,H2S, méthane etc... . ( ces trois derniers dans des conditions de forte anaérobie).

II.2.2 Facteurs dont dépend la composition

La diffusion est le facteur essentiel des échanges avec l'extérieur , donc de renouvellement de l'atmosphère du sol. Les sols à faible macroporosité  ( forte teneur en eau , structure détruite et les horizons profonds tendent donc à s'enrichir en CO2 et s'appauvrir en O2. Une importante occupation racinaire , une forte activité des microorganismes , augmentent la teneur en CO2. La température a deux effets contraires : accélération de la diffusion, donc du renouvellement ; augmentation de la production de CO2 , nulle à 0°C, mais qui double entre 15 à 20 °C.

II.2.3 Les gaz dissous

On effectue l'analyse à partir d'échantillons de la solution du sol ; mais leur extraction est très délicate , sauf dans le cas de l'eau libre. On peut utiliser la chromatographie en phase gazeuse ou l'électrode pO2. La mesure in situ de la vitesse de diffusion de O2 (VDO ou ODR en anglais )  est particulièrement intéressante . La VDO traduit la capacité d'approvionnement des racines en O2, intégrant la diffusion en phase gazeuse  ( si elle existe ) et le transfert en phase liquide. On la mesure par polarographie . Une différence de potentiel appliquée entre un électrode au calomel et une cathode de platine  ( qui doit être recouverte d'un film d'eau )engrendre, par réduction de O2 à la surface de la cathode, un courant proportionnel à VDO. celle ci étant chiffrée en 10-8 gm.cm-2.min-1   : VDO = = I . 0,5/A   (avec A  : surface active de l'électrode, en centimètres carrés; I : intensité du courant en microampère ).

La croissante des végétaux est satisfaisante au dessus de 20 et devient optimum vers 4; la VDO peut descendre à 5 en sol engorgé  et même devenir nulle dans le cas de nappes réductrices. La mesure du Eh ( ci-après ) renseigne également sur la teneur en O2 dissous.

La teneur en gaz de la solution du sol dépend de la composition de l'atmosphère et de l'importance de la surface de contact entre cette atmosphère et la phase liquide. CO2 étant plus soluble que O2, la concentration en O2 est beaucoup plus faible dans les solutions du sol que dans l'atmosphère du sol ; c'est l'inverse pour CO2.

De l'eau saturée en air à la pression atmosphérique contient 6 mg O2/l à 20°C ( la solubilité du gaz est d'autant plus élevée que la température est plus basse ). La concentration en O2 peut atteindre cette valeur dans des nappes renouvelées, en hiver, mais elle est dans le sol nettement inférieure ( par ex 2mg O2/l ) à cause de l'extrême lenteur de diffusion de gaz dans l'eau ; il peut même y avoir absence totale d'O2

II.2.4 Niveau d'oxydo-réduction du sol

 Le sol est soumis a un grand nombre de couples d'oxydo-réduction qui varient en même temps que les facteurs physiques chimiques et biologiques. Il s'agit d'un système à faible capacité d'oxydo-réduction, particulièrement hétérogène, constitué de microsites à propriétés oxydantes ou réductrices variables. Mais, de même que l'on parle de l'acidité moyenne d'un sol, on peut parler des propriétés oxydo-réductrices moyenne d'un horizon.  

 II.2.4.1 Le potentiel d'oxydo-réduction et sa mesure.

RAPPEL THEORIQUE

L'un des paramères les plus souvent utilisé pour rendre compte des propriétés récductrices ou oxydantes des sols est le potentiel d'oxydo-réduction.  Entre chaque couple d'oxydo-réduction ( par exemple NO3- / NO2-, Fe3+ / Fe 2+, Mn 4+ /Mn 2+ ) il y a échange d'électron entre le corps réducteur ( donneur d'électrons ) et le corps oxydant ( accepteur d'électrons ).

Le document PDF qui suit sous forme de lien, résume la théorie concernant la formule de Nernst :

- Cas d'un couple rédox avec électrode normale à Hydrogène

- Cas d'un couple rédox et intervention dans le système de protons H+

nernst.pdf nernst.pdf

 Si la différence de potentiel est mesurée avec d'autres électrodes de référence que l'électrode à hydrogène :

Eh = E mesuré par potentiomètre + E électrode de référence utilisée.

