Pédologie pour l'agronomie 3

2. LES CONSTITUANTS DU SOL.

2.1.  Fractions solide, liquide et gazeuse.

Il existe dans le sol trois grands groupes de composants que l'on peut distinguer aisément :

1) Une fraction solide qui contient deux parties bien distinctes, des éléments organiques et des éléments minéraux. Les premiers sont l'ensemble de la matière organique morte ou vivante du sol. Celle ci est quantitativement minoritaire par rapport aux éléments minéraux qui représentent la majeure partie de la masse du sol.

2) Une fraction liquide  , plus souvent appelée solution du sol, qui comprend de l'eau contenant des substances dissoutes provenant de l'altération des roches, des phénomènes de pédogenèse ou des apports extérieurs, par exemple des engrais solubles.

3) Une fraction gazeuse : l'atmosphère des sols dont la composition quantitative se distingue de celle de l'air ambiant pour certains composants.

2.2. La fraction solide

2.2.1. Composition de la fraction solide

La fraction solide constitue le support matériel du sol. A cet égard, elle est l'élément principal du sol. détaillons un peu ses deux éléments constitutifs :

A. Les éléments organiques ou humus comprennent deux parties :

1) une fraction à structure + ou - organisée, ce sont les débris animaux ou végétaux.

2) une fraction sans structure nette, à l'état très fin, colloïdal, ce sont les composés humiques de néoformation ou humus proprement dit .

B. Les éléments minéraux se subdivisent en deux parties :

1) Les éléments minéraux non altérés surtout abondants dans la partie grossière du sol ( sables et limons).

2) Le complexe d'altération, c'est la fraction fine du sol qui jouit des propriétés colloïdales. On admet que ces colloïdes minéraux correspondent à l'ensemble des particules minérales d'un diamètre inférieur à 2 microns et on les dénomme "argile" . Il s'agit de l'argile granulométrique, mélange hétérogène de minéraux variés , à ne pas confondre avec l'argile minéralogique ( voir plus loin).

Sur le terrain, et en pratique, on peut évaluer la classe texturale en triturant une boulette de terre entre le pouce et l'index, mais cette appréciation demande de l'expérience et est subjective.

Remarques :

1) Les éléments minéraux sont importants, mais il faut distinguer parmi ceux-ci les éléments grossiers - simple support inerte ou réserve minérale pour l'avenir-des éléments fins - à propriétés physico-chimiques particulières.

2) Les propriétés physico-chimiques de la fraction fine sont essentiellement : 

- La sorption des ions nutritifs ( absorption et adsorption ). Rôle dans la nutrition des plantes. 

- La liaison entre les particules grossières du sol , point de départ de l'agrégation puis de la structure du sol dont dépendent ses rapport avec l'eau et l'air.

3) Pour évaluer la texture d'un sol, la séparation des différentes fractions est nécessaire, elle est réalisée par l'analyse granulométrique. Les différentes fractions alors obtenues sont :

- Les sables ( particules dépassant 50 microns ).

- Les limons ou "silt" ( particules comprises entre 2 et 50 microns)

- les argiles ( éléments inférieurs à 2 microns) sont des groupements hétérogènes au point de vue minéralogique, seules les argiles ont des propriétés communes grâce à la finesse de leurs particules.

2.2.2 Classification des textures

Il est possible de de regrouper les textures en quatre classes fondamentales, qui permettent de définir approximativement les propriétés du sol :

- Texture sableuse, sol bien aéré, facile à travailler, pauvre en réserves d'eau, pauvre en éléments nutritifs, faible capacité d'échange cationique et anionique.

- Texture limoneuse, l'excès de limon et l'insuffisance d'argile peuvent provoquer la formation d'une structure massive, accompagnée de mauvaises propriétés physiques. Cette tendance est corrigée par une teneur suffisante en humus et en calcium. Les limons argilo sableux et certains "limons" n'excédant pas 30-35 % de la fraction comprise entre 2 et 50 microns, ont une texture excellente et équilibrée. Ils contiennent à la fois assez d'éléments grossiers et de colloïdes. Ces sols sont habituellement qualifiés de terres franches. Les limons très riches en particules comprises entre 2 et 50 microns ( certains limons très fins, limons argileux, limons loessiques) ont une texture "stilteuse". Ils contiennent peu de colloïdes minéraux , de sorte que leurs propriétés d'agrégation sont médiocres et dépendent surtout des colloïdes organiques ( humus).

L'explication est que les particules comprises entre 2 et 50 microns , n'ont pas les propriétés "collantes" de la fraction fine , mais sont toutefois assez fines pour colmater les pores grossiers. D'où manque d'aération et de perméabilité.    

