PEDOLOGIE

Bulletin de la Société BeIge de Pêdologie, êdité avec I 'aide financiêre de la Fondation Universitaire et

des Ministêres Belges de I 'Education et de la Culture Française et Néerlandaise

Tijdschrift van de Belgische Bodemkundige Vereniging, uitgegeven met de financiële steun van de Universitaire Stichting en van de Belgische Ministeries van Opvoeding

en Nederlandse, resp. Franse Cultuur

1986

XXXVI-2

Comité de Rêdaction - Editorial Board - Redactiecomitê

P. Bullock (Rothamsted, U.K.), J. D'Hoore (Leuven, België) R. Dudal (Leuven, België), R. Frankart (Louvain-Ia-Neuve,

Belgique), M. Girard (Grignon, France), G. Hanotiaux (Gembloux, Belgique), M.H.B. Hayes (Birmingham, U.K.), A. Herbillon

(Vandoeuvre-Nancy, France), U. Schwertmann (Munchen, BR. Deutschland), C. Sys (Gent, België), M. Van Ruymbeke (Gent, België)

Chief-editor : W. Verheye (Gent, België)

D/1986/0346/3

PEDOLOGIE

is edited by the Belgian Society of Soit Science, Krijgslaan, 281, B-9000 Gent, Belgium.

Subscript ion : 800 Bf net per year (banking costs at subscribers ex­pense) + mailing costs.

Additional information to : The Chief-editor of Pedologie, Krijgs­laan, 281, B-9000 Gent, Belgium.

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PEDOLOGIE, XXXVI-2, p. 95-115, 4 fig., 2 tab., Ghent, 1986

ETUDE COMPARATIVE DE L'EVOLUTION' MINERALOGIQUE DES SOLS DE MEME AGE SUR TRACHY -BASAL TE ET SUR TUF TRACHYTIQUE DANS LES HAUTS-PLATEAUX DU CAMEROUN OCCIDENTAL

E. VAN RANST M. DOUBE

Rêsumê

Les süls de même age sur trachy-basalte et sur tuf trachyti­que, situês dans des püsitiüns tüpügraphiques identiques au niveau des Hauts-Plateaux du Camerüun Occidental, prêsentent une êVülu­tiün minêralügique diffêrente. Cette différence semble liée à une variatiün de la perméabilitê entre rüches-mère respectives. Les süls sur trachy-basalte sünt principale ment caractêrisês par la fürmatiün de gibbsite et des minêraux ferrifères; les prüduits d'al­tératiün de tuf trachytique müins permêable, cüntiennent surtüut des minéraux günflants avec une charge permanente.

Suite à cette diffêrence d'évülutiün minêralügique, les süls sur trachy-basalte sünt caractêrisés par une capacitê d'échange catio­nique effective beaucüup plus basse et par une charge variabie plus êlevêe en cümparaisün aux süls sur tuf trachytique. Les va­leurs de pH êlevêes, surtüut dans les süls sur trachy-basalte, s'ex­pliquent par la réserve dispünible en catiüns püur saturer les si­tes d'échange permanents.

Ces süls, actuellement classês cümme "Süls Ferrallitiques müy­ennement dêsaturês" et cümme "Ultisüls", sünt ' en rêalitê des süls saturês.

Müts-clés

Trachy-basalte, tuf trachytique, altêratiün, cümplexe absürbant.

E. Van Ranst, Dr. Sc. - Chargê de cüurs, Dêpartement Science du Sül, Cent re Universitaire de Dschang, B.P. 96, Dschang, Camerüun. M. Doube, M. Sc. - Chargé de cüurs, Département Science du Sül, Cent re Universitaire de Dschang, Camerüun.

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1. INTRODUCTION

La région étudiée est située dans Ie Nord du Département de la Ménoua, Cameroun, et fait part ie des Hauts-Plateaux de 1 'Ouest (Plateau Bamiléké) avec une altitude moyenne de 1400 m. Ces pla­teaux sont dominés par 1 'ensemble montagneux des Bamboutos (les points culminants sont 2710 et 2740 m), puissants reliefs volcaniques d'age Tertiaire, qui se caractérisent par l'alternance de replats ou de zones en faible pente et de falaises à pico

11 s'agit d'un bouclier basaltique hawa'fen ou strombolien qui a été éventré par deux caldeiras emboîtées. Liés à ces caldeiras on trouve des dykes trachytiques surtout radiaires avec des épaississe­ments en forme d'aiguille (dent de Babadjou) vers 1 'intérieur de la caldeira et des coulées épaisses mais de faible longueur vers l'exté­rieur. Des trachy-phonolites se rencontrent en bordure de la caldei­ra. Dans les parties basses des Bamboutos des coulées basaltiques três épaisses reposant sur des tufs paraissent être des coulées de dé­bordement de dykes. A l'extérieur des Bamboutos on trouve des dömes de trachytes et des dykes épais allongés suivant la zone tectonisée séparant les Hauts-Plateaux de la région déprimée (Dumort, 1968).

Le climat de la région est du type mousson équatoriale ou ca­merounien (Moby Etia, 1979). La saison des pluies s'étend de mars à octobre. La pluviométrie moyenne annuelle est d'environ 1900 mm et les températures sont moderées, avec des écarts quotidiens et saisonniers plus grands que dans la zone forestiêre du Sud Cameroun. La température moyenne annuelle est d'environ 20° C, avec un mi­nimum mensuel de 15° C et un maximum mensuel de 25° C.

La distribution des paysages végétaux est Ie reflet du climat et de l'influence humaine. Le pays bamiléké offre un paysage bocagé, entiêrement humanisé, rare en Afrique. Les Hauts-Plateaux sont Ie domaine de la savane avec îlots forestiers résiduels (savane-monta­gnarde). Les espêces de montagne caractéristiques sont Albizzia gummifera, Carapa grandiflora et Syzigium standdi et les vallées marécageuses sont colonisées par des raphiales à Raphia farinifera (Letouzey, 1958).

Les sols de la régiQn étudiée appartiennent à trois. grands types (1) Sols peu Evolués d' apport vo1canique, (2) Sols Hydromorphes à gley et (3) Sols Ferrallitiques röuges "pénévohiês . (Müller . et Gavaud, 1979).

Dans cet article, on se limite à 1 'étude minéralogique et physico­chimique des sols rouges, développés sur deux types de roche, tra­chy-basalte et tuf trachytique, dominants dans la région de Bafou.

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2. MATERIAUX ET METHODES

2.1. Matériaux

Un grand nombre de profils a été décrit dans la reglOn entre Bafou et Baranka (Doube et Van Ranst, 1984). Pour cette étude on a retenu deux types de profils, développés sur deux roches-mère différentes, caractéristiques pour la région de Bafou.

2.1.1. Informations générales concernant les stations échantillonnées

La location, la position topographique et les autres facteurs pé­dogénétiques, sauf la roche-mêre, sont identiques pour ces deux sta­tions échantillonnées. Ils peuvent être résumés comme suit :

- Localisation : Province de 1 'Ouest, Département de la Ménoua, Ville de Dschang, Village Bafou; après Ie marché de Saamaya sur la route de Ntsuetetsa (Djuttitsa). - Coordonnées géographiques : latitude 5°31-32' N, longitude 10°6' E. - Altitude : 1500 mètres. - Géomorphologie : pente nulle à faible. lêgêrement convexe; Ie paysage circonvoisin est ondulê; la surface du sol porte des bilions d'environ 10 cm d'hauteur, reliques des cultures manuelles antê­rieures. - Végétation et utilisation des sols : au moment de la description, jachère d'Impérata cylindrica et quelques bananiers plantains iso­lés pour Ie profil sur trachy -basalte et vieille cafêière (café ara­bica) pour Ie profil sur tuf trachytique. Les deux stations sont souvent utilisêes pour une agriculture mixte de ma'i's, haricot et arachide; sol toujours travaillé à la houe. - Classe de drainage : normal; les sols sont humides au moment de la description. - Profondeur de la nappe phréatique : très profonde, aucune influ­ence sur les profiIs. - Influence humaine : limitée au billonnnage de la couche arabie, pour la culture associée du ma'i's, haricot et ·arachide.

2.1. 2. Profil développé sur trachy-basalte

Horizon A jusqu'à une profondeur de 26 cm; brun-rouge foncé (5 YR 3/3) à 1 'état frais; argileux; structure polyêdrique ~ubangu­laire, moyenne à grossiêre, faiblement à moyennement développée, devenant grumeleuse très fine, moyennement à fortement développée; peu collant, peu plastique, meuble; très poreux; forte activité bio­logique; très nombreuses racines moyennes, fines et très fines; limi­tes distinctes et régulières.

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Horizon Bt jusqu'à une profondeur de 150 cm : rouge foncé à rouge violacé (2,5 YR 3/6-10 R 3/4) à I' état frais; argileux; structU­re polyédrique angulaire et subangulaire, grossiêre et moyenne, for­tement développée, se débitant en polyêdres angulaires fins et três fins; collant, plastique, três ferme à friable, dur à peu dur; revête­ments d'argile épais, discontinus et en taches; três poreux, assez nombreux pores moyens et fins, continus, quelconques, internes, ex­ternes, tubulaires dendriformes et simples; pédotubules de quelques millimêtres de diamêtre; peu à três nombreux fragments de roche, en bas cailloux et blocs de roche altéré; forte activité biologique; peu nombreuses racines fines; limites distinctes à abruptes et régu­liêres.

Le substrat rocheux est présent à une profondeur de 150 cm.

2.1.3. Profil développé sur tuf trachytique

Horizon A jusqu'à une profondeur de 28 cm : brun três foncé (10 YR 2/2) à l'état humide; argileux; structure polyédrique suban­gulaire grossiêre à moyenne, faiblement développée, se débitant en une structure grumeleuse moyenne et fine, moyennement déve­loppée, non collant, peu plastique, três faible à meuble, três po­reux, nom breux pores fins et três fins, discontinus, quelconques, in­ternes, tubulaires, sfmples; forte activité biologique; três nombreu­ses racines, moyennes et fines à distribution réguliêre; limites abrup­tes et ondulées.

Horizon Bt jusqu'à une profondeur de 150 cm et plus: rouge (2,5 YR 4/8) à 1 'état humide; présence de poches de roche altérée et de taches de couleur jaune päle à jaune (5Y 7/5); argileux; struc­ture polyédrique angulaire grossiêre et moyenne, faiblement dévelop­pée, se débitant en une structure polyédrique angulaire fine et três fine, faiblement développée; collant, plastique, friable, peu dur; pré­sence de cutanes Ie long des pores; nombreux pores, moyens" fins et três fins, discontinus, quelconques, internes et externes, vesiculai­res et tubulaires; faible activité biologique; limites graduelles et ré­guliêres.

Des affleurements rocheux (tuf trachytique) sont présents à cöté du profil.

Pour cette étude, on a prélevé les deux types de roche, respecti­vement non altérées et altérées et dans chaque profil un échantillon composé de l'horizon Bt au-dessus de la roche altérée.

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2.2. Mêthodes

2.2.1. Analyses minéralogiques

Préparation des lames minces et analyse microscopique. Les ta­mes minces du tuf et des échantillons des roches altérées ont été préparées après imprégnation sous vide par une solution composée de Vestopal (Uceflex R6 b SL), diluée dans une méthylester, et sta­bilisée par du monostyrène en présence d'un catalyseur (peroxyde de cyclohéxanone) et d'un accélérateur (tectoate de cobalt).

Diffraction aux rayons X. Les diffractogrammes aux rayons X ont été obtenus sur des préparations de matériau total orienté et séché à I'air, avec un appareil PHILIPS (PW 1050/25), utilisant une radiation Co Ka et un filtre de Fe.

Après examen des échantillons non-traités (N) et chauffé~ à 3500

C, la méthode De Coninck et Herbillon (1969) a été utilisée pour éliminer les interférences du Fe dans les diffractogrammes. Par après, 1 'échantillon a été divisé en deux por.tions : 1 'une pour la sa­turation avec du glycol et 1 'autre pour Ie traitement au chauffage à 550° C.

Analyse thermo-différentielle (A. T.D.). Un appareil thermo-analy­sateur Dupont De Nemours 900 relié à un micrographe a été utilisé. Les échantillons (± 20 mg) ont été chauffés graduellement en aug­mentant la température de 200 C par minute jusqu'à 1000° C. Les différences de température entre les échantillons et Ie composé de référence sont enregistrées automatiquement.

Analyse chimigue totale. Deux attaques sont effectuées (Inga- . mells, 1966; Omang, 1969) : (1) Fusion de 100 mg d'échantillon avec LiC03 et H3B03 à 1000° C : Le culot de fusion est repris par HCl conc.; AI et Si sont déter­minés par absorption atomique dans une flamme N20 + acétylène; Ti par colorimétrie avec I'acide chromotropique. (2) Attaque de 100 mg d'échantillon par HF + HN03 + HCI04 : Ie résidu évaporé est repris par HCl conc. ; Na, K, Mg, Ca et Mn sont déterminés par absorption atomique; Fe par colorimétrie avec 1 'acide sulfosalicylique et P avec du vanadate d'ammonium et du mo}ybdate d'ammonium.

2.2.2. Analyses chimiques

Détermination du pH. Le pH est déterminé par potentiométrie (Beckman) dans une suspension sol-eau: 1: 1, et dans une suspension sol-KCI (1 N) 1: 1, avec électrode de verre.