Une solution de Zobell dont on mesure par potentiométrie avec un électrode au calomel  la valeur de E donne comme résultat : 185 mV à 25°C .

Eh est donc égal à 185 mV + 244,4 mV ( potentiel de l'électrode de référence au calomel ) soit environ 428 mV par rapport à l'électrode de référence à l'hydrogène.

Le Document suivant donne la théorie complète de l'oxydo réduction

chap8-dolredox2-2007.pdf chap8-dolredox2-2007.pdf

II.2.4.2 Résultat des mesures de Eh dans le sol

 Eh varie pour l'ensemble des sols terrestres , entre 900mV ( conditions oxydantes ) et -300 mV ( conditions très réductrices ) . Il dépend de plusieurs facteurs .

a) Concentration et humidité :

Le potentiel d'oxydo-réductiond'un système dépend à la fois de la concentration globale de l'élément actif ( par exemple le Eh passe de 140 mV à 380 mV lorsque la concentration en fer passe dans une eau carbonatée de 10-2 à 10-6  et du rapport des éléments ( ainsi si Fe3+/Fe2+ = 100, Eh = 890 mV, si Fe3+/Fe2+ = 1/10, Eh = 650 mV ) .

Les variations d'humidité du sol créent des variations de concentrations en éléments du syxtème rédox mais surtout provoquent une réorganisation de la microflore du sol qui aboutit à des niveau de Eh très différents.

b) pH

L'addition d'ions H+ dans un système redox abaisse le Eh du système. Des mesures saisonnières in situ du Eh et du pH des horizons A1 d'un sol brun eutrophe , d'un sol brun acide et d'un podzol permettent de prévoir, en se basant sur les diagrammesd'équilibres Fe3+/Fe2+    aux concentrations habituelles du sol, qu'il y aura peu ou pas d'ions Fe2+ dans les sols bruns alors qu'ils seront dominants par rapport aux ions Fe3+dans le podzol. 

Sans titr

c) Présence de substances organiques

L'introduction de matières organiques dans le système sol abaisse le potentiel rédox ( Kauffmann et al., 1956 ; Meek et al., 1968 ). Ainsi lors d'une pluie les matières organiques hydrosolubles réductrices des pluviolessivats de feuilles vertes provoquent une baisse brutale de Eh de 200 mV dans les horizons A1 rapide, tandis que dans le moder elles sont immédiatemment éliminées : le Eh initial se rétablit en 2 heures. 

d) Rôle de la microflore

De nombreux auteurs ont montré l'importance de la microflore dans les processus d'oxydo-réduction en conditions aérobies ou anaérobies ( ex : Berthelin, 1975 ). Si le sol est hydromorphe et qu'il comporte des substrats métabolisables, la microflore consomme d'abord l'oxygène du sol puis réduit Mn4+ en Mn2+ , puis Fe3+ en Fe2+, Le Eh s'abaisse  d'autant plus qu'il y a de substances carbonées énergétiques dans le milieu. La présence de bactéries sulfatoréductrices  induit des potentiels d'oxydo-réduction très bas ( compris entre 0 et - 220mV ), alors que l'activité des algues tend à faire remonter le Eh du milieu.

c) Accepteurs d'électrons

Certaines substances  qui acceptent les électrons , empêchent la baisse de Eh : NO3-, MnO2 ou Ca(ClO3)2

II.2.4.2. Influence du niveau d'aération et du niveau d'oxydo-réduction sur l'évolution des sols

L'état d'aération ainsi que le niveau d'oxydoréuction règlent un grand nombre d'équilibres physico-chimiques et biochimiques de grande importance dans le sol;

Aération du sol et activité biologique

L'oxygène atmosphérique stimule des microorganismes aérobies, notamment les nitrificateurs . Au dessous de 8% d'O2  dans l'atmosphère du sol, les processus anaérobies apparaissent; la dénitrification apparaît aux très faibles teneurs ( Eh < 350 mV).