- Texture argileuse, sol chimiquement riche mais à mauvaises propriétés physiques ; milieu imperméable et mal aéré , formant obstacle à la pénétration des racines ; travail du sol difficile en raison de la forte plasticité ( état humide) ou de la compacité ( état sec ). Une bonne structure favorisée par l'humification corrige en grande partie ces propriétés défavorables.

- Texture équilibrée ou franche, elle présente l'optimum dans la mesure où elle présente la plupart des qualités des trois types précédents, sans en avoir les défauts ; exemple de granulométrie favorable à la culture : 25 % d'argile, 30 à 35 % de limon, 40 à 45 % de sables.

NOUS VERRONS PLUS LOIN QUE LES TEXTURES DEFAVORABLES PEUVENT ETRE CORRIGEES PAR L'ETABLISSEMENT D'UNE STRUCTURE FAVORABLE

La texture du sol est définie par la grosseur des particules qui le composent : % graviers, sable, limon, argile. La composition minéralogique des particules est d'ailleurs en relation avec leur taille ( Les grossières sont surtout à base de quartz, les fines à base de phyllosilicates).

On a coutume de présenter, en pédologie, la texture d'un sol sous forme d'un diagramme triangulaire : 

Fig: représentation de la composition granulométrique en 3 fractions.

 

Fig: nature minéralogique et taille des particules du sol

 

Lecture du graphique triangulaire :   Les classes texturales sont donc déterminées à priori d'après un graphique triangulaire représentant la répartition des éléments  constitutifs du sol suivant leurs dimensions. Le point caractéristique d'un sol est le point de concours des trois droites parallèles aux côtés , obtenues en portant respectivement sur chaque côté les valeurs en % de l'argile, des limons et des sables .       

2.2.3 Composition des différentes fractions minérales du sol.

a) Les sables et les limons comprennent essentiellement des fractions de roche mère, quarts, minéraux silicatés complexes inaltérés ( feldspaths, micas, amphiboles, pyroxènes etc...), des carbonates.

A l'exception d'une partie des carbonates, ces éléments sont insolubles donx inactifs. Mais les minéraux complexes constituent une réserve minérale qui, par altération progressive, est susceptibles de céder ses bases au complexe absorbant ( richesse des arênes granitiques et en général de certains sols volcaniques , par opposition à la pauvreté en bases échangeables de certains sables quartzeux pour des compositions granulométriques semblables).

Remarque : les analyses granulométriques peuvent être complétée par des analyses minéralogiques . Par exemple à l'aide d'un microscope polarisant , ou encore par la mesure de "l'index des minéraux lourds". Il faut noter aussi les analyses chimiques , destinées aux problèmes de fertilité des sols.

b) La fraction fine ou fraction colloïdale ou complexe d'altération ou " argile granulométrique" est constituée en grande partie d'argiles minéralogiques (=silicates complexes d'alumine, voir plus loin);  mais aussi de quatrz fin de carbonates et de calcaire libre (le calcaire libre est du carbonate de calcium à l'état très fin), de silice plus ou moins hydratée, d'oxydes de fer et d'alumine colloïdaux.

La fraction fine correspond à la notion de complexe d'altération

2.2.4 Le complexe d'altération

La meilleure méthode d'étude de la fraction minérale consiste à comparer la composition minéralogique et géochimique des horizons du profil, particulièrement (B) ou B , à celle du matériau d'origine ( roche mère) qui constitue l'horizon C ou R. Cette comparaison est particulièrement démonstrative lorsqu'il s'agit d'un sol formé sur roche ignée ( par exemple granite), qui, à l'état frais ne contient que des minéraux appelés primaires ( quartz, feldspaths, micas, etc...) : si le sol contient encore une certaine quantité de minéraux primaires (hérités inchangés de la roche mère) dits hérités (par exemple quartz) qui sont plus abondants dans les fractions grossières ou moyennes, il est surtout caractérisé par la présence de minéraux nouveaux dits minéraux secondaires (argiles, oxydes libres)qui constituent l'essentiel de la fraction fine, et qui résultent de la transformation biochimique et géochimique de certains minéraux primaires, appelée altération  . En outre, les bilans ( comparaison des horizons (B) et C ou R ) montrent qu'au cours de l'altération, une perte plus ou moins importante d'éléments solubles, entraînés hors du profil , peut se produire. L'ensemble des minéraux secondaires, résultant de l'altération des minéraux primaires, constitue le complexe d'altération, dont l'étude est essentielle à la compréhension de la pédogenèse.