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Capacité d'échange et cations échangeables. Saturation à l'acétate d'NH4 + à pH 7, et 5 lavages avec 30 mI d'alcool éthylique par cen­trifugation; NH4 + adsorbé est échangé et déterminé par distillation dans H3B03 et titration avec HCl. Ca++, Mg++, K+ et Na+ désorbés sont déterminés dans la solution d'échange par absorption atomique.

Détermination de la saturation en cations. Le taux de saturation en cations (V) a été calculé par la formule : V S x 100 S: somme des cations (Ca++, Mg++, K+, Na+)

C.E.C. en méq./l00 g. C.E.C. : capacité d'échange cationique en méq./ 100. g.

Détermination des oxydes de Fe et d'AI libre. L'extraction du Fe libre est faite avec Ie dithionite - citrate bicarbonate de sodium à pH 7,3 au bain-marie à 75° C (De Coninck et Herbillon, 1969). Le traitement dure 15 minutes avec agitation mécanique permanente. Après digestion la solution est séparée par centrifugation. La déter­mination du Fe ++ est effectuée par colorimétrie avec 1 'ortho-phé­nantroline; Al libre est déterminé par absorption atomique.

3. RESUL T ATS

3.1. Minéralogie

3.1.1. Examen microscopique de la roche-mère

3.1.1.1. Trachy-basalte

Au microscope on constate d'abondants phéilo-cristaux de pi agio­clase (cristaux longs de plusieurs mm d'andesine et d'albite) et de feldspath alcalin (sanidine) dans une päte cristalline à structure flui­dale. Ces phénocristaux sont étirés dans Ie sens de la fluidalité. Toute la plaque est saupoudrée de grains fins de minéraux transpa­rents et opaques : pyroxène, bioti te et magnéti te. Les pyroxènes montrent parfois des phénomènes de chloritisation. De I 'olivine n'a pas été identifié de façon nette dans Ie roche-mère altérée, étant peut-être transformé en goethite et hématite.

3.1.1. 2. Tuf trachytique

Cette roche claire, laissant au toucher une poussière blanche, contient de grands cristaux de feldspath. En lame mince, on voit qu'ils sont constitués des phénocristaux de feldspath alcalin (sanidi­ne) disséminés dans une pate cristalline, vacuolaire et vitreuse à structure trachytique, des fragments de roche vacuolaire, des verres clairs, des fragments accessoires de roche basaltique et des vides

100

remplis par une argile d'altération. Ces fragments de verre ont un indice de réfraction négatif, indiquant son caractère plus acide.

3.1.2. Diffraction aux rayons X

3.1. 2.1. Trachy-basalte

La composition minéralogique de la roche-mère (fig. 1.) est ca­ractérisée par la présence :

- d'un complexe de minéraux à 1,40 nm, peut-être due aux phé­nomènes de chloritisation des pyroxènes;

- de biotite (espacements à 1,00 et 0,333 nm, et absence de la réflexion 002 à 0,500 nm);

- des plagioclasses (andesine et albite) et de sanidine (raies à 0,645; 0,580; 0,403; 0,386; 0,376; 0,366; 0,345; 0,328; 0,320; 0,290; 0,285; 0,257; 0,253: et 0,250 nm);

- de pyroxène (réflexion à 0,302 et 0,270 nm); et - de très petites quantités de quartz (réflexion à 0,333 nm). La magnétite, observée au microscope, donne une raie intense à

0,253 nm, non caractéristique en présence de phyllosilicates. Ses raies, plw~ faibles à 0,210 et surtout 0,297 nm, permettent de la caractériser aisément en présence de toutes les phyllosilicates. Ce­pendant ce minéral est difficile, sinon impossible, à déterminer en présence des pyroxènes et des feldspaths qui donnent des pics entre 0,290 et 0,300 nm.

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Fig. 1. Diffractogrammes X des roches-mère, non traités (N).

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Tous ces minéraux restent présents dans la roche-altérée (fig. 2) qui, en surplus, est caractérisée par la présence :

- d'une réflexion à 0,830 nm due à la présence de pyroxènes ou d'amphiboles;

- d'un peu de kaolinite (espacements à 0,720 nm); - de gibbsite (espacements à 0,485 et 0,435 nm disparaissent

après chauffage à 3500 C); - de goethite (pic à 0,417 nm, disparaissant après chauffage); - d'hématite (double pic à 0,271 nm et réflexion à 3,69 nm, dis-

paraissant après chauffage); et - d'anatase (réflexion à 0,350 nm).

Le complexe de minéraux à 1,40 nm est partiellement gonflant au glycol (fig. 3) et se ferme complètement jusqu'à 1,00 nm après chauffage à 5500

• L 'évolution des raies de ce complexe indique la présence de smectite, de vermiculite et d'interstratifiés ou intergra­des formés probablement par transformation de biotite.

Dans Ie sol, Ie quartz et la goethite demeurent tandis que les feldspaths et les minéraux transformés diminuent fortement et que Ie pyroxène disparait, ceci au profit de gibbsite et de kaolinite qui deviennent dbmïnants.

3.1. 2. 2. Tuf trac1)ytique

La composition minéralogique de la roche-mère (fig. 1) est carac­térisée par la présence :

- d'un complexe de minéraux à 1,50 nm; - d'une réflexion à 0,830 nm due à la présence de pyroxènes et

peut-être d'amphiboles. - des feldspaths alcalins (sanidine) et des plagioclases (raies à

0,645; 0,386; 0,376; 0,369; 0,323; 0,320; 0,298; 0,290; 0,255 et 0,216 nm);

- de quartz (espacements à 0,426 et 0,333 nm). La roche altérée (fig. 2) contient les mêmes minéraux que la

roche-mère, mais on observe aussi de la goethite (pic à 0,417 nm; disparaissant après chauffage) et . d'anatase (réflexion à 0,350 nm). Le complexe des minéraux à 1,50 nm est devenu plus important et se ferme partiellement à 1,00 nm après chauffage à 3500 C.

Ce complexe se déplace presque complètement jusqu'à 1,80 nm au glycol, et se ferme jusqu'à 1,00 nm après chauffage à 5500

(fig. 3). Cette évol ut ion indique la dominance des minéraux gonflants, surtout des smectites.

Dans Ie sol les smectites et les pyroxènes demeurent tandis que ' les feldspaths diminuent, et ceci au profit de la kaolinite qui devient plus importante; de plus, il y a néoformation de gibbsite.

103

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TRACHY- BASALTE

553

315

5~

TUF TRACHYTlQUE

sol- horizon B

113

roche altérée

544

113

o 100 200 300 400 500 600 700 800 0 100 200 300 400 500 600 700 800

Fig. 4.

Analyse thermo-différentielle du matériau total.

3.1.3. Analyse thermo-différentielle

En général, les courbes thermo-différentielles (fig. 4) montrent trois inflexions (réactions endothermiques) principales.

T'C

La premiêre réaction, située autour de 1000 C, et plus importan­te dans les sols, correspond à la perte d'eau adsorbée à faible éner­gie. Dans les sols sur tuf trachytique, ce phénomêne est surtout Ie résultat de la déshydratation des minéraux transformés, détectés au moyen des rayons-X. Dans les sols sur trachy-basalte, presque dé­pourvus de minéraux transformés, cette réaction endothermique dé­note probablement des impuretés qui accompagnent la kaolinite, ain­si que la présence d'eau faiblement retenue par les minéraux du groupe kaolinite. La réaction à 1970 C représente une quantité d'eau de déshydratation adsorbée à une énergie plus forte, indiquant la présence de composés difficilement identifiables.

La seconde réaction principale, localisée entre 300 et 3150 C, est produite par la déshydroxylation de la gibbsite et en moindre mesure par la goethite. Cette réaction devient plus importante dans les sols, confirmant ainsi 1 'augment at ion de la quantité de la gibb­site.

La troisiême inflexion se situe entre 530 et 5500 C. Elle est due à la perte d'eau de constitution (déshydroxylation) de la kaolinite. Cette réaction est aussi plus intense dans les sols.

105

3.1.4. Analyse chimique

3.1.4.1. Trachy-basalte

Les teneurs très élevées en Ca et Na dans Ie roche-mère indi­quent une grande quantité de plagioclases, confirmant les observa~ tions au microscope. Ces valeurs diminuent fortement dans la roche altérée et Ie sol, dénotant l'altération forte des feldspaths (tableau 1).

La transition entre la roche-mère et la roche altérée montre une anomalie; les valeurs très élevées en Fe et Ti dans la roche altérée indiquent en effet une plus grande concentration des miné­raux ferrifères et titanifères (p.e. magnétite, anatase) dans la cou­che altérée autour des bloes de roche-mère.Cette particularité est probablement liée à l'hétérogénéité dans la composition de la roche­mère.

L 'évolution de la roche-mère vers Ie sol se caractérise par : - une diminution forte de Si, Mg, Ca, Na et K due à la dissolu­

tion totale des feldspaths et des pyroxènes, et à la transforma­tion des micas;

- une augmentation d'AI, de Fe et de Ti due à la néoformation de gibbsite, de kaolinite, d'anatase et des composés ferrifères.

3.1.4.2. Tuf trachytique

L'évolution du tuf trachytiqué est très nette et se caractérise par:

- une diminution des teneurs en Si, Mg, Ca, Na et K, due à I 'altération des feldspaths et des pyroxènes et à la transforma­tion des minéraux micacés. Cette diminution est moins pronon­cée que dans Ie trachy-basalte, dénotant une altération moins forte;

- une augmentation des éléments Al, Fe et Ti, due à la néofor­mation de kaolinite, de gibbsite, d'anatase et des composés ferrifères.

Le rapport atomique Si, plus élevé que celui des sols développés Al

sur trachy-basalte est a relier à la présence de smectites et d'inter­stratifiés.

3.2. Caractéristiques chimiques

3.2.1. Réaction

Le pH des sols dérivés de trachy-basalte (entre 6,4 et 6,9) est plus élévé que celui des sols dérivés de tuf trachytique (ent re 5,5 et 6,3). Le pH augmente de la roche altérée vers l'horizon B, et ne semble absolument pas être influencé par Ie taux de saturation (tableau 2).

106

o -J

Tableau 1. Composition chimique totale (en %) des roches-mêre, des roches altérées et de materiaux de sol.

~ Si02 Al203 Fe203 MgO K20 CaO Na20 Ti02 MnO P20 5 H20 TOTAL TYPE DE SOL

TRACHY -BASAL TE Sol-hori zon B 18,29 30,51 19,58 0,11 0,14 0,10 0,07 2,78 0,07 0,13 27,30 99,08 Roche altérée 16,61 19,15 33,68 1,25 0,32 0,22 0,19 4,81 0,16 1,14 21,50 99,03 Roche-mêre 51,34 16,39 10,06 2,45 2,48 5,94 3,96 2,04 0,20 1,14 3,00 99,00

TUF TRACHYTIQUE Sol-horizon B 35,30 22,31 12,53 0,28 0,82 0,34 0,79 1,07 0,52 0,01 25,00 98,97 Roche altérée 52,00 16,88 8,93 0,44 3,16 0,59 2,26 0,72 0,08 0,01 14,70 99,77 Roche-mêre 58,40 13,13 7,53 0,55 3;32 0,65 2,84 0,59 0,10 0,01 12,00 99,12

L..- ______ -- - --- ----- -~---

Tableau 2. Caractéristiques chimiques des roches altérées et des matériaux de sol (horizons B).

~ pH CATIONS ECHANGE- SOMME CAPACI- SATURA- DITHIONITE-

TIQUES ' ABLES (méq/l00 g) DES CA- TE D'E- TION CITRATE (%)

Ca++ Mg++ K+ Na+ TIONS CHANGE (%)

TYPE DE SOL ' H20 KCI . (méq/lOOg) Fe203 Al 20 3

TRACHY -BASAL TE Sol-hori zon B 6,9 6,2 1,55 1,09 0,06 0,13 2,83 13,00 21,77 16,38 2,24 Roche altérée 6,4 5,5 4,59 3,57 0,15 0,18 8,49 27,20 31,21 19,65 5,24

TUF TRACHYTIQUE Sol-horizon B 6,3 5,3 8,53 4,78 0,13 0,15 13,59 29,40 46,22 7,70 1,67 Roche altérée 5,5 4,8 15,79 8,66 0,39 0,24 25,08 35,00 71,66 2,60 0,76

Lorsque la détermination est effectuée dans du KCI norm al, les valeurs sont inférieures à ce lIes mésurées dans 1 'eau, la diminution atteignant presque 1 'unité.

3.2.2. Capacité d'échange catonique

La capacité d'échange donne des valeurs plus élevées pour les sols dérivés de tuf trachytique que pour les autres sols; eeci confir­me la présence d'une grande quantité de minéraux 2/1 à espacement variabie dans les sols sur tuf trachytique. La eapaeité d'échange di­minue dans les horizons B; cette diminution est plus forte dans les sols dérivés de trachy-basalte (14 méq.) que dans les sols dérivés de tuf (6 méq.).

3.2.3. Cations échangeables et taux de saturation

Les valeurs des cations échangeables sont plus élevées dans les sols dérivées de tuf que dans les autres sols, avec dominanee de calcium. La somme des cations diminue dans les horizons B . . Cette diminution est plus marquée dans les sols dérivés de trachy-basalte (67 %) que dans les sols dérivés de tuf (46 %).