A une concentration inférieure à 10 %, le CO2 gazeux stimule les champignons, mais devient toxique à des teneurs de plus de 50 %.

Les gaz dissous ont également une grande influence  : la nitrification ne débute que pour une concentration des solutions du sol en O2 supérieures à 4.10-6 M

O2 et CO2 gazeux ou dissous peuvent être distribués de manière très hétérogène, ce qui explique la présence simultanée dans un même sol de réactions aérobies et anaérobies.

II.3 Complexe absorbant , généralités, définitions - très importantes notions pour l'agronomie 

L'état du complexe absorbant, et ses modifications éventuelles par échange d'ions, offrent une importance considérable dans la mesure où ils régissent par l'intermédiaire du pH, l'activité biologique, la structure et la fertilité minérale des sols . On désigne par l'expression "complexe absorbant " l'ensemble des "colloïdes" ( au sens large du terme, composés humiques et argiles ), dotés de charges négatives susceptible de retenir les cations sous la forme dite échangeable , c'est à dire pouvant être remplacés par d'autres cations , dans certaines conditions précises. 

Argilohumique

 

Les micelles d'humus et d'argiles, toutes deux électronégatives, ne peuvent, en théorie, se fixer les unes aux autres. Pourtant, les argiles et les humus forment des complexes appelés complexes argilo-humiques.

Cette complexation est rendue possible selon trois modalités :

1) Par l'intermédiaire de ponts calciques. Ce mode de fixation est particulièrement solide. Dans les sols calcaires, l'humus en vient à n'être pratiquement plus disponible par minéralisation et les agrégats du sol sont particulièrement résistants à la dispersion par les précipitations.

2) Par l'intermédiaire des hydroxydes de fer et d'alumine. Ce mode de fixation est surtout celui que l'on observe dans les sols bruns. Ce mode de fixation est moins stable que celui assuré par les ponts calciques.

3) Par l'intermédiaire de ponts aluminium aux points de rupture des feuillets d'argile. Ce mode de fixation fait aussi intervenir un échange d'ions OH-.

Le complexe argilo-humique est davantage hydraté que pourraient l'être les micelles argileux ou les micelles humiques. Cette hydratation, bien qu'elle s'oppose à la floculation de l'ensemble, protège le complexe, quand il est floculé, de la dispersion provoquée par la battance des pluies ou l'excès d'humidité.

L'humus qui assure cette hydratation protège donc l'argile. Mais en contrepartie, l'argile protège les humus des attaques microbiennes. Les sols riches en complexes argilo-humiques sont riches en humus gris, alors que ceux qui en sont davantage dépourvus comptent surtout des acides fulviques, peu polymérisés, qui disparaissent vite des sols surtout si ceux-ci sont pauvres ou dépourvus de calcium.

Signalons qu'en contrepartie , les minéreaux insolubles du sol à charges positives ( par exemple les sesquioxydes ou oxyhydroxydes ), retiennent de la même façon , les anions ( PO43-  , SO42- )  : ils constituent un complexe anionique caractérisé par les propriétés d'échange comparables : les échanges anioniques seront étudiés plus loin ( phosphore )

Les ions échangeables du complexe absorbant sont en équilibre avec les solutions du sol : toute modification de la composition de la solution du sol provoque un changement de cet équilibre par " échange " : certains ions du complexe passent en solution ( désorption ) et sont remplacés par d'autres ions qui étaient auparavant en solution ( adsorbtion ) .

On admet que les ions à charge positive forment une double couche dite de Gouy-stern au sein de la couche d'eau de solvatation qui entoure les colloïdes électronégatifs  et compensent les charges négatives : une couche dense accolée à la surface électronégative du colloïde , peu mobile ; une couche " diffuse " plus mobile donc plus facilement échangeable ; à l'extérieur de cette couche d'eau , se trouvent les ions "libres", au sein de la solution du sol.  