Les produits de l'altération peuvent être classés, d'une part en fonction de leur solubilité décroissante, d'autre part de leur degré de cristallisation croissant :

1) les cations les plus solubles prennent temporairement la forme échangeable ( voir plus loin complexe absorbant ), ou sont éliminés par drainage

2) les éléments les moins solubles évoluent plus ou moins rapidement, suivant le milieu, vers une forme insoluble, d'abord amorphe, éventuellement cristalline ( oxyhydroxydes de fer, d'aluminium, silice ) 

3) les gels mixte essentiellement à base d'aluminium et de silice, cristallisent en donnant des minéraux à structure en feuillets, les argiles minéralogiques

2.2.4. Les processus fondamentaux de l'altération

A. Processus physiques ( microdivisions de particules grossières, par exemple micas donnant des argiles).

La destruction du roches constitue la source principale des matériaux du sol. Ce phénomène intéresse aussi bien les roches magmatiques que les roches métamorphiques et sédimentaires.

Les actions purement mécaniques des agents d'érosion produisent des fragments de même composition chimique que la roche d'origine. Les phénomènes chimiques donnent des solutions de lessivage qui sont exportées ou fournissent les éléments pour former de nouveaux minéraux dans le sol (néoformation). Les roches érodées forment un manteau d'altération (éluvion). La contribution des organismes à cette couche, sous forme d'humus, aboutit à la formation d'un sol dont la nature et l'épaisseur varie selon les climats.

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

Les variations de température entraînent la dilatation ou la contraction des roches: soumise à des variations de volume incessantes, un roche se fissure puis éclate. La fissuration est importante dans les roches composées de minéraux différents n'ayant pas le même coefficient de dilatation: des microfissures apparaissent à la limite entre les minéraux. L'eau qui pénètre dans les fissures et les pores puis gèle avec augmentation de volume ajoute son effet. Les cristaux de glace s'accroissent perpendiculairement à la surface de la fente et augmentent son ouverture: la roche est gélive, elle éclate sous l'effet du gel (exemple, la craie).

La désagrégation mécanique est particulièrement importante sous les climats désertiques où les variations de température peuvent dépasser 50 °C entre le jour et la nuit. Elle est également grande sous les climats humides dont la température varie autour de 0 °C (action du gel et du dégel). Elle est responsable de l'accumulation des manteau d'éboulis caractéristiques des zones désertiques et des montagnes.

La cristallisation du sel ajoute son action le long des littoraux et dans les zones désertiques. Près des côtes, les embruns salés pénètrent dans les pores des roches. Les cristaux de sels s'y développent et produisent des craquelures. Les sulfates de Na et Mg sont les plus efficaces.

B.Rôle chimique de l'eau 

Une des caractéristique les plus importante de la surface de la Terre est l'abondance de l'eau, tant sous forme liquide que solide ou gazeuse. Les molécules d'eau sont chargées electriquement et se comportent comme des dipôles; cette propriété est dûe à la liaison covalente asymétrique qui unit les atomes d'hydrogène à l'oxygène. Les deux atomes d'hydrogène sont placés d'un seul coté et engendrent une faible charge. La nature polaire de la molécule d'eau permet l'établissement de liaisons hydrogène entre les molécules qui se disposent en groupes tétraédriques. Les propriéts de l'eau découlent de cette structure.

L'eau est un trés bon solvant car les extrémités positives ou négatives de la molécule peuvent s'attacher aux ions négatifs ou positifs.

Le groupement des molécules d'eau en tétraèdre explique la forte tension superficielle et la capillarité, et la large plage de température selon laquelle l'eau est à l'état liquide.

L'abaissement de température diminue l'agitation thermique des molécules et favorise les liaisons hydrogène: les molécules se groupent et la viscosité de l'eau augmente.

L'abaissement de température produit également l'augmentation de la densité, jusqu'à 4°C; en dessous, les molécules se réarrangent progressivement en structure hexagonale (glace) et la densité diminue jusqu'à atteindre un minimum à -22°C.

Les molécules d'eau s'ionisent en H+ et OH-.. La concentration des H+ définit le pH. A la température ordinaire, il y a seulement 10-7 moles par litre d'ions hydrogène (et autant de OH-) dans l'eau pure: le pH est neutre (pH=7). L'apport d'ions hydrogène diminue le pH; cette acidité est produite notamment par le CO2 et les acides humiques du sol.

 

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

 

Les ions hydrogène sont responsables de la destruction des réseaux silicatés: ils déplacent les cations métalliques qui se recombinent avec les OH- (hydrolyse).