Le taux de saturation du complexe absorbant est plus élevé dans les sols dérivés de tuf trachytique et diminue généralement dans les horizons B.

3.2.4. Extraction du fer et de 1 'aluminium avec Ie dithionite-citrate

Les teneurs en fer et en aluminium sont beaucoup plus élevées dans les sols dérivés de trachy-basalte. L'aluminium se comporte comme Ie fer, mais de façon plus atténuée.

Dans les sols dérivés de trachy-basalte on constate une diminution des deux éléments. La diminution de l'aluminium est due à la forte néoformation de la gibbsite dans les horizons du sol. La gibbsite n'est pas extraite au dithionite-citrate (Van Ranst et al., 1979; De Coninck et Van Ranst, 1985).

Dans les sols dérivés de tuf trachytique, on constate une augmen­tation du fer et de l' aluminium vers les horizons B. Cette augmen~

tation est due à la transformation des minéraux primaires.

4. DISCUSSION

4.1. Comparaison de 1 'évolution minéralogique

Le processus responsabie de 1 'évolution minéralogique de ces deux types de roehe est une hydrolyse neutre, voire faiblement alcaline. L'altération des minéraux primaires, surtout des feldspaths, devient

108

graduellement totale et aboutit à une libération de tous les consti­tuants (Pedro, 1964). Ce type d'hydrolyse favorise I 'élimination, non seulement des alcalino-terreux et des alcalins, mais aussi de la silice qui est presque aussi mobile (Tardy, 1969). A I 'inverse, les oxydes de fer et d'alumine sont peu mobiles et s'accumulent sur place. Les néoformations d'argile qui résultent de ce type d'altération sont en fait três variables, à la fois qualitativement et quantitativement : elles dépendent de deux facteurs fondamentaux : (1) Ie drainage na­turel, qui élimine les constituants libérés à un rythme três variabIe, (2) la solubilité différentielle de ces constituants dans Ie milieu; cette solubilité dépend largement du pH (Duchaufour, 1977).

Dans les sols dérivés de trachy-basalte, l'altération des feldspaths est presque totale et la perte importante de silice consécutive à I'altération conduit à un déficit en silice telle que celle-ci est pres­que toujours insuffisante pour saturer la totalité de I'aluminium li­béré; il reste généralement une importante proportion d'aluminium libre qui prend la forme de gibbsite. Ces sols sont caractérisés par une neoformation de kaolinite qui est assez faible en raison de I 'in­suffisance de silice, de sorte que la kaolinite reste minoritaire par rapport à la gibbsite dans Ie complexe d'altération. La formation assez importante de gibbsite dans ces sols doit être liée à des condi­tions de drainage três accentuées (Segalen, 1973).

La formation directe de la gibbsite à partir des feldspaths, dans des conditions d'excellente évacuation de la silice a été montrée par de nombreux auteurs (e.a. Leneuf, 1959; Delvigne, 1965; Nakamura et Sherman, 1965; Tardy, 1969; Sieffermann, 1973).

Dans Ie micromilieu d'un plagioclase en cours d'altération, Ie sou­tirage de la silice et des cations alcalino-terreux et alcalins vers Ie milieu extérieur à faible concentration cationique est intense, I 'alu­mine libérée a peu de chances de se trouver en contact avec les matiêres organiques complexantes et peut dans cette ambiance dés­ionisée cristaliser en gibbsite.

Les sols dérivés de tuf trachytique sont caractérisés par une al­tération moins poussée; certains minéraux, surtout les feldspaths, subsistent dans les horizons B et la désilicificatïon est moins accen­tuée que dans les sols dérivés de trachy-basalte. Les argiles 2/1 gon­flantes, riches en silice, résultant partiellement de la transformation de la biotite et partiellement de la néoformation, deviennent domi­nantes comparativement aux argiles néoformées de type 1/1 et sur­tout à la gibbsite.

L 'origine de la smectite peut en principe se concevoir à partir des minéraux ferro- magnésiens Les biotites peuvent se transformer en feuillets de smectite par un processus de dégradation : remplace­ment des K+ non hydratés par des cations hydratés et oxydation du Fe2+ dans la couche octaédrique.

109

La formation de la smectite dans ces sols parait la plus vrai­semblable due à la moindre perméabilité du tuf, avec comme consé­quence une élimination moins importante des cations échangeables et de la silice. Dans ces conditions l'adsorption de silice par l'alu­mine est beaucoup plus forte, ce qui induit la néoformation de ty­pes d'argiles riche en silice.

4.2. Effet de l'évolution minéralogique sur Ie complexe absorbant

En théorie, la différence entre la capacité d'échange cationique et la somme des cations échangeables est une bonne indication de la part prise par les protons et surtout par lés ions A1 3+ dans l'équi­libre de la charge de l'échangeur.

Dans ces sols, caractérisés par des pH supérieurs à 5,5, la dé­termination de l'AI échangeable n'a pas de sens, parce qU'à ces va­leurs de pH, Al ne peut pas être présent sous forme cationique échangeable. En absence de l'AI échangeable, et tenant compte d'une quantité négligeable de H échangeable, la charge réelle de ces sols devrait correspondre à la somme des cations.

Dans les sols dérivés de trachy-basalte, la somme des cations atteint seulement 22 à 31 % de la capacité d'échange déterminée; dans les sols dérivés de tuf trachytique, ces valeurs sont plus éle­vées (46 à 72 %). La grande différence entre ces deux types de sol, montre que la charge variabie dans les sols sur trachy-basalte est plus grande, ceci à cause de la présence des composés à charge variabie. La quantité en Fe203' venant de I 'hématite, de la goethite et éventuellement des oxydes de Fe à grande surface, extraite au dithionite-citrate est plus élevée dans les sols dérivés de trachy-ba­salte que dans les autres sols. La charge réelle plus élevée dans les sols sur tuf est aussi due à la présence des argiles 2/1 à charge perm anente.

Les valeurs de pH élevées dans ces sols peuvent être expliquées par la présence d'une quantité de cations suffisante pour saturer les sites d'échange permanents.

Le pH plus élevé dans les sols dérivés de trachy-basalte est Ie résultat d'une capacité d'échange cationique effective (ECEC) plus basse en comparaison aux sols sur tuf trachytique, dominés par des minéraux gonflants à charge permanente.

Ces sols, actuellement classés comme "Sols Ferrallitiques moyen­nement désaturés" (C.P. C.S., 1967) et comme "Ultisois" (U.S.D.A., 1975), sont en réalité saturés. On peut se demander si la détermina­tion de la capacité d'échange cationique (CEC) par l'acétate d'am­monium 1 M à pH 7 et Ie calcul de la saturation par la somme des cations, utilisés comme critêres dans les différents systêmes de clas­sification, ont vraiment de sens.

110

La détermination de la charge actuelle ou de la charge présente dans Ie milieu naturel devrait se faire dans des conditions identiques à celles du milieu.

5. CONCLUSIONS

Les sols sur trachy-basalte et sur tuf trachytique, situés dans des positions topographiques identiques au niveau des Hauts-Plateaux du Cameroun Occidental, ont une évolution minéralogique différente, due aux différences des facteurs hydrodynamiques, qui déterminent effectivement Ie degré d'hydrolyse des minéraux des roches-mêre respectives.

Dans les sols sur trachy-basalte, l' altération des minéraux primai­res, suttout les feldspaths, devient graduellement totale et aboutit à une libération de tous les constituants. A cause d'un drainage ra­pide, Ie temps de contact solution-minéraux est de courte durée et les alcalino-terreux et alcalins libérés lors de la dislocation hydro­Iytique du réseau rest ent en solution et sont éliminés avec les eaux de lessivage. En même temps, Ie milieu est tellement dilué en silice que la concentration de celle-ci est presque toujours insuffisante pour saturer la totalité de l' alumine libéré. Il reste généralement une importante proportion d'alumine libre qui prend la forme de gibbsite.

Les sols sur tuf trachytique sont caractérisés par une altération moins poussée, liée à un drainage plus lent du substrat; les solutions d'altération sont plus concentrées non seulement en Si02, mais aussi en alcalins et alcalino-terreux. Une fraction importante de la silice extraite lors de l'altération réagit avec l'alumine libéré pour engen­drer de nouveaux composés silicatés. L'hydrolyse auboutit surtout à la synthêse d'argiles 2/1 du type smectite.

L'évolution minéralogique de ces deux types de sol a une influen­ce importante sur les propriétés chimiques.

Une comparaison de la capacité d'échange cationique, déterminée par l'acétate d'ammonium 1 M à pH 7, et la somme des cations échangeables montre que la charge "artificielle" dans les sols sur trachy-basalte est plus élevée à cause de la présence d'une plus grande quantité de composés a charges dites "variables".

Ces sols, actuellement classés comme "Sols Ferrallitiques moyen­nement désaturés" et comme "Ultisois", sont en réalité des sols sa­turés.

REMER CIEMENTS

Cette étude s'est réalisée dans Ie cadre du Projet de Coopération

111

Interuniversitaire Belgo-Camerounaise. Nous remercions très vivement Professeur A. HERBILLON, C.P.B.-C.N.R.S. Vandoeuvre-Nancy, Fran­ce et Professeur C. SYS, Université de Gand, Belgique, (coordinateur du projet) pour les discussions productives pendant leur séjour au Cameroun.

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Comparative study of the mineralogical evolution of soils of the same age on trachybasalt and on trachytic tuff in the High Plateaus of West Cameroon

Summary

The soils of the same age on trachybasalt and on trachytic tuff, situated in identical topographic positions on the High Plateaus of West Cameroon, present a different mineralogical evolution. This difference seems to be the result of a variation in the permeability between the respective parent rocks. The soils on trachybasalt are characterized in particular by the formation of gibbsite and iron mineraIs; the weathering products of the trachytic tuff, less per­meable, contain especially swelling minerals with a permanent charge.

As a result of this difference in mineralogical evolution, the soils on trachybasalt are characterized by a much lower effective cation exchange capactity and a higher variabie charge compared to the soils on trachytic tuff. The high pH values, especially in the soils on trachybasalt, are explained by the available reserve of cations to saturate the permanent exchange places.

These soils, actually classified as "partially desaturated ferrallitic soUs" and as "ultisoIs", are in reality saturated soUs.

114

Vergelijkende studie van de mineralogische evolutie van bodems van gelijke ouderdom op trachiet-basalt en op trachietische tuf in de Hoge Plateaus van West-Kameroen

Samenvatting

De bodems van gelijke ouderdom op trachiet-basalt en op tra-. chietische tuf, gelegen in analoge topografische posities op de Hoge Plateaus in West- Kameroen vertonen een verschillende mineralogische evolutie. Dit onderscheid blijkt in verband te staan met een verschil in doorlaatbaarheid tussen de respektievelijke moedergesteenten. De bodems op trachiet-basalt zijn vooral gekenmerkt door de vorming van gibbsiet en ijzermineralen; de verweringsprodukten van trachie­tische tuf bevatten vooral zwellende mineralen met een permanente lading.

Ten gevolge van dit verschil in mineralogische evolutie, zijn de bodems op trachiet-basalt gekenmerkt door een veel lagere reële kationenuitwisselingskapaciteit en een hogere veranderlijke lading in vergelijking met de bodems op trachietische tuf. De hoge pH-waar­den, vooral in de bodems op trachiet-basalt, worden verklaard door de beschikbare reserve aan kationen om de permanente uitwisselings­plaatsen te verzadigen.

Deze bodems, die tegenwoordig geklasseerd worden als "gedeelte­lijk onverzadigde ferrallitische gronden" en als "ultisolen", zijn in realiteit verzadigde gronden.

115

PEDOLOGIE, XXXVI-2, p. 117-131, 3 fig., 8 tab., Ghent, 1986

PHOSPHATE ADSORPTION ON DESERT SANDS COATED WITH IRON HYDROXIDES

E.M. KHALED J. V ANDERDEELEN

L. BAERT

Abstract

Two desert sandy soils were coated with iron hydroxide by ap­plying either a Fe(III)- or a Fe(II) solution. Unhydrolised Fe(N03)3 solution, two partly hydrolised Fe(III) sols with OH/Fe ratios of 2 and 2.84 and FeCl 2 solution were used. Iron coating of soil par­ticles increases the surface reactivity and enhances the phospho­rus adsorption. The phosphorus adsorption maximum, as calculated from the Langmuir equation, is influenced by the initial degree of polymerisation of the added ferric solutions. Adsorbed phos­phate amounts were higher af ter treatment with the ferrous solu­tion than with the ferric solutions.

Key-words

Desert sand, ferric hydroxide coating, P-adsorption.

1. INTRODUCTION

The barren desert represents more than 95 o~ of Egypts surface area. Due to the fast population growth, attention has been directed towards an increasing productivity of the arabie land in combination with an expansion of the cultivable land area. With respect to the latter, the western and eastern desert areas are under consideration. The sandy character and low organic matter content of these soils

E.M. Khaled - Faculty of Agriculture, AÏn Shams University, Shou­bra EI-Khaima, Egypt. J. Vanderdeelen and L. Baert - Faculty of Agriculture, Ghent State University, Coupure 653, B-9000 Ghent, Belgium.