 Scan0003 5

Exemple d'un phénomène d'échange : apport d'un engrais potassique dans un sol à complexe saturé d'ions ca2+

Sol Ca + 2 KCl --> CaCl2 + Sol 2K

K remplace Ca dans le complexe, alors que Ca passe en solution : on notera que deux atomes de K remplacent un atome de Ca, ce qui signifie que l'échange se fait entre équivalents chimiques.  Il existe dans le comlplexe absorbant deux grand types d'ions retenus  :

1) Les ions générateurs d'acidité, H+ et Al3+  , les premiers directement et les seconds indirectement, dans la mesure ou ils libèrent H+ lors de la décomposition de l'eau ,     réaction acide suivante : 

Sans titre 1538

2) les ions dits basiques  ( on dit couramment bases échangeables ), qui élèvent le pH du sol. Ces ions sont au nombre de quatre : Ca2+ , Mg2+, K+ et Na+  . Lorsque l'ensemble de ce complexe absorbant ( complexe argilo-humique ) est saturés par ces ions, le sol est neutre ou légèrement alcalin.

5f02bfccdddedefc3f54ec04bfd3d4d8

Notons en remarque qu'entre les cations échangeables et ceux qui font partie du réseau cristallin des minéraux, il existe des formes intermédiaires,  qui ne sont pas interchangeables , mais peuvent le devenir dans certaines conditions  ( rôle des alternances humectation, dessication ) : par exemple certains cations présents dans les minéraux , en cours d'altération, devenus poreux; également des cations dits " fixés " , tels les ions K+ , fixés dans l'intervalle des feuillets des illites.

II.4 Valeurs caractéristiques

Elles permettent de caractériser pour un sol donné, l'état du complexe absorbant, qui est relativement constant pour un sol en équilibre stable avec le milieu, il existe certaines variations saisonnières , dont il convient de tenir compte : voir ci-dessous pH. On définit ainsi certaines valeurs caractéristiques, en utilisant un système d'unités , indépendantes du poids atomique des cations absorbés, donc permettant de les additionner ou d'établir des rapports caractéristiques entre eux : ces unités sont les milliéquivalents ( désignés par m.e ), exprimés pour 100 gr de matière sèche. Un autre mode d'expression est également utilisé : cmol+/kg   ( centième de môle par kg ) , ce qui correspond au milliéquivalent par kg. Pour les ions monovalents, 1 mole = i équivalent ( K+) ; Ca++ , 1 mole = 2 équivalents ; Al3+ , 1 mole = 3 équivalents.

Trois valeurs sont ainsi définies pour caractériser un sol :

- La capacité d'échange cationique T ou CEC, quantité maximale de cations qu'un sol peut absorber  ( pour 100 gr de matière sèche );

- Somme des bases échangeables ( S ), c'est à dire Ca2+, Mg2+, K+, Na+ ; l'ion NH4+ peut être présent, mais étant très minoritaire, il n'est pas pris en compte; CEC - S représente l'acidité totale ou potentielle : Al3+ et H

- Taux de saturation en "bases" ; V = S/T % 

Méthode de mesure

Elle consiste à échanger tous les ions du sol " basiques " ou " acides" , contre un ion peu ou non représenté dans le complexe , NH4+ ou Ba2+ , en faisant percoler au travers d' un échantillon de sol, une quantité suffisante d'une solution saline , par exemple l'acétate d'ammonium Normale à pH 7; l'ion NH4+ est échangé et absorbé par le sol et dosé dans la solution percolée par distillation. ce qui permet d'obtenir la valeur de CEC. Dans la solution de percolation, se trouve aussi l'ensemble des cations échangeables  que l'on peut doser soit globalement  ( S = Ca + Mg + K + Na ), soit séparément.Cette mesure obtenue à partir d'une solution tamponnée , donne la CEC à pH7 ( potentielle) .  On peut aussi mesurer pour CEC, à l'aide d'une solution non tamponnée , qui s'ajuste au pH du sol, CaCl2 ou KCl par exemple :  on obtient ainsi la CEC au pH du sol ( effective ) qui est nettement plus faible pour les sols acides .