 

Fig: Structure et arrangement des molécules d'eau

C.Processus chimiques d'altération

L'altération d'une grano-diorite à été étudiée aux Etats Unis (Boulder, Colorado) sur une épaisseur de 30 m. Les résultats sont portés sur la figure. La roche est d'abord décolorée puis colorée en rouge à la surface. Le quartz et, en une moindre mesure, le microcline sont stables. Les plagioclases, la biotite et l'amphibole sont détruites. De nouveaux minéraux apparaissent comme les minéraux argileux et les oxydes de fer. L'analyse chimique montre un enrichissement en Al2 O 3,   Fe 2 O 3 et K2 O, un appauvrissement en Si O 2, Fe O, Ca O et Na 2 O.

Fig: profil d'altération sur une roche silicatée. 

L'altération chimique des roches se fait en présence d'eau; elle a lieu essentiellement en climat humide. Les réactions sont des hydrolyses, accessoirement des oxydations, des hydratations, des décarbonatations pour les roches calcaires. Les éléments solubles sont lessivés en partie, parfois en totalité sous les climats trés agressifs. Les parties insolubles restent sur place telles quelles ou se recombinent avec les ions disponibles (phénomène d'héritage). Des composés intermédiaires mal cristallisés (gels), des tronçons de chaînes silicatées et des ions en solution se recombinent en minéraux de néoformation, principalement des argiles. Les organismes peuvent intervenir à tous les stades de ce processus. Ils fournissent en particulier des matériaux minéraux ou organiques.

a) Dissolution

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

b) Oxydation et réduction

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

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

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

Les réductions sont plus rares; elles interviennent dans les milieux hydromorphes et produisent en particulier le passage du fer ferrique au fer ferreux soluble (cas des sols de type gley) 
  
c) Hydratation

C'est une incorporation de molécules d'eau à certains minéraux peu hydratés contenus dans la roche comme les oxydes de fer; elle produit un gonflement du minéral et donc favorise la destruction de la roche.

d) Décarbonatation

Elle produit la solubilisation des calcaires et des dolomies généralement sous l'action du CO2 dissous dans l'eau:

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

e) Hydrolyse

Les hydrolyses, c'est à dire la destruction des minéraux par l'eau, sont les principales réactions d'altération.

L'hydrolyse est totale lorsque le minéral est détruit en plus petits composés possibles ( hydroxydes, ions).

Cas d'un feldspath sodique, l'albite:

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

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

                                             précipité +solution de lessivage

                                    (*) Al (OH) 3 ou Al2 O3, 3 H2 O

Les corps résultants peuvent ensuite réagir entre eux et donner des minéraux argileux (néoformation).

L'hydrolyse est partielle lorsque la dégradation est incomplète et donne directement des composés silicatés (argiles). Ces composés diffèrent selon les conditions de milieu. L'hydrolyse partielle de l'albite donne soit de la kaolinite, soit des smectites.

(1) Formation de kaolinite:

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

albite + eau ----------------------> kaolinite + ac.silicique + ions 
  
(2) Formation de smectite

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

                                                              smectite

Cette 2ème réaction reste assez théorique car d'autres ions y participent, en particulier le Fer (Fe 3+).

L'expérience classique de Frederickson et Cox, bien qu'effectuée à température et pression élevée, donne une bonne idée des mécanismes et des produits de l'hydrolyse des silicates. Elle a porté sur 3 tectosilicates, quartz, albite, anorthite. Dans les 3 cas, les auteurs ont obtenu des fragments de cristaux de taille colloïdale, de gros fragments (de l'ordre du micron) et des ions. Les expériences ultérieures, poursuivies dans les conditions physico-chimiques de surface, ont abouti aux mêmes résultats. Les auteurs en concluent que la structure d'un cristal ressemble à une mosaïque: des portions sont bien cristallisées et résistent mieux à l'altération; elles sont réunies par des zones moins bien cristallisées qui sont plus altérables et libèrent leurs ions. Ces derniers peuvent polymériser et former des amas colloïdaux et des chaînes silicatées. Frederikson a proposé d'expliquer l'action de l'eau sur un cristal silicaté comme un feldspath. La surface du cristal est chargée négativement car les tétraèdres SiO4 qui le composent ne sont pas saturés à la surface. Les dipôles d'eau se disposent à la surface du cristal du coté de leur charge positive (H+), les protons H+ pénètrent dans le réseau cristallin où ils entrent en compétition avec les cations comme Na+, K+, Ca+++ qui sont faiblement liés aux ions oxygène (voir paragraphe 3) alors que les H+ établissent des liaisons fortes. Les gros cations sont déplacés et passent en solution; le réseau cristallin est déstabilisé, certains oxygènes non coordonnés se repoussent et le cristal se fragmente en tronçons.