117

result in a poor retention capacity for moisture and nutrient ele­ments (Amer, 1978; Ghoneim, 1978; EI-Badry, 1979). In such environ­ment, one would expect serious problems with almost all nuüients, among which nitrogen, phosphorus, potassium and micronutrients are of special significance.

Adsorption of Fe(III)-(hydrous) oxides onto soils has been given a lot of attention due to their impact on both physical as weIl as chemical properties (Follette, 1965; Greenland and Oades, 1968; Fordham, 1969 and 1972; Rengasamy and Oades, 1977). Precipitation of AI- and Fe-hydroxides on dispersed day suspensions followed by drying has been a successful tooI in increasing the net bonding be­tween the day partides (El-Swaify and Emerson, 1975). Sesquioxide coating around soil aggregates largely improves the structure while it restricts the swelling of the clay (RusselI, 1971; EI-Rayah and Rowell, 1973).

The chemical nature of sesquioxidic. compounds, either as indivi­dual partides or as coatings, makes them efficient sinks for ions such as phosphate, humic substances and trace elements (Schwert­mann and Taylor, 1977). As such, they are able to increase the sur­face reactivity of sand particles considerably. In this respect extent and surface reactivity of iron hydroxide coatings as applied onto two Egyptian desert sandy soils were studied through their phos­phorus adsorption.

2. MATERlALS AND METHODS

2.1. Soils

Desert sandy soils were selected from two locations in north east Egypt. From each soil two samples were collected related to the 0-25 cm depths respectively. The first soil represents the area of the Salhia desert under reclamation. The second soil originates from a site called eastern Cerabium region 2 at about one kilometer from Ismailia-Suez .canal. The samples were air-dried and passed through a 1 mm sieve. General properties of both soils are given in table 1.

2.2. Coating of soils with iron (hydrous)oxides

Coating of the soils has been performed starting from both Fe (111)- as weIl as from Fe(II)-solutions. The former operation has been achieved by applying either 0.1 M Fe(N03)3 solution or partially neutralized 0.1 M Fe(N03)3 sols with OH/Fe ratios of 2 and 2.84 (Abu Talib Bachik, 1980). The unhydrolysed 0.1 M Fe(N03) 3 solution as weIl as the two sols were sprayed on the soil, spread as a very

118

Table 1.

General properties of studied soils.

Soil pH Total analysis (mg/ lOOg) C.E.C. Organic CaC03 Particle size distribution matter

series H20 KCI P Al Fe (meq/ (%) (%) Clay Silt Sand

1/5 1/2.5 lOOg) < 2 ]Jm 2-50]Jm > 50 ]Jm % % %

Salhia 1 * 8.2 7.7 20.4 886.2 633.1 3.36 0.11 4.9 12.5 0.8 86.7

SaIhia2** 8.9 7.9 19.6 708.7 840.2 3.36 0.11 4.1 7.6 2.8 89.6

Ismailia 1 * 9.1 8.3 11.2 223.7 261.4 0.76 0.09 2.5 1.0 0.6 98.4

Ismailia2** 9.0 8.3 11.4 217.5 246.9 0.64 0.11 3.0 0.9 0.3 98.8

* 0-25 cm depth; ** 25-50 cm depth.

-c.o

--- ----- ----

layer in a tray. The amount of solution added was 3 % on a soil weight basis, corresponding to a theoretical concentration of 16.85 mg Fe per 100 g of soil. Af ter this treatment the soils were dried and used as such for successive investigation.

In order to coat the soils with Fe(III)-hydroxides starting from a ferrous sol ut ion, 20 g of soil was first washed twice with 20 cm 3

of 10-3M HCI. Thereafter, 20 cm3 of a 0.1 M FeCl 2 solution was added and the suspension mixed. The slurry was centrifuged and the supernatant liquid, the pH of which was around 6.5, was decanted. The soil was washed once more with 20 cm 3 of a 10-4M HCI and subsequently exposed to the air in a thin layer for drying. Due to the near neutral reaction of the soil, oxidation of ferrous to ferric iron was completed in the air within one to two hours. This proce­dure refers to a "single coated" soil. Also "double coated" up to "quadruple coated" soils have been prepared by this procedure.

2.3. Fe and P extraction of soils

Following extraction solutions were used to investigate Fe and P behaviour of the sbils : 1 M KCI at pH = 3.5, ammonium acetate (A.A.) at pH = 4.8, ammonium lactate (A.L.) at pH = 3.75 and 0.5 M NaHC03 at pH = 8.5 (Olsen reagent). Ammonium acetate was prepared by dissolving 77 g of NH4 Ac. 3H20 and 50 cm 3 of acetic acid (96 %) in 1 1 of water. The ammonium lactate reagent is made by mixing 51.4 cm 3 lactic acid (90 %) with 47 cm 3 acetic acid (96 %) in water and diluting to 2 1, the pH being adjusted with ammonia.

For P extract ion with the Olsen and the A.L. method, 2 g of soil was shaken with 40 cm 3 of extracting solution for 30 minutes and 4 hours respectively. Af ter centrifugation, P concentration in the supernatant was determined colorimetrically by the Scheel method (1936). The extractibility of Fe was determined by shaking 5 g of sbil with 50 cm 3 of KCl, ammonium acetate or ammonium lactate for 24 hours, 1 hour and 4 hours respectively. Following centrifugation, Fe in the supernatant liquid was determined by the orthophenantroline method of Toth et al. (1948), af ter boiling the sample solution with HCIO 4 in order to destroy any polymerised Fe(III)-hydroxides present.

2.4. Adsorption of P

To 1 g of soil sample 50 cm 3 of ~hosphate solution (KH2PO 4) were added. P amount in this 50 cm ranged from 0 to 1000 lJg. The suspensions were allowed to equilibrate by shaking for 24 hours. They we re centrifuged and P was determined in the supernatant. The amount of phosphate adsorbed was calculated from the differ-ence between initial and final P concentration.

120

3. RESUL TS AND DISCUSSION

3.1. General soH properties

As can be derived from their genera I characteristics in table 1 the soils under consideration have a poor agricultural value. CEC, native P content as weIl as organic matter content are low, while pH is high. Total Fe and Al contents are higher in Salhia than in Ismailia soil; while the clay content in the former amounts to 12 % as compared to 1 % in the latter. Percentages of extractable Pand Fe, as related to the total amount, are given in table 2. P recover­ed with NaHC03 is always very low. The A.L. solution, which is acid and is known to have a stronger chelating power for Al and Fe, extracts about 10 % of the total P. Due to the absence of both a complexing ability as weIl as an acidic pH effect, KCI is not able to remove any iron from the soils. These factors also explain why iron extracted by A.A. is always lower than that extracted by A.L.

Table 2.

Pand Fe extracted from the untreated soils, in percent of their tot al amount present.

Soil series P (%) Fe (%)

NaHC03 A.L. KCI A.A. A.L. extract a- extract a- extracta- extracta- extract a-bie bie bie bie bie

Salhia 1 2.00 10.21 0.00 0.15 1.22

Salhia2 2.09 8.22 0.00 0;09 0.75

Ismailia 1 5.35 11.73 0.00 0.19 1.63

Ismailia2 4.19 9.33 0.00 0.14 1.28

3.2. Extraction of Fe from treated soils

Amounts of extractable iron from two soils coated with the ferric solutions are given in table 3. Results are expressed as per­centage of the Fe amount added, which corresponds to 16.85 mg per 100 g soil. Af ter extraction of the treated soils with KCI, A.A

121

Fig. 1.

Electron microscopie picture (x 230.000) of polymerised Fe(III) (hydrous) oxide sol.

and A.L., the pH of the super­natant solutions is about 7.0, 5.0 and 4.5 respectively. No ir­on is recovered with the KCI extraetant. Again, the amount of iron extracted by A.L. always exceeds that solubilized by A.A. Considering the effect of differ­ent OH/Fe ratios, results prove that polymerisation of iron be­fore adding it to the soil re­duces its extractability, pointing towards the fact that the initial characteristics of the dispersions can still be recognized af ter fixation. It is believed that the latter is probably an adsorption phenomenon. From electron mi­croscopie analysis of the poly­merized Fe(III) sol it is shown (figure 1) that, apart from the primary individual particles with a diameter of 3 to 4 nm, ag­

gregated Fe(III) hydroxide particles are also present. The diameter of the latter ones is estimated to be around 40 nm. The diameter of the aggregated particles is confirmed in the size measurement by photon correlation spectroscopy. The concentration of these big­ger particles increases with increasing OH/Fe ratios at the expense of the primary particles. So it is easily understood why extractabili­ty of Fe drops with hydroxylation rate. These findings are in agree­ment with the observations reported by Follett (1965), who found that colloidal ferric hydroxides adsorbed onto kaolinite and quartz surfaces were unaffected by ammonium acetate extraction, prolong­ed washing or ultrasonic vibration. According to this author and in order to remove the adsorbed colloids a treatment with sodium di- . thionite was necessary. Similar findings with regard to ferric hydroK­ide sols were reported by Kavanagh and Quirk (1978) and by Brown and Hem (1975) for cationic AI-hydroxide sols.

In order to assess the amounts of iron precipitated onto the soil particles treated with a ferrous sol ut ion using the procedure as des­cribed in 2.2, soils were boiled for 30 minutes in 1 N HCl using a solid to solution ratio of 1: 50. From the results shown in table 4, it appears that the surface of the soils is covered with almost 0.5 % of its weight af ter one treatment,. increasing steadily af ter each supplementary process of coating.

122

Table 3.

Fe extracted fr om coated soils using different extracting solutions, expressed in percent of Fe amount added.

SoiI series OH/Fe ratio Fe recovered (%)

KCI A.A. A.L. extractable extractable extractable

Salhial 0.00 0.00 36.5 73.9 2.00 0.00 5.5 61.0 2.84 0.00 1.3 55.9

Salhia2 0.00 0.00 29.5 71.5 2.00 O~OO 9.0 53.3 2.84 0.00 2.5 45.2

Ismailia 1 0.00 0.00 31.3 68.1 2.00 0.00 10.3 58.9 2.84 0.00 5.5 53.1

Ismailia2 0.00 0.00 30.4 68.4 2.00 0.00 10.1 59.5 2.84 0.00 8.3 51.0

Table 4.

Fe extracted (mg Fe per lOOg soiI) by IN HCI from the upper 25 cm layers of the soiIs coated with Fe(II) solution.

SoiI series Fe extracted (mg Fe per lOOg)

un- once twice thrice quadruple coated coated coated coated coated

Salhia 1 100.8 633.5 703.6 793.8 849.0

Ismailia 1 20.1 454.6 462.0 495.5 540.5

123

3.3. Phosphate adsorption

The amounts of phosphate adsorbed onto the uncoated and coated soils of Salhia and Ismailia are shown in tables 5 and 6 respective­ly. The smaller the ferric hydroxide particles at the time of addi­tion, the higher the resulting P concentration onto the surface. This is not only confirmed for the unhydrolysed Fe(N03) 3 solution where Fe3+, Fe(OH)2+ and Fe(OH)Z species are supposed to be , present, but also for polymerised Ye(III) hydroxide at OH/Fe ratios of 2 and 2.84. Two major reasons can be mentioned for this phenomenon. Due, to the fast drying of the moistened soil, monomeric Fe(III) hydroxide species are not able to grow to weIl ordered polymers such as ob­tained at OH/Fe ratio of 2.84. Next, the positive charge per Fe atom is decreasing with the polymerisation degree, resulting in a weaker electrostatic attraction of the coating with regard to P. Due to the high pH of both soils, it is assumed that initially a chemical adsorption onto the soil partieles takes pI ace, which may be follow­ed by a subsequent precipitation of highly insoluble calcium-phosphate compounds.

Considering the P adsorption data for Fe coated soils using a ferrous solution (tabie 7), it becomes evident that for similar P doses applied, adsorbed P amounts are always higher than those ob­tained for Fe(III) hydroxide coating, starting from ferric solutions. As repeated iron coatings do not change P-adsorption to a high extent, it is concluded that an almost uniform iron covering of the

Table 5.

Phosphate adsorption on 5alhia soil.

P applied Adsorbed P (]Jg.g-l soil)

(]Jg.g-l soil) uncoated Fe(N03)3 OH/fe = 2 OH/Fe = 2.84

5 1* 52** 5 1 52 5 1 52 5 1 52

50 8.0 5.5 41.3 37.0 39.2 32.0 28.2 23.9

100 16.0 9.7 70.8 61.8 56.4 46.6 45.4 39.9

200 24.9 15.5 101.6 93.0 78.9 70.3 76.8 63.9

.500 34.7 27.6 170.7 152.0 130.0 12l.1 110.5 100.4

1000 65.5 52.0 302.0 280.5 248.5 231.5 192.0 184.5

* 0-25 cm soil layer; ** 25-5.0 cm soil layer.

124

Table 6.

Phosphate adsorption on Ismailia soil.