1. CAPACITE D'ECHANGE ( T  ou CEC )  

La capacité d'échange varie avec le pH, lorsqu'un sol acide est progressivement neutralisé ( par apport d'amendements calciques par exemple ), on constate qu'à mesure que le pH monte , le sol devient capable d'absorber de nouvelles quantités de Calcium : c'est la raison pour laquelle les agronome ont pris l'habitude de mesurer la capacité d'échange potentielle à pH7 ( à l'aide de solutions tamponnées ), car le but poursuivi était d'utiliser la capacité d'échange pour le calcul du besoin en chaux , en vue d'amener le pH du sol à neutralité. Il fallait donc connaître la quantité maximale de Calcium que le sol pouvait fixer à ce pH. Par contre , pour définir l'état actuel du complexe absorbant d'un sol acide, il est préférable de mesurer la valeur de la capacité d'échange effective, au pH du sol ( utilisation de solution non tamponnée ) : on obtient alors des valeurs de CEC plus faibles ( souvent la moitié ) pour les sols très riches en matière organique : cette mesure au pH du sol largement utilisée pour l'étude des sols acides en forêt. Ces variations de la capacité d'échange s'expliquent par le fait qu'il existe , au sein du complexe argilo-humique , deux types de charges négatives , les charges permanentes, qui sont indépendantes du milieu extérieur , et les charges variables qui se développent au fur et à mesure que le pH s'élève : ces dernières proviennent de la dissociation progressive des groupement COOH et de l'intervention des ions complexes alumineux Al(OH)2+  et Al(OH)2+ qui précipitent sous la forme insoluble Al(OH)3 , lorsque le pH s'élève et libèrent ainsi des charges négatives.

Dans les instances internationales , on a pris l'habitude, pour les analyses courantes, de donner les valeurs de CEC ou V mesurées à pH 7. Cependant certaines classifications ( soil Taxonomy ) utilisent les deux valeurs.

Les composés humiques en raison de leurs nombreux groupements fonctionnels COOH et OH  ( plus ou moins dissociés selon le pH ) ont une capacité d'échange plus élevée que les argiles , et constituées surtout de charges variables. Parmi les argiles , les argiles gonflantes ( montmorillonites, vermiculites ) offrent le maximum de charges , surtout permanentes, celles-ci étant disposées aussi bien sur la face externe que sur la face  interne des feuillets. Les illites, au contraire voient leur capacité d'échange réduite par la présence des ions K+ fixés ( non échangeables ) entre les faces internes  des feuillets ; enfin, la capacité d'échange de la kaolinite , limitée aux charges des zones de rupture latérale des feuillets, est très faible et de type "variable". Les allophanes, par contre, ont une capacité d'échange élevée, mais composée essentiellement de charges variables.

Composants du complexe CEC ( m.e par g ) types de charges dominantes

composés humiques

argiles

montmorillonites

vermiculites

illites

kaolinites

allophanes

2 à 5

 

1

1 à 1,5

0,2 à 0,5

0,05 à 0,1

1

variables

 

permanentes

permanentes

permanentes

variables

variables

   

Remarques : certaines argiles ( illites ouvertes, vermiculites ) , se contractent en présence d'ions K+ ( ou cations alumineux ) qu'elles fixent, qui abaissent la capacité d'échange.

2. CATIONS BASIQUES ECHANGEABLES

A égale concentration dans les solutions du sol, les divers cations ne sont pas absorbés de manière équivalente : on peut alors définir la force d'échange  , qui est surtout fonction de la valence électronique : Al3+ > Ca 2+ > K+... à valence égale les ions les moins hydratés sont absorbés de facon préférentielle par rapport aux plus hydratés : K+ > Na+.Dans les sols riches en MO, l'ion Ca++ est favorisé par rapport aux autres cations en raison de l'affinité particulière des composés jumiques pour ces caions . Au total, les ions basiques se classent en ce qui concerne la force d'échange , de la façon suivante  Ca2+ > Mg 2+ > K+ >Na+ .

Par ailleurs, les phénomènes de dilution ( en période humide )ou de concentration ( en période sèche ) des solutions du sol ont une grande influence sur les phénomènes d'échange  ( Même si les rapports concentration des cations entre eux dans la solution du sol ne varient pas ) S'il y a dilution, les cations monovalents absorbés ( par exemple Na+) absorbés sont échangés comme des bivalents ( Ca++) et passent en solution , ils sont alors facilement entraînés par les eaux de drainage. L'inverse se déroule en saison sèche, mais alors les cations bivalents ne peuvent être entrainés ( absence de drainage ).