D. Minéraux formés

Les nouveaux minéraux formés sont en général des phyllosilicates. Ces minéraux proviennent soit de la transformation d'un phyllosilicate pré-existant, soit d'une néoformation à partir d'un silicate non en feuillet dont la structure est complètement détruite. Les réactions ont lieu surtout dans le sol. 
  
Les phyllosilicates formés sont des minéraux argileux de deux types:

* type 1/1: le feuillet comporte 1 couche à tétraèdres SiO 4 et 1 couche à octaèdres AlO6

*type 2/1: le feuillet comporte 3 couches, à savoir 1 couche octaèdrique comprise entre 2 couches tétraèdriques.

 

Corrélativement, la distance inter-réticulaire, qui sépare les feuillets d'argiles, change et passe de 10 A° (muscovite, illite) à 14 A° (smectite) ou à 7 A° (kaolinite). Les ions K+ assurent la cohésion des feuillets argileux. L'altération se manifeste par l'exfoliation des feuillets, bien visibles au microscope électronique, qui produit des particules de plus petites taille, qelques 0,1 microns, et augmente la surface de contact du minéral et la capacité d'échange des cations avec les solutions du milieu. 
  
* Feldspaths

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

* Biotite

Sa résistance à l'altération dépend de la teneur de Fe++ dans le cristal; son état d'altération est exprimée par la quantité de K+ extraite du réseau. La biotite peu oxydée (surtout à Fe++) est trés altérable et se comportent comme les autres minéraux ferro-magnésiens (pyroxènes...); elle donne en particulier des vermiculites et smectites et de l'oxyde ferrique qui précipite. La biotite plus oxydée (Fe+++ surtout) est plus stable.

* Autres ferromagnésiens

Leur altération est semblable à celle de la biotite peu oxydée; ils donnent des vermiculites, des smectites, des chlorites ou des argiles magnésiennes si le milieu est trés confiné. 

E. Complexolyse

C'est une variante de l'hydrolyse en présence de matière organique. Elle se produit sous climat froid (boréal) et tempéré. Les composés organiques de l'humus extraient les cations métalliques des réseaux cristallins. Les minéraux sont détruits; les cations sont fixés sur les composés organiques en donnant des complexes organo-métalliques. Les cations se liant aux grosses molécules organiques de l'humus sont surtout les ions Al 3+, Fe 2+ et Fe 3+.

F. Bilan d'altération

La destruction des édifices cristallins silicatés produit des fragments de chaine silicatées qui, au moins dans un premier temps, restent sur place, et des ions solubles qui sont emportés par l'eau ou lessivés. L'importance respective de l'héritage, les transformations et les néo-formations est étroitement liée à l'intensité de l'altération et au lessivage. Pour une altération et un lessivage faible , les argiles 2/1 de type illite sont en majeure partie héritées. Avec l'augmentation de l'intensité de l'altération, ce sont des smectites ou de la kaolinite, plus pauvres en silice, qui sont synthétisées en fonction de l'importance du lessivage et des ions disponibles (sols méditerranéens, podzols). Pour un fort lessivage, les cations solubles sont entraînés et les phyllosilicates ne peuvent plus se former: il reste sur place le quartz et les oxydes de fer et d'aluminium (sols latéritiques).

 

 

 

 

Résumons :

- L'héritage : simple microdivision sans transformation chimique ( exemple du quartz )

- La transformation : ce processus intéresse surtout les micas, dont la microdivision est accompagnée de processus chimiques mineurs ( perte de certains ions ), la structure initiale des cristaux étant conservée ( ensemble des argiles "micacées" : illites, vermiculites ).

- La solubilisation : les éléments constitutifs des minéraux primaires sont libérés de façon progressive à l'état soluble; ils restent sous cette forme un certain temps. Certains sont perdus par drainage, d'autres évoluent lentement vers des gels amorphes ou para-cristallins (amorphisation), le plus souvent après avoir subi une redistribution dans le profil.

- La néoformation : il y a là encore, libération des constituants; certains sont entraînés hors du profil, mais la plus grande partie évolue rapidement sur place vers une forme cristalline : les argiles de néoformation ( montmorillonite ou kaolinite selon le milieu).

Soulignons dès à présent que la matière organique joue le plus souvent un rôle important dans les processus de transformation et de solubilisation ( altération biochimique) , alors qu'elle intervient peu dans la néoformation ( altération géochimique).      

 

 

 

 

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