P applied Adsorbed P (lJg.g- 1 soil)

(lJg.g- 1 soil) uncoated Fe(N03)3 OH/Fe = 2 OH/Fe = 2.84

5 1* 52** 5 1 52 5 1 52 5 1 52

50 3.0 3.1 37.4 36.5 35.1 35.0 31.4 31.4

100 5.5 5.6 54.2 51.4 39.7 36.8 32.0 31.5

200 10.0 9.1 80.4 79.3 70.2 69.5 55.2 54.5

500 18.0 17.1 119.5 114.5 78.0 76.0 68.4 67.0

1000 35.5 34.0 195.5 192.0 142.5 140.0 131.0 127.5

* 0-25 cm soil layer; ** 25-50 cm soil layer.

Table 7.

Amounts of Padsorbed onto the soils (lJg P.g- 1 soil).

50il series P applied Treatment

(lJg.g- 1 soil) un- "once "twice "thrice "qua-coated coated" coated" coated" druple

coated

100 16.0 76.0 79.1 85.6 89.8 5alhia 1

500 34.7 230.8 260.8 275.2 286.4

100 5.5 48.5 49.6 52.0 56.1 Ismailia 1

500 18.0 155.2 173.0 193.0 207.7

surfaces is achieved by one treatment. At P doses of 100 and 500 lJg per gram of soil, adsorbed P amounts on Fe-coated soils are in­creased 5 to 10 times as compared to the untreated soils. Wetting the soil with ferrous solution results in the formation of immobiliz-

125

-tv (j')

Table 8.

Linear correlation coëfficient (r), adsorption maximum (N m) and energy of adsorption (~G) of non­coated and Fe(III)-coated soils.

Treatment Soil Salhia Ismailia depth (cm) r Nm ~G r Nm ~G

(.lJg p.g-l) (kJ.mole- 1) (lJg p~g~l) (kJ.mole- 1)

0-25 0.990 66 -27 0.990 40 -26 uncoated

25-50 0.990 48 -27 0.990 34 -27

0-25 0.988 194 -32 0.990 136 -32 Fe(N03)3

25-50 0.990 180 -32 0.990 131 -32

Fe(III)-sol 0-25 0.988 148 -32 0.990 82 -33

OH/Fe = 2.0 25-50 0.987 151 -31 0.990 84 -33

Fe(III)~sol 0-25 0.988 127 -32 0.988 77 -32

OH/Fe = 2.84 25-50 0.990 134 -30 0.988 76 -32

I

ed hydrolysed Fe(III) produets with adsorption properties for nutrients such as phosphate ions.

Using the adsorption data for P applJications amounting to 500 l-Ig per gram of soil, the maximum P adsorption (Nm) as weIl as the energy parameter K have been calculated (tabie 8) using the linear­ized Langmuir isotherm, which is of the type :

C/X = l/KNm + C/Nm with C being the P concentration in the supernatant liquid at equi­librium and x the amount of Padsorbed per gram of soil.

Figures 2 and 3 show the linear relationship for uncoated and coated Salhia 1 and Ismailia 1 sands. The calculated P adsorption max­ima of coated soils are two to three times higher than · those of un­coated soils.

("f") I

E u o LO

12

10

8

6

4

4

3

2

Uncoated

OH/Fe=2.84

OH/Fe= 2

O~ ____ ~ ______ L-____ ~ ______ ~ ____ ~

o 100 200 300 400 500 -3 C (ug P.50 cm )

Fig. 2.

Langmuir plot for the adsorption of phosphate by Salhia soil 1•

127

27 26

24

22 .--..

(V')

I E 20 u

0 L{')

18 '-,.- ' 0 (/) 16 Ol,

15 -x , -u

8

6

4

2

0

Fig. 3.

/

0 100

/ /

.4'

/ ' / '

/ /

/ '

200 300 400

C (ug P.50 cm-3 )

/ / Uncoated

OH/Fe=2.84

OH/Fe= 2

soo

Langmuir plot for the adsorption of phosphate by Is­mailia soil l .

The free energy va lues b G of P adsorption onto the soil~ were calculated using the following equation :

bG = RT In K

where R refers to the gas constant, T to the absolute temperature and K to the binding energy parameter as obtained from the Lang­muir equation. From the bG values it might be concluded that the type of P binding onto the coated soils is of higher energy than that of the untreated soils. Note also the constancy of the calculat­ed values af ter coating, pointing towards a similar mode of binding, irrespective of the initial Fe compound.

128

4. CONCLUSIONS

Due to the high sand content of both desert soUs, surface reac­tivity and hence adsorption power for nutrients such as phosphate are very low. The amount of phosphate adsorbed increases when soil is coated using Fe(III) solutions. The maximum amount of phosphate adsorbed onto Fe(III)-coated soils starting from ferric solutions in­creases in the order : unhydrolysed ferric solution Fe(III} - sol at OH/Fe = 2 Fe(III}-sol at OH/Fe = 2.84. The high 6G values for ad­sorption of phosphate onto the Fe(III)-coated soils indicate that the type of P binding is of higher energy than that of untreated soUs. The ferric hydroxide coatings on the sand surfaces, starting from ferrous solution, are heavier and as such more homogeneous which enhances the P adsorption.

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130

Adsorption de phosphate sur des sols sablonneux d'origine désertique couverts par des hydroxides de fer

Résumé

Deux sols sablonneux d'origine désertique ont été couverts par l'hydroxide de fer après traitement avec des solutions ferrriques et ferreuses; une solution de nitrate de fer(III) non hydrolysé, deux sols ferriques ' partiellement hydrolysés avec des rapports OH/Fe égaux à 2 et 2,84 ainsi qu'une solution de FeC12 ont été utilisées. Le re­couvrement des particules du sol fait augmenter la réactivité de la surface, résultant en une adsorption croissante de phosphate. Le taux d'adsorption calculé selon 1 'équation de Langmuir est influencé par Ie degré de polymérisation des solutions ferriques. Comparé à ces dernières, un traitement avec une solution ferreuse a pour effet d'augmenter la quantité de phosphate adsorbé.

Fosfaatadsorptie aan woestijn zandgronden bedekt met ijzerhydroxi­den

Samenvatting

Twee woestijn-zandgronden werden bedekt met ijzerhydroxiden door behandeling met Fe(III)- en Fe(II)oplossingen; hiervoor werden een niet gehydrolyseerde Fe(N03)3 oplossing en twee gedeeltelijk gehydrolyseerde Fe(III)-sols met OH/Fe verhoudingen gelijk aan 2 ~n 2,84 alsmede een FeCl2 oplossing gebruikt. Een ijzerbedekking van de bodempartikels doet de oppervlaktereaktiviteit toenemen en heeft een verhoogde fosfaatadsorptie tot gevolg. Het adsorptie-maximum berekend uit de Langmuir vergelijking wordt beInvloed door de poly­merisatiegraad van de toegediende ijzer(III) dispersies. In vergelijking met deze laatste nemen de geadsorbeerde fosfaat hoeveelheden steeds toe door behandeling met een ferro-oplossing.

131

PEDOLOGIE, XXXVI-2, p. 133-154, 6 fig., 4 tab., Ghent, 1986

THE CONSTRUCTION OF ROOT ZONE CAPACITY MAPS BASED ON COMPUTERIZED SOIL MAPS AND PEDOLOGICAL DATA

H.B. MADSEN

Abstract

In Denmark nation-wide computerized maps showing the extent of soil types, landforms, wetlands, and clayey and sandy subsoils have been elaborated. These maps have been combined for con­struction of mapping units with nearly identical root zone capaci­ties and for delineation of areas with pronounced capillary rise of water into the root zone from shallow groundwaters. Within each mappingunit, a typical soil profile has been defined according to texture and organic matter content at three depths. Assessment of the mapping units is based on pedological investigations with information on root density and soil water retention.

Regression equations combining texture and organic matter with water content at field capacity and permanent wilting point have been elaborated and the effective root depths defined and deter­mined. Based on this information root zone capacity maps for grass, spring-sown cereals and winter-sown cereals have been con­structed and an example is given from an area in southern Jut­land.

Key-words

Computerized maps, roots, soil water.

1. INTRODUCTION

Water deficit during the growth season is today one of the most limiting factors for plant production in North Europe, especially on

Henrik Breuning Madsen - Institttte of Geography, University of Copenhagen, nster Voldgade, 10, DK-1350 Copenhagen, and Ministry of Agriculture, Bureau of Land Data (ADK), Enghavevej, 2, DK- 7100 Vejle, Denmark.

133

sandy soils. This is primary due to a bet ter fertilization and draina­ge of the farm land during the last century. Therefore, information on soil water retention in the root zone combined with climatic data is today of great importance in agricultural and irrigation planning. One of the primary soil water data used in the agricultu­ral water planning in Denmark is the root zone capacity (RZC) de­fined as the amount of soil water which can be utilized by the crops before wilting due to lack of water supply. RZC does not in­clude capillary water penetrating into the root zone from shallow groundwater or the amount of precipitation during the growth se a­son, and it is therefore only a part of the total available water (T AW) for plant production which roughly can be calculated from equation (1) :

TAW = RZC + PR + CR - RO - WP (1) In this equation RZC is the root zone capacity, PR is the pre­

cipitation during the growth season, CR is the capillary rise of water into the root zone during the growth season, while RO and WP are run-off and water passing through the root zone during the growth season. Evaporation from bare soil and interception are neglected.

For agricultural planning computerized soil maps of Denmark have been elaborated. They were mainly based on texture analyses of the topsoil and according to these, the arabie land was divlded into 8 classes. Moreover, the location of forest areas and urban zones are given (Mathiesen, 1980).

The soil maps have been widely used in the planning of the rural land, e.g. for protection of valuable agricultural land around expand­ing urban settlements. Furthermore, the soil maps have been used for calculating the amount of water needed for irrigation (Madsen and Platou, 1983), the actual and potential need for drainage (Holst and Madsen, 1986), and the soil erodibility (Madsen et al., 1986).

In order to improve the soit maps, computerized nation-wide land­scape maps, wetland maps, and maps showing the location of clayey and sandy subsoils have been elaborated. All maps have been digitiz­ed in order to facilitate production of computer-drawn maps at dif­ferent scales and with different combinations of parameters. The computerization has also facilitated statistical treatment of the data and calculation of the area distribution within specific regions such as counties and catchments.

The establishment of the new nation-wide databases combined with data from pedological investigations makes it possible to con­struct nation-wide maps showing the root zone capacity for different crops and to delineate areas with a significant capillary rise of water into the root zone. This paper describes a method for map­ping the root zone capacity for different crops by combining com-

134

puterized soi! maps and pedological data, and an example is given for a test area in . southern 1 utland.

2. METHOD AND MATERIALS

The principle for constructing RZC maps is shown in figure 1. First, a combination of the computerized nation-wide maps is carried out to delineate mapping units with nearly identical RZC, then a typical soil profile within each mapping unit is defined, and the RZC is calculated from root- and soil water retention data obtained from pedological investigations.

2.1. Construction of mapping units

The construction of mapping units is based on the four previously mentioned nation-wide maps. In the following, a brief description of the four maps is given, and in figure 2 a combination of the maps is shown for the test area.

2.1.1. Danish soil classification

In 1975-80, a nation-wide soil survey was carried out by the Ministry of Agriculture, Bureau of Land Data (ADK), and soit maps, approximately 400 sheets, were produced at a scale at 1: 50,000. These soit maps are primarily based on texture analyses of soH samples from approximately 35000 sites. Slope classes are construct­ed from topographic maps, and the geological origin of the soH at 1 metre depth is shown, where this information is available from detailed geological surveys. Samples for texture analysis we re taken at all sites from a depth of 0-20 cm and at selected sites (roughly 6000) from a depth of 35-55 cm. The samples were taken by local agronomists in cooperation with the staff at the Bureau of Land Data. In the laboratory, texture, organic matter and calcium carbo­na te were determined in all samples, and the results were stored in a computer system (Mathiesen, 1980).

The arabie land was classified into 8 soi! types according to the texture at 0-20 cm depth (tabie 1). Each soil type has been given a map colour code (1-8). The soil maps show the distribution of the soil types in the agricultural land, and divide the remaining are as into urban zones and forest areas. Table 1 shows that the soi! types are further subdivided into 12 soil classes, 1B 1-12. The division of the arabie land into 8 soi! types was carried out by the local agro­nomists in cooperation with the staff at the Bureau of Land Data. In this way the mapping has included local experience about the distribution of soil types, as weIl as systematic analytical data.

135

CONSTRUCT ION OF MAPPING UNITS

DELINEATION OF AREAS WITH SHALLOW GROUND­WATER TABLE

DANISH SOIL CLASSIFICATION SUBSOIL MAPS LANDFORM MAPS WETLAND MAPS

DANISH SOIL CLASSIFICATION SUBSOIL AND LANDFORM MAPS '

WETLAND MAPS (LANDFORM MAPS)

TEXTURE ORGANIC MATTER REGRESSION EQUATIONS

PEDOLOGICAL INVESTIGATIONS

TEXTURE ORGANIC MATTER CROP

PEAT -----~I MORE THAN 210 MM

NON-PEAT -----I LIKE NON-WETLANDS (MINIMUM AWC FOR PLANT PRODUCTION)

*RZC = ROOT ZONE CAPACITY **AWC = AVAILABLE WATER CONTENT

***ERD = EFFECTIVE ROOT DEPTH

Fig. 1.

Schematic drawing showing the principle for construction of root zone capacity maps.

Moreover the agricultural land is divided into three slope classes 0-6°, 6-12°, and more than 12°. Experimental data show that in the first class mechanized tillage is carried out without any problems, in class two minor difficulties may arise, while in class 3 mechaniz­ed tillage is nearly impossible.