Ces considérations expliquent qu'en climat tempéré, à saison humide, les cations monovalents même s'ils sont abondants dans le substrat d'origine , sont toujours très minoritaires dans le complexe ; Il en est tout autrement des climats arides pour lesquels le drainage est pratiquement nul en toute saison : les ions Na + libérés en abondance par certains matériaux  ( phonolythes, trachytes ) peuvent alors être partiellement échangés contre Ca2+ et Mg2+, et représenter une part importante de S ( alcalinisation, voir plus loin ) .

Mais ceci n'est qu'une exception , et dans la plupart des climats à saison humide , les cations retenus se classent dans l'ordre     Ca > Mg > K > Na.

Ca2+ représentant à lui seul, environ 70 à 80 % de S et même plus de 90% dans la plupart des rendzines, à forte réserve calcique. 

3.TAUX DE SATURATION 

S étant une valeur constante et bien déterminée, le taux de saturation varie , selon que l'on prend en compte la capacité d'échange effective ou potentielle ; pour les sols acides , il est plus élevé dans le premier cas que dans le second cas : seule, la valeur S/T, établie au pH du sol, rend compte de l'état actuel du complexe absorbant. 

Un sol est dit saturé lorsque S = T, donc S/T = 100 %; il n'y a dans ces conditions aucun ion acide : c'est le cas des sols à forte réserve calcique ( rendzines, chernozems ). Dans la pratique, on admet qu'un sol se comporte en sol saturé lorsque S/T ne descend pas en dessous de 85-90 %( sol brun eutrophe ). Dans des sols à complexe désaturé, les ions H+ et Al 3+ prennent une importance notable : on s'est longtemps contenté de les évaluer par la différence T-S cependantdesrcherches(Penel 1979 ; Espiau, 1987 ) on montré le grand intérêt pratique qu'il y avait à distinguer les deux formes d'acidité , à l'aide de mesure précise, effectuées par titrimétrie . Si l'ensemble des ions H+ + Al3+, augmentent l'acidité et provoque une baisse de l'activité biologique globale ( des horizons humifères notamment ), l'ion Al 3+ exerce, une action directe, toxique , à l'égard du développement racinaire de certaines plantes ( espèces dites neutrophiles ) .

La figure qui suit, donne une comparaison entre différents types de sol, concernant les principales caractéristiques de leur complexe absorbant : la surface des cercles est proportionnelle à la valeur de T ( ici mesurée à pH 7, selon la méthode internationale ) : 40 environ pour un chernozem, 18 à 20 pour un sol brun tempéré, 10 pour un podzol ( horizon A1 ) ( elle s'abaisserait à une valeur inférieure à 10 pour un sol ferralitique ).

Scan0005 5

IV L'ACIDITE ET LE pH DES SOLS - POUVOIR TAMPON.

L'acidité du sol est définie à partir de la concentration en ions H+: on oppose l'acidité actuelle ,qui correspond à la concentration en ions H+ libres, existant dans la solution du sol, à l'acidité potentielle , qui exprime la somme des ions H+ échangeables ( beaucoup plus abondants ), qui constitue une "réserve" actuellement non disponible et qu'on mesure soit par titration, soit par échange avec une solution saline. Le pH exprime l'acidité actuelle  : c'est le cologarithme de la concentration en ions H+ de la solution du sol ( il convient de rappeler que les sols à pH inférieur à 7 sont acides, ceux à pH supérieur à 7 sont basiques , la neutralité correspondant à un pH 7).  

La mesure de pH se fait à l'aide de pH mètre à électrodes; dans un mélange de sol et d'eau , dans la proportion 1/1. Beaucoup de chercheurs ou techniciens préfèrent effectuer cette mesure dans une solution de KCl 0,1 N, ce qui donne des résultats plus reproductibles . Mais en raison de l'échange d'ions K+ contre des ions H+, on obtient un pH plus bas de 0,2 à 1 suivant les sols.