136

Table 1.

Definition of soil types for soil mapping in Denmark.

Map Soil Type j8- Percentage by weight Colbur nr. Clay Silt Fine Sand Total Sand Humus Code

1

2

3

4

5

6

7

8

< 2lJm 2-20 llm 20-200 llm 20-2000 llm 58,7%C

Coarse Sand 1 0-50 · 0~5 0-20 75-100

Fine Sand 2 50-100

3 0-40 Clayey Sand r---- 5-10 0-25 65-95

4 40-95

5 0-40 Sandy Clay !-"- 10-15 0-30 55-90

6 40-90 ~

Clay 7 15-25 0-35 40-85

8 25-45 0-45 10-75

Heavy Clay 9 45-100 0-50 0-55 or Silt

10 0-50 20-100 0-80

Organic Soils 11 >

Atypic Soils 12

2.1.2. Landscape map

For subdividing the map colour codes, a nation-wide landscape map has been elaborated in scale 1: 100,000. This map is based on previous landscape maps (Schou, 1949; Smed, 1979), topographic maps, and geoiogical surveys published at scale 1: 100,000. The coun­try is divided into 9 different landforms :

- Old morainic areas from the SaaIe glaciation, - Young morainic are as from the Weichsel glaciation, - Outwash plains from the Weichsel glaciation, - Dune sand are as, - Oid marine deposits (Yoldia) from just af ter the Weichsel

gl.aciation, - Marsh are as,

Younger marine deposits (Littorina) and recent marine forelands,

137

10

10

Fig. 2.

!illillIill CLAYEY SUBSOIL

D SANDY SU,BSOIL

[]] URBAN AREAS

G3 FOREST AREAS

• WETLANDS

[IJ MAP COLOUR

~ OUTWASH PLAIN

\:ySAALE GLACIATION LANDSCAPE

2 KM I

N

~ Combination map of the test area. The map shows the arabie land, urban zones, and forest areas with a subdivision of the arabie land according to map colour code, landform, type of subsoil, and wet­lands. Furthermore the location of the test area in Jutland is indi­cated.

- Reclaimed areas, - Rock. Moreover some mixed are as were outlined where it was not pos­

sible to separate the landforms. The landscape map is used to deli­neate areas of marine origine These areas have a high possibility for capillary rise of water into the root zone from shallow groundwater.

2.1.3. Maps showing the location of clayey and sandy subsoil

From a geological map in scale 1:500,000 (Bornebusch and Mil­thers, 1935) and from geological maps in scale 1: 100,000 the clayey and sandy subsoil has been outlined. Geologically, the sandy subsoil is mainly dune sand, marine sand, meltwater deposits or till, and it has normally less than 10% of clay. The clayey subsoil is mainly till with a clay content bet ween 15% and 30%.

138

2.1.4. Maps showing the location of wetlands

The wetlands have been outlined from the landscape map and from old topographic maps (1 :20,000) showing the extent of wetlands 60-80 years ago. From the first mentioned, marsh areas, younger marine deposits and recent marine forelands together with reclaimed areas are considered wetlands, while in the other landscapes all areas with wetland signature on the old topographic maps are con­sidered wetlands. The old maps were preferred to younger ones be­cause of the recent decrease in wetlands due to drainage. The wet­lands cover roughly 20% of the country.

2.2. Construction of typical soil profiles within the mapping units

Based on the maps from the Danish soil classification and the subsoil map it is possible to classify the depths 0-60 cm and 60-120 cm according to the map colour code system (MCC-system), and hereby to construct typical soil profiles for the different map­ping units with information on texture and content of organic mat­ter. The MCC-values from the soil classification give information on the uppermost 60 cm of the profile, while the sandy or clayey subsoil map determines the MCC-value within the depth interval 60-120 cm. The principle for the MCC-assessment of the subsoil is as follows, and figure 3 shows a schematic drawing of the profile constructed :

- If the topsoil is MCC 1-3, the sandy subsoil will have the same MCC-value as the topsoil;

- If the topsoil is MCC 4-6 . or 8, the sandy subsoil is as clayey as possible, that means MCC 3;

~ ~ ~ MCC

~ 4-6&8 SANDY MCC2 MCC3 MCC3 MCC1 SUBSOIL MCC1

MCC

~ MCC

~ 1-3 568 CLAYEY MCC5 MCC5 MCC5 MCC5 SUBSOIL

Fig. 3.

Typical soil profiles for different mapping units construct­ed by combining the Danish soil classification maps with the subsoil map.

139

- If the topsoil is MCC 7, the sandy subsoil is MCC 1; - Is the subsoil clayey, it will in all cases be MCC 5, that means

between 15-25% clay. According to the fAO-Unesco soil map legend (1974) MCC 1 and

2 on sandy subsoils are mainly Podzols and MCC 3, 4, 5, 6 and 8 mainly Cambisols. MCC 1 and 2 on clayey subsoils might be Pod­zols if the sandy topsoil is thick, otherwise they are Cambisols. MCC 3 and 4 on clayey subsoils are in western Denmark mainly Acrisols and in the other parts mainly Luvisols, while MCC 5, 6 and 8 are Cambisols or Luvisols. MCC 7 on sandy or clayey subsoils will be poorly drained soils, mainly Histosols.

Using information on texture and organic matter derived from the soil classification databases, the mean texture and organic mat­ter content can be calculated for the different MCC-values at the

Table 2.

Mean textural composition of the different map colour codes (MCC) in Ribe county, southwest Jutland.

Particle size distribution (%)

MCC Depth clay silt f. sand c. sand org. (cm) 0-211 2-20lJ 20-200lJ 200-2000lJ matter

%

1. 0- 30 3.4 4.4 28.7 59.7 3.7 30- 60 3.0 2.8 26.7 65.5 2.0 60-120 3.0 2.8 27.1 66.5 0.5

2. 0- 30 3.3 5.1 55.7 32.2 3.6 30- 60 2.8 2.8 61.6 31.7 1.1 60-120 2.8 2.8 62.0 31.8 0.5

3. 0- 30 6.2 7.3 36.6 45.6 4.1 30- 60 6.6 6.0 38.9 46.5 2.0 60-120 6.7 6.1 39.5 47.2 0.5

4. 0- 30 11.2 11.1 37.6 36.2 4.0 30- 60 11.9 9.0 42.3 35.2 1.5 60-120 12.0 9.1 42.7 35.6 0.5

5.-6. 0- 30 17.8 16.1 38.0 23.1 4.9 30- 60 18.6 13.3 36.7 29.4 2.0 60-120 18.9 13.5 37.3 29.8 0.5

140

depth intervals 0-20 cm and 35-55 cm. Using these data each typi­cal soil profile is given a texture and an organic matter content at three depths 0-30 cm, 30-60 cm, and 60-120 cm. The information from 0-20 cm determines the texture from 0-30 cm, and the infor­mat ion from 35-55 cm determines the texture from 30-60 cm. From 60-120 cm depth the 30-60 cm texture is used, but the organic mat­ter content is reduced to 0.5 %. Table 2 shows the mean texture and organic matter content in the typical soil profiles situated in Ribe county, southwest Jutland.

2.3. Delineation of areas with shallow groundwater

A delineation of areas with high possibility of capillary rise of water from shallow groundwaters into the root zone is of great im­portance, e.g. for irrigation planning, because in such areas RZC will be the minimum available soil water content for plant produc­tion. In the other areas the RZC will be the total available soil water content for plant product ion. As the wetlands on the old to­pographic maps either are situated in depressions, along rivers or on low lying marine plains, the wetland map is used to delineate areas with high possibility of capillary rise of water into the root zone from shallow groundwaters. The wetlands are mainly Histosols, Gley­sols or Fluvisols. Outside the wetlands, temporary groundwaters only occasionally give rise to notabie capillary rise of water into the root zone during the growth season.

2.4. Calculation of root zone capacities (RZC) for mapping units within non-wetland areas

RZC is defined as the amount of water in the soil profile which can be utilized by the plants before wilting due to lack of water supply. At this point the total amount of available water in the up­permost part of the root zone has been utilized by the crops, while in the lower parts of the root zone only some of the available water content has been utilized. This is due to . differences in root density down through the soil profiles. Thus for every typical soil profile, RZC is calculated by combining the available water content in the soil layers with information on root profiles from different crops.

2.4.1. Available water content in the different soil profiles

The available water content for plant product ion (AWC) is defin­ed as the water content between field capacity (FC) and the per­manent wilting point (PWP). For a calculation of AWC by means of the data from the typical soil profiles it is necessary to establish a

141

relationship between soil texture and soil water retention. Soil profile investigations have been carried out in Denmark

showing this relationship. Hansen (1976) analyzed soil samples from agricultural research stations and correlated texture and water con­tent at pF 2.0 and pF 4.2. Madsen (1976) analyzed soit samples from mid-Jutland and correlated texture with the water content at pF 1.7, pF 2.0 and pF 4.2, and Madsen and Platou (1983) made iden­tical investigations in northern Jutland. During the establishment of the main gas pipeline system across Denmark in 1981-84 pedological investigations were carried out in the working belt, and a nat ion­wide database for pedological data was established (Madsen and Jensen, 1985). In that connection, soit water retention analyses have been carried out and on the basis here of new regression equations for specific regions elaborated.

The investigated profiles were developed in sediments of differ­ent geological origin, so the regression equations should be as repre­sentative as possible. Undisturbed samples were taken in 4 to 5 horizons for a determination of the soit water retention, and disturb­ed samples were taken for texture analysis and ot her soil physical and chemical analyses.

The water content at different pF -values, e.g. pF 1.0, pF 1.5, pF 2.0, pF 2.5, pF 3.0 and pF 4.2, was measured in the laboratory by the sand box or pressure-membrane-apparatus method, and poro­sity and bulk density were calculated. Texture was determined by the hydrometer method, and organic matter was measured in a Leco­IR-apparatus (Mathiesen and Ncfirr, 1976).

AWC is defined as the water content between FC and PWP. It is generally accepted that the water content at PWP is equal to the water content at pF 4.2 (Wiklert, 1964), whereas the water content at several pF -values as 1.7, 2.0 and 2.3 has been suggested to be equivalent to the water content at FC (Salter and Williams, 1965; Reeve et al., 1973; Madsen, 1976; Rivers and Shipp, 1977; Madsen and Platou, 1983). For Danish soils there is a close correlation be­tween the water content at pF 2.0 and FC, except for sandy sub­soils with very low water contents at FC, where pF 1.7 would be a better approach (Madsen, 1976 ., and 1983). Because root develop­ment is impeded in coarse sandy subsoils, it is reasonable to use the water content at pF 2.0 as a measure of FC. Thus, AWC is defined as the water content between pF 2.0 and pF 4.2.

In the actual study AWC in the soil layers is calculated from the regression equations based on samples from profile investigations in southern Jutland (Madsen and Jensen, 1985). The equation for pF 2.0 is based on 285 samples and the equation for pF 4.2 on 111 samples. Calciumcarbonate-containing samples, samples with bulk density be­low 1.0 g/cm3, and samples with organic matter content above 10%

142

we re excluded. The following classes have been used in the regres­sion analyses : clay 0-211, silt 2-2011, fine sand 20-20011, coarse sand 200-200011 and organic matter, and the mean values for the pF 2.0-samples were clay 9.1 %, silt 5.7%, fine sand 33.7% and or­ganic matter 1.4%.

pF 2.0 (vol%) = (2.34 x %organic matter) + (0.70 x %clay) + (0.47 x %silt) + (0.18 x %fine sand) + 3.68. (2) r = 0.914, s = 4.10

pF 4.2 (vol%) (0.58 x %organic matter) + (0.64 x %clay) +

(0.16 x %silt) + (0.01 x %fine sand) + 0.82. (3) r = 0.941, s = 1.81

This means that the available water content can be calculated from the following equation

AWC (vol%) = (1.76 x %organic matter) + (0.06 x %clay) +

(0.31 x %silt) + (0.17 x %fine sand) + 2.86. (4)

Equation 4 indicates a clearly positive correlation between AWC and the content of organic matter, silt and fine sand, while there is nearly no correlation between the clay fraction and AWC. Wei ss­en and Andre (1970) found also no correlation between AWC and the clay content in soils from the Belgian Ardennes but good cor­relation between AWC and the particle size fraction 2-1011. Pidgeon (1972) and Madsen and Platou (1983) found a negative correlation between AWC and the clay fraction determined on samples from Uganda and Denmark, respectively.

2.4.2. Root depth

In order to investigate the relationship between root profile, soil water retention and the utilization of AWC in different soil types, the root development in nearly 200 soil profiles has recently been studied (Madsen, 1979, 1983, 1985). From each soil profile approxi­mately 10 undisturbed samples were taken in tubes of roughly 606 cm3 for root investigation. The root leng th was measured on a grid and the root density determined as cm root/cm 3 soil. Furthermore, samples were taken for texture analyses and determination of soil water retention.