1. Relation entre pH et le complexe absorbant

Le pH permet de définir, d'une manière approximative, l'état du complexe absorbant , notamment le taux de saturation S/T %. Ceci s'explique aisément par la comparaison entre un sol saturé  ( ion Ca2+ ) et un sol entièrement désaturé ( par exemple, ne comportant que des ions H+ ou Al 3+ ).

Sol Ca 2+ + 2 H2O <=> Sol H2 + Ca(OH)2, qui élève le pH : selon la pression de CO2 ( voir pouvoir tampon ), le pH est de 6,5 à 7,5.

Sol H+ <=> Sol + H+ ( en solution, pH de l'ordre 3, valeur théorique exceptionnellement atteinte).

Sol Al3+ + 3 H2O <=> Sol + 3 H+ + Al ( OH )3 , le pH est de l'ordre de 4 pour un sol saturé en Al3+. En fait le décomposition de l'eau se fait par étapes :

Al3+ + H2O --> Al(OH)2+ + H

Al(OH)2+ + H2O --> Al(OH)2+ + H+

Al(OH)2+ + H2O --> Al(OH)3 + H+

Lorsque les ions "acides" et "basiques"  s'équilibrent dans le complexe, le pH est intermédiaire et se situe entre 5 et 6. Les études statistiques montrent effectivement une corrélation entre le pH et le taux de saturation, comme l'indique la figure qui suit.Mais si la corrélation ainsi établie est relativement étroite aux deux extrémités ( milieux acides et neutres), il n'en est pas de même pour les valeurs intermédiaires  : les courbes en tireté qui entourent les points , s'écartent sensiblement au niveau des pH 4,5 et 5, ce qui est le signe d'une corrélation beaucoup plus floue. La raison tient au fait que les ions " acides " sont variés : H+, Al 3+, Al(OH)2+,Al(OH)2+, chacun  d'eux engendrant un pH différent, qui va en croissant du premier au quatrième.Les ions alumineux complexes sont, par ailleurs plus difficilement échangeables. 

Scan0001 13 

Cette observation permet, par exemple d'opposer "l'acidité organique" (horizon A0 d'un humus de type "mor" : ions H+ dominants, qui est très forte ( pH = 3,5 pour un sol désaturé) à l'acidité minérale  [( horizon B d'un sol brun acide ) : ion Al3+ dominant provenant de l'altération des argiles en milieu acide] et qui pour un sol fortement désaturé et de l'ordre de 4,5 ( certains horizons A1, moder acide , ont une acidité mixte) . 

Ceci permet de comprendre pour quoi deux sols ayant même pH ( voisin de 5 ), par exemple un sol brun acide et un sol colluvial très humifère, peuvent offrir des taux de saturation très différents, si on prend soin de mesurer T au pH du sol : le premier sol est un sol désaturé et comporte surtout des ions Al3+ , et Al(OH)2+ très toxiques, le second est presque saturé et contient des ions peu toxiques ( H+ et Al(OH)2+ ) dont l'effet est neutralisé par les ions Ca2+.  Dans ces conditions, les espèces neutrophiles  ( Mercuriale pérenne ) peuvent croître sur le second sol, mais non sur le premier.    

Ceci permet de comprendre pour quoi deux sols ayant même pH ( voisin de 5 ), par exemple un sol brun acide et un sol colluvial très humifère, peuvent offrir des taux de saturation très différents, si on prend soin de mesurer T au pH du sol : le premier sol est un sol désaturé et comporte surtout des ions Al3+ , et Al(OH)2+ très toxiques, le second est presque saturé et contient des ions peu toxiques ( H+ et Al(OH)2+ ) dont l'effet est neutralisé par les ions Ca2+.  Dans ces conditions, les espèces neutrophiles  ( Mercuriale pérenne ) peuvent croître sur le second sol, mais non sur le premier.

La nature des cations basiques variant peu dans la plupart des sols ( Ca2+ et Mg2+ dominants) elle n'influence en général pas le pH, sauf dans un cas : celui des sols caractérisés par l'abondance des ions Na+  ( sols salsodiques dit " sols salins " ), dont le pH peut dépasser 9, en raison de l'hydrolyse des argiles sodiques qui provoque une alcalinisation du milieu.

ArgileNa + H2O <=> ArgileH + Na+ + OH-

( en présence de CO2, il se forme des carbonates ou bicarbonates de Sodium )

2. Variations saisonnières du pH et du taux de saturation 

Le pH et le taux de saturation des sols varient seulement de façon limitée en fonction des saisons ; dans les sols à végétation permanente , leur valeur moyenne traduit un état d'équilibre caractéristique du profil, entre la production dions H+ qui intervient en cours d'humification, et l'apport d'ions basiques compensateurs , par le processus d'altération et les remontées biologiques ( cycles biogéochimiques ). En matière agricole cependant, si on excepte sols très bien pourvus en réserves calciques ( calcaire actif ) , les apports de cations par apport de matières organiques fraîches sont généralement insuffisant pour compenser les pertes massives, liées d'une part à l'entraînement des nitrates de Calcium solubles, d'autre part aux exportations par les récoltes  : une compensation par apports artificiels d'amendements est alors nécessaire. 

Dans les milieux non cultivés, le pH et le taux de saturation oscillent saisonnièrement  entre un minimum et un maximum, la différence pouvant dans certains cas dépasser 1 degré de pH : dans les mulls, la forte nitrification printanière abaisse le pH, alors que la dilution des ions H+ des solutions , en période hivernale, a tendance à l'élever. Les fortes dessications estivales, caractéristiques des climats continentaux ou méditerranéens, provoquent une restauration du complexe en Calcium ( donc une élévation du pH), consécutive aux remontées capillaires des sels de calcium ( sols fersiallitiques ). 

3. Le pouvoir tampon des sols

Comme tous les milieux dits " tamponnés " , le sol s'oppose plus ou moins efficacement aux variations brutales de pH, lorsqu'on lui incorpore soit des acides, soit des bases.

- Les sols les plus efficacement tamponnés sont les sols contenant de la matière organique et du calcaire actif, grâce au système : CaCO3/Ca(HCO3)2/H2CO3 , qui les caractérise. Leur pH varie de 7,5 à 6,5 en liaison avec la pression saisonnière en CO2 ( éventuellement 6 pour une teneur très élevée en CO2 ) .

- Les sols bien tamponnés à l'égard des acides , sont ceux qui contiennent d'abondantes réserves en calcium , donc à complexe saturé , voire les horizons minéraux contenant CaCO3 , ainsi les polders calciques résistent à l'acidification due à l'oxydation des sulfures ( production de H2SO4) ; les sols agricoles à complexe saturé ne s'acidifient pas malgré la forte nitrification .

- Les sols acides sont tamponnés aussi bien à l'égard des bases qu'à l'égard des acides, grâce à l'intervention des éléments du complexe absorbant qui sont à l'origine des charges variables ( matières organiques, allophanes, ions complexes alumineux). Par exemple , sous l'influence d'un apport de bases, les ions alumineux évoluent dans le sens Al3+ --> Al(OH)2+-->Al(OH)2+--> Al(OH)3 , à charge de plus en plus faible, et en sens inverse par adjonction d'un acide : ces transformations contrarient les modifications du pH dans les deux sens.

Dans la pratique, il est essentiel de tenir compte du pouvoir tampon en vue du chaulage d'un sol : pour élever le pH d'un degré ( de 5 à 6 par exemple ), il faut 4 à 5 fois plus de chaux pour un sol limoneux, il faut 4 à 5 fois plus de chaux pour un sol limoneux ( bien tamponné ) que pour un sol sableux ( mal tamponné ). De telles différences peuvent se mesurer avec précision au laboratoire, par titrimétrie  à l'aide de solution NaOH N/10, pour un échantillon de 10 gr de sol, chaque cm3 de solution titrée donne exactement le nombre de m.e./100g nécessaires pour élever le pH jusqu'à la neutralité.  

 

 

 

 

   

   

 

 

 

   

 

 

 

 

 

 

 

    

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

  

 

 

 

Aucune note. Soyez le premier à attribuer une note !

Ajouter un commentaire
Code incorrect ! Essayez à nouveau

Date de dernière mise à jour : 23/06/2015