The investigations show that the root density decreases in a 10-

garithmic sense with increasing soil depth. In pure sandy soils with less than 15% clay + silt (0-6311), the root density of barley de­creases to 1/10 for every 20 cm soil depth, in soils with 15%-35% clay + silt for every 30 cm soil depth, and in soils with more than 35% clay + silt for every 40-50 cm soil depth. In pure sandy soils

143

Fig. 4.

plant available root density water

cm root/cm3 soil vol%

1 . 0 0 . 1 0.01 Fe PWP

effective root depth (a=b)

~ soil water utilized ~ until wilting due

to lack of water

Schematic drawing showing the root density, the effective root depth, and the amount of soH water utilized in the soil layers when wilting occurs.

the root profile seems to be nearly identical from one year to an­other, while great differences might occur in clayey soils (Madsen, 1985). It is therefore necessary to define mean root profiles for different crops in relation to soil type.

In order to calculate RZC the effective root depth (ERD) is used. ERD is defined as the depth of soil in which AWC is equal to the amount of soil water utHized by the plants until wilting occurs due to lack of water (fig. 4). At this point the soil water potential will be about -15 bar in the upper part of the soil profile, because of a high root density there, while in the deeper sections of the profile, where the root density is low, only part of AWC has been utilized by the vegetation, and the soil water potential will be higher than -15 bar. Figure 4 shows a decreasing utilization of soil water with decreasing root density, and ERD is equal to the soil depth where area a is equal to area b.

By means of the simulation model ItHeimdal" (Hansen, .1975; Hansen et al., 1976) the following relationship has been established between root density and soil water retention at the point of wilting (Mad­sen, 1979).

144

above 1.0 cm root/cm 3 soil

0.1 - 1.0 cm root/cm 3 soil

below 0.1 cm root/cm 3 soil

pF 4.2

pF 3.0-pF 4.2

pF 2.0-pF 3.0

The simulation model "Heim dal" has been used for estimating ERD (Madsen, 1979; Madsen and Platou, 1983). The summed-up AWC in soil layers with more than a certain root density was compared to the summed-up transpirated water until leaf water potential at night does not exceed -20 bar determined by the simulation model "Heim­dal". At this point the plant was considered dead. In the simulations, climatic data from a typical drought period in May and June were used, . and the vegetation was barley. The soil water retention curves from all distinct soil horizons in the profile and the maximum root density for every 10 cm down through the profile were furthermore used as basic inputs in the model.

Figure 5 shows that ERD corresponds roughly to thickness of soil layers with root densities greater than 0.1 cm root/cm3• It is obvi-

L (-20) 200 MM

150

100

50

o o

Fig. 5.

• •

50 100 150 200

Relationship between the summed-up avail­able water content in the soil layers with more than 0.1 cm root/cm 3 soil (PTV 0.1) and the summed-up transpirated water l

. un­til Ie af-water potential at night does not exceed -20 bar, L(-20), determined by si­IDulation.

145

ous that it is only a rough estimate of ERD, and in soils where atypic root profiles are developed due to e.g. impermeable soi! lay­ers, great differences bet ween true and calculated RZC may arise.

When knowing ERD for different crops in relation to soil type, it will be possible to ca1culate and map the RZC. Based on investi­gations of Wiklert (1962), Vetter and Scharafat (1964), Böhm (1978), and Madsen (1979, 1983 and 1985) a mean ERD can be established for grass spring-sown cereals and winter-sown cereals (tabie 3).

Table 3.

The mean effective root depth (ERD) in cm for different crops in relation to soil type (MCC) and clayey and sandy subsoil.

Grass Spring-sown Winter-sown cereals cereals

clayey sandy clayey sandy clayey sandy

MCC 1 50 50 50 50 50 50 MCC 2 60 55 80 60 90 60 MCC 3 60 55 90 60 100 60 MCC 4 60 60 90 80 110 100 MCC 5,6t ,8 60 60 90 80 110 100

Table 4.

Root zone capacity (in mm) for different crops in relation to soil type (MCC) and clayey and sandy subsoil.

Grass Spring-sown Winter-sown ceceals cereals

clayey sandy clayey sandy clayey sandy

MCC 1 71 71 71 71 71 71 MCC 2 111 1.03 142 111 157 111 MCC 3 103 95 149 1.03 165 103 MCC 4 110 110 156 135 187 161 MCC 5,6,8 126 126 172 151 203 177 MCC 7 >210 >210 >210 >210 >210 >210

146

2.5. Calculation of the root zone capacity within wetland areas

The RZC in non-peaty wetlands is calculated in the same way as for non-wetland are as. As previously mentioned the calculated RZC will be the minimum available soil water content for plant produc­tion, because capillary rise of water into the root zone from shallow groundwaters might be pronounced.

It is not possible to use regression equation 4 to calculate the RZC in organic-rich soils (MCC 7), because the eqaution is not valid for peat. Investigations of Vedby (1976) and Petersen and Madsen (1976) show that RZC is very high in Danish peats and coprogeneous earths, and the peaty soils are therefore given high RZC-values, more than 210 mmo

3. RESULTS

The described method can be used for construction of root zone capacity maps covering the whole country or minor areas such as catchments. In this paper an exampie is given for an area of rough­Iy 60 km 2 situated in southern Jutland on the border between the counties Ribe and S0nderjylland (fig. 2).

The annual precipitation is roughly 800 mm and the annual aver­age temperature is between 7 and 8° C. The warmest month is 17° C, the col<dest 0° C. According to USDA (1975) the area has a mes ic soil temperature regime and an udic soil moisture regime. There is in average a hu ge precipitation surplus in the Autumn and Winter and a minor precipitation deficit in May, June and July.

The major part of the investigation area is a morainic landscape from the SaaIe glaciation (Schou, 1949), divided into two parts by an east-west going outwash plain in which the river Kongea is situ­ated. Figure 2 shows th is together with the map colour codes, urban zones and forest areas in combination with clayey and sandy subsoil and wetland areas. The latter include MCC 7. The morainic are as are mainly MCC 3, 4 and 5 with clayey or sandy subsoil, while the outwash plain is mainly MCC 1 and 3 with exclüsively sandy subsoil. According to the FAO-Unesco map legend (1974) areas in the SaaIe glaciation landscape with clayey subsoil are Acrisols with inclusions of Luvisols and Cambisols, while areas with sandy subsoil are Cam­bisols or Podzols. The outwash plains are Podzols; the wetlands are Histosols, Gleysols or Fluvisols.

Figure 6 shows RZC maps for grass, spring-sown cereals and win­ter-sown cereals. The construction of the maps is as follows. The mean textural composition of the different soil layers is calculated from the texture-database established in connection with the Danish soil classification. As the investigation area is mainly situated in

147

_-_-_-_-_-_-:_-_-_-_-_-_-_-_-_-_~III1I1::::::~::::::-- .. : .:::::::::::::::: ___ ::: __ 11 ::::::::::::-

::::::::::::::::::::::: 11 11 ::::::::::::: B .-.-.-.-.-.-.-.-.-.-.-.-.-.-.-.-.-.-.-.-.-.-.-.--- -_:::::::::::::--- -------------.------------------------------- -------------

Fig. 6.

ROOT ZONE CAPACITY

D 50 - BO

---D BO - 110

§ 110 - 140

~ 140 - 170

• 170 200

• > 200

G:j FOREST AREAS

[]] URBAN AREAS

2 KM I

(MM)

Root zone capacity maps for grass, spring-sown cereals and winter­sown cereals.

148

the southern part of Ribe county, the mean textural composition of the map colour codes from this county is used (tabie 2). Another approach would be to use mean texture va lues in relation to land­forms instead of administrative regions.

Based on equation 4 the available water content is calculated for the different soil horizons, and these values are combined with the mean ERD in table 3 for calculation of RZC. In table 4 the RZC is given for the different MCC-classes combined with type of subsoil and erop. The value for the organic-rich soils (MCC 7) is as previously mentioned based on Danish moor land investigations.

The following grouping and classification of RZC has been con-sidered for the area investigated in figure 6 :

below 50 mm extremely low 50-80 mm very low 80-110 mm low 110-140 mm medium 140-170 mm high 170-200 mm very high over 200 mm extremely high All the wetlands in the reg ion are organic-rich and the RZC is

therefore extremely high for all types of crops, and water stress during the growth season should not happen.

In the non-wetland areas the RZC for grass is very low for MCC 1, low for MCC 3 and 4, and medium for MCC 5. The influ­ence of the subsoil on RZC for grass is very low, because of shal­low root depths. For spring-sown cereals RZC is similar to grass for MCC 1 and 3 on sandy subsoil, but higher for MCC 3, 4 and 5 on clayey subsoil, where it is classified as high to very high. The same picture is found for winter-sown-cereals where RZC for MCC 1 and 3 on sandy subsoil is very low and equal to grass and barley, whereas on clayey subsoils the RZC for MCC 3, 4 and 5 is high to extremely high. Except for MCC 1 and 3 on sandy subsoils, RZC is higher for winter-sown cereals than for spring-sown cereals. This is probably due to the longer growth season for winter-sown cereals, which gives a deeper root development.

4. CONCLUSIONS

A method has been developed for transforming eXIstmg computer­ized soil maps and pedological data into root zone capacity maps for different crops. The following points might hereby be emphasiz­ed : - The described method is fast and cheap because it uses existing

soil data and soil boundaries, and it uses mean values for the

149

mapping units. An alternative and more time-consuming way is to calculate the RZC at the 35000 sites where data fr om texture analyses are available, and make new mapping units.

- The cdescribed method can be improved in many ways e.g. by using mean texture values in relation to landforms instead of admini­strative regions.

- The described method is highly dependent on good computer facili­ties and software handling huge amounts of soil data and for com­bining soil maps.

- The described method might serve as a model for construction of root zone capacity maps in other countries with nation-wide com­puterized soil data bases.

- The modelling shows that on pure sandy soils the root zone capa­city is very low and similar for grass, spring-sown cereals and winter-sown cereals. In loamy areas the RZC is higher than in pure sandy areas, and great differences occur in relation to the erop.

- The root zone capacity is more strongly related to the texture of the subsoil than to that of the topsoil.

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L 'Etablissement de cartes indiquant la capacitê de rêtention en eau de la zone racinaire, basêe sur des donnêes pêdologiques traitêes à l'ordinateur

Résumê

Au Danemark des cartes traitées à 1 'ordinateur indiquant 1 'exten­sion des types de sols, les formes de paysage, les zones humides et les sous-sols sableux et argileux ont été êtablies. La combinaison des diffêrentes cartes a permis de dêfinir des unitês cartographiques avec des capacitês semblables de rétention en eau de la zone raci­naire, et de délimiter des zones avec une remontée de l'eau capil­laire notabie. A 1 'intérieur de chaque unitê cartographique un profil­type a étê défini, notamment en tenant compte de la texture et de la teneur en matière organique à trois profondeurs différentes. L 'êvaluation agronomique de ces unitês a êté basée sur des investi­gations pédologiques, et plus particulièrement sur la densitê racinaire et la rétention en eau.

Des courbes de regression combinant la texture et la matière or­ganique d'une part avec la teneur en eau à la capacitê au champ et au point de flétrissement d'autre part ont êtê êtablies. et les pro­fondeurs racinaires effectives ont êté définies et déterminées. Basêe sur cette information des cartes indiquant la capacitê de rêtention en eau de la zone racinaire pour des paturages, ainsi que pour des céréales de printemps et d'hiver ont été mises au point. Un exemple est donné pour une zone située dans Ie Sud Jutland, Danemark.

153

Het opmaken van kaarten met de vochtcapaciteit van de wortel zone gebaseerd op computer-kaarten en bodemkundige gegevens

Samenvatting

Voor Denemarken in zijn geheel bestaan computerkaarten die de verspreiding van de bodemtypes, de landschapsvormen, laag land zones en klei'îge, resp. zandige ondergronden aangeven. De combinatie van deze kaarten laat toe kaarteenheden op te stellen met nagenoeg ge­lijkaardige vochtcapaciteit in de wortelzone, en tevens de zones af te bakenen waar een uitgesproken capillaire wateropstijging uit on­diepe grondwaters optreedt. Binnen elke van deze kaarteenheden werd een type-profiel gedefinieerd, gebaseerd op de textuur en het organisch materiaal-gehalte op drie verschillende dieptes. De land­bouwkundige evaluatie van deze kaarteenheden is gesteund op bodem­kundige inlichtingen, o.a. voor wat betreft de worteldensiteit en de bodemvochtretentie.

Regressievergelijkingen worden opgesteld waarbij textuur en orga­nisch materiaal werden afgemeten t.o.v. het watergehalte bij veld­capaciteit en verwelkjngspunt. Daarnaast werd de effectieve wortel­diepte gedefinieerd en gemeten. Gesteund op deze informatie wer­den wortelzone-vochtcapaciteitskaarten opgemaakt voor grasland, voorjaars- en wintertarwe. Een voorbeeld is gegeven voor een gebied gesitueerd in Zuid-Jutland, Denemarken.

154

PEDOLOGIE, XXXVI-2, p. 155-177, 10 fig., 4 tab., Gand, 1986

RELA TIONS ENTRE LE CARACTERE HUMIFERE DES SOLS DES PLATEAUX JURASSIENS ET LE REGIME HYDRIQUE INDUlT PAR LA PERMEABILITE DES BANCS CALCAIRES

J.L. BLONDE M. GAIFFE

D. CONTINI S. BRUCKERT

Résumé

Dans des conditions homogênes de climat, de topographie et de mise en valeur, les sols des )Jlateaux calcaires jurassiens présentent d'importantes variations du taux de matiêre organique.

La relation três étroite qui existe entre la charge en cailloux des sols et leur richesse en carbone nous a conduits à rechercher dans les caractêres de la roche les causes de cette différenciation.

Notre étude comporte de ce fait deux parties : (1) l'étude des roches : pétrotexture, figures de diagenêse, discontinuités et aptitu­de à la fragmentation en cailloux de différentes dimensions; et (2) l'études des mécanismes par lesquels les roches - et les cailloux qu'elles libêrent - rêglent les processus d'humification : fourniture d'ions calcium, perméabilité du systême sol-roche, régime hydrique des sols.

On a pu démontrer que Ie niveau de calcium, partout élevé, n 'était pas seul en cause, mais que les différences de fracturation de la dalle sous-jacente jouaient un rale de premier plan, en com­mandant Ie drainage interne du sol. Le régime hydrique est soumis tantöt à des fluctuations rapides et violentes, tantöt à des modifi­cations modérées. Dans Ie premier cas, la transformation des ma­tiêres organiques s'oriente vers l'humification, dans Ie second vers la minéralisation.

Mots-clés

Humification, eau du sol, perméabilité, faciês calcaires.

J .L. Blondé, M. Gaiffe et S. Bruckert - Laboratoire de Pédologie, Faculté des Sciences, Place Leclerc, F -25030 Besancon, France. D. Contini - Laboratoire de Géologie Historique et Paléontologie, Faculté des Sciences, Place Leclerc, F -25030 Besancon, France.

155

1. INTRODUCTION

Cette êtude concerne des sols prairiaux des plateaux jurassiens, situês entre 600 et 750 mètres d'altitude et dans lesquels la pros­pection pêdologique (ATP-INRA Cartographie des sols 1/100.000 ème Besançon) a montrê des variations considêrables dans la teneur en matière organique : de 9 à 28%. Cet êcart se maintient, mais avec moins d'amplitude, quand on êvalue les grandeurs volumiques de matière organique. Ce caractère plus ou moins humifère est à relier aux conditions d'environnement qui commandent entre autre les activités minêralisatrices et humificatrices des microorganismes telluriques (Dommergue et Mangenot, 1970; Duchaufour, 1983).

Nous avons sêlectionnê 16 stations, en tenant compte des critè­res suivants qui doivent être impêrativement rêunis : mise en va­leur de type prairial (prairies fauchêes et paturêes); position topo­graphique sommitale pour exclure les apports latêraux de matêriaux minêraux; roche constituée d'un banc calcaire dur, c'est-à-dire à pa te micritique et à dissolution lente; profondeur du sol infêrieure à 30-35 cm pour maintenir Ie profil en ambiance calcique.

Ces prêcautions perrnettent d'êliminer un certain nombre de cau­ses de variations dans Ie taux humique.

Le gradient altitudinal choisi, de 600 à 750 mètres, induit des variations climatiques d'environ 0,80 C de tempêrature moyenne an­nuelle et de 250 mm de pluie. On pourrait en attendre un ralentis­se ment de l'activitê microbiologique favorisant l'accumulation orga­nique dans les stations les plus êlevêes. Or, il apparaît d'une part que les teneurs en matière organique totale sont sans relation avec l'altitude et d'autre part que la matière organique est, dans tous les cas, de même qualité et de nature humaine. Ce dernier fait ressort nettement de la relation très êtroite qui existe entre Ie taux de matière organique et la capacitê d'êchange cationique.

Reste une autre cause possible de variation du caractère humi­fère, c'est Ie niveau de saturation en calcium, dont on connaît l'ac­tion favorable sur l'humification (Jacquin, 1963; Gaiffe et Schmitt, 1980; Bruckert et Gaiffe, 1980; Py, 1982; Duquet, 1985; Tavant, 1986). Mais Ie calcium sature Ie complexe adsorbant de tous nos sols, quelle que soit leur teneur en matière organique. Dans ces conditions, ce cation ne peut pas être tenu pour seul responsabie des diffêrences observêes.

Constatant donc qu'il existe, sous un même climat, dans un mê­me écosystème et dans Ie même environnement calcique, des diffé­rences quantitatives importantes du caractère humifère, no us avons êtê conduits à rechercher dans Ie pêdoclimat et, plus prêcisêment, dans Ie rêgime hydrique, les causes possibles de variation du taux humique. Le pêdoclimat êtant imposê par la roche, nos recherches

156

se sont portées, d'une part, vers l'étude du squelette calcaire des profils et de la roche-mère dont il est issu, d'autre part, vers les comportements hydriques des ensembles sols-roches.

2. MATERIEL ET METHODES D'ETUDE

2.1. Données rêgionales

L 'étude porte sur les plateaux du Jura Central en france, situés entre Ornans et Levier, dans les régions d'Amancey, vers 600 mêtres d'altitude, et d'Evillers vers 750 mètres (fig. 1). Les roches, en cou-

~ Chevauchement

EZJ f2B o

Bassin d'effondrement et quaternaire

Zone tectonisée

Zone tabulai re

E21 Socle crrstallin

Fig. 1.

~ Réseau principal de Faille

tertiaire

Les plateaux du Jura Central (d'aprês Chauve, 1975).

157

ches tabulaires, appartiennent au Jurassique supérieur (du Rauracien au Portlandien). La circulation des eaux y est de type karstique. L 'infiltration à travers les diaclases du calcaire alimente de nom­breux réseaux souterrains, aboutissant à des résurgences tributaires du système Loue. Le climat y est de régime atlantique, avec des caractères semi-continentaux : à la pluviométrie forte (1500 mm) et régulière (environ 1 jour sur 2) est, en effet, associé un régime

Pmm

150

I \ 100 / \

I \ / \

ETP / \ / \

\ / \ / \

/ \ 1 \

1 \ 1 \ 1 \ 1 \ 1 \ 1 \

50 I \ I \ I \ I \

I \ 20 I \

I \ I \

/ \ I \

I \ I / \

/ \. I \.

_.I , --J F M A M J J A 5 0 N 0

Fig. 2.

Précipitation (P mm), évapotranspiration potentielle (ETP mm) et température moyenne (CO) à la station d'Amancey (610 m) (années 1963-1981).

158

thermique à êcarts accentuês (42°C entre Ie jour Ie plus froid et Ie jour Ie plus chaud de l'annêe). Le diagramme climatique (fig. 2) rend compte des variations annuelles de pluviositê et de tempêratu­re du secteur d' Amancey. Ces valeurs sont respectivement à aug­menter de 170 mm et à diminuer de 0,54°C, pour une êlêvation de 100 mètres.

2.2. Sols

Les 16 sols sêlectionnês se rattachent à deux types de sols et à leurs intergrades (tableau 1 et figure 3) : - les sols humo-calciques (stations no. 11, 12, 13, 14, 15) : sols

noirs à profil peu diffêrenciê, entièrement dêcarbonatês, très hum i­fères (plus de 20% de matière organique); leur capacitê d'êchange est êlevêe et Ie complexe adsorbant saturê par Ie calcium; ils contiennent de nombreux cailloux calcaires de toutes tailles, rê­partis dans toute l'êpaisseur du profil et qui proviennent du banc diaclasê sous-jacent; les sols bruns à pellicules calcaires (stations no. 1, 4, 5, 6, 8, 9, 10) : leur teneur en matière organique est beaucoup moins êlevêe {inférieure à 13%), d'oû une teinte brune et une capacité d'êchan­ge plus faible; Ie complexe adsorbant, comme dans les sols prêcê­dents, est saturê par Ie calcium; les cailloux sont peu nombreux,

o

10

cm

Sol humo-calcique

Fig. 3: Sol brun à peUicules

calcaires

Exemples de sols de prairies des plateaux jurassiens.

159

Tableau 1.

Caractères analytiques des sols : analyse de l'horizon (8) prélevé entre 12 et 17 cm de profondeur.

Sta- EG Alti- M.O. méq./l00 g Granulométrie (%sol sec) tion tude %

ea++ (m) CEC Argile Limon Sable no.

(%) (%) (%)

1 17 610 13,0 33,0 33,7 33,5 64,2 2,3

2 17 643 18,5 36,4 38,2 25,3 69,4 5,3

3 17 643 17,0 34,6 44,3 19,4 76,3 4,3

4 18 670 9,2 29,3 27,4 40,4 53,3 6,3

5 18 695 13,0 34,0 40,0 19,4 70,7 9,9

6 18 740 13,5 34,0 28,1 49,5 43,3 7,2

7 18 635 16,7 37,4 40,7 19,8 74,3 5,9

8 16 560 10,1 32,2 33,4 51,7 37,5 10,8

9 18 725 13,5 39,2 46,8 15,9 43,8 40,3

10 17 695 11,8 32,2 48,5 10,4 75,7 13,9

11 18 741 27,0 47,7 53,6 46,5 49,9 3,6

12 18 730 28,2 46,2 59,3 36,5 55,3 8,2

13 19 725 20,0 40,6 31,3 49,1 37,8 13,1

14 18 726 21,5 44,7 44,5 35,5 60,8 3,7

15 19 744 25,0 4~,2 49,2 25,2 64,0 10,8

16 16 554 18,6 42,9 40,6 62,2 32,9 4,9

pH Eau

6,8

7,1

7,4

6,8

7,4

6,4

7,1

6,8

7,2

7,6

8,2

7,3

6,3

6,9

7,1

6,7

M.O. 2 x carbone % du sol, mesuré par combustion et dosage du CO2 par Ie Carmograph Wosthof; CEC par I'acétate d'am­monium pH 7; granulométrie à la pipette de Robinson.

EG étage géologique; 16 = Rauracien; 17 = Séquanien; 18 = Kim­meridgien; 19 = Portlandien.

de dimension dêcimétrique et localisés à la base du profil; ils laissent à I'arrachement une pellicule d'altération contre leur mou­Ie terreux; Ie calcaire sous-jacent se présente en dalle peu dia­clasée;

- les sols intergrades (stations no. 2, 3, 7, 16) : entre les deux types existent des sols intermédiaires tant par leur teneur en matière

160

.

organique que par la présence, plus ou moins nette, de pellicules calcaires. Nous les qualifierons, soit de sols humo-calciques bruni­fiés soit de sols humifères à pellicules calcaires.

2.3. Méthodes d'étude

2.3.1. Estimation de la masse volumique de matière organique

La masse volumique de matière organique par unité de surf ace (kg/m 2) correspond à la quantité contenue dans une colonne de sol de 1 m2 de section. On l'estime en tenant compte de l'épaisseur, de la densité apparente, de la teneur en carbone et du taux de ter re fine de chaque horizon.

2.3.2. Etude des calcaires

Les observations et les mesures décrites ei-dessous ont été effec­tuées pour chaque sol, à la fois sur les cailloux du squelette et sur la roche saine sous-jacente.

2.3.2.1. Observation macroscopique : les figures géologiques

Elles résultent de structures soit d 'origine sédimentaire, soit d 'origine tectonique.

Structures sédimentaires - Ce sont en particulier les bioturba­tions, remaniements d'origine biologique, comme les anciens terriers d'organismes fouisseurs, forés lors de la mise en place du sêdiment. L 'érosion différentielle de ces passages provoque des trous de 2 à 4 centimètres de diamètre, qui peuvent traverser Ie caillou de part en part ou y former de courtes galeries. On trouve également des sty­lolites, structures- diagénêtiques de dissolution à I 'intêrieur d'un banc ou entre deux bancs, qui donnent des joints favorisant les circula­tions et les dissolutions.

Structures tectoniques - Il s 'agit de diaclases, fissures perpendi­culaires ou obliques par rapport à la limite des strates et qui sont dues aux contraintes tectoniques ayant affecté la région.

2.3.2.2. Formes et dimensions des cailloux

Dans chaque station un carré d'un mètre de cöté a étê décapé par tranches de 10 centimètres d'êpaisseur, jusqu'à la roche saine. Un tamisage à 5 millimètres a séparê la terre fine des cailloux. Le volume de terre a été mesurê directe ment. Les cailloux ont êtê sêparês en 3 classes d'après la longueur de leur plus grande dimen­sion : TI dont les êléments sont inférieurs à 2 centimètres, T 2 de 2 à 8 centimètres et T 3 supérieurs à 8 centimètres. Le volume des cailloux de chaque classe a êté mesuré par déplacement d'un égal volume d'eau.

161

D'autre part, on a adopté un code de description qui distirigue, outre les bloes, pavés, plaques et plaquettes, trois formes principa­les: Ie type "omoplate", constitué de cailloux à surface lisse, per­cés de trous, de dimensions T 2 et T 3; Ie type "huttre" dont la sur­face rugueuse est due aux joints stylolitiques et qui peut appartenir aux trois classes; enfin Ie type "savonnette", à surface lisse avec des angles arrondis et, généralement, de faible dimension (T 1 et T 2).

2.3.2.3. Microfaciès

Indépendamment d'un inventaire des mmeraux ou des fossiles, il s'agissait de rechercher les éléments susceptibles d'intervenir dans la fragmentation ultérieure de la roche : étude de la cristallisation et de la pétrotexture, selon la nomenclature de Dunham (1961) mo­difiée.

2.3.2.4. Porosité

Les échantillons sont étuvês à 105°C pendant 24 heures, puis mis à trem per dans de I 'eau à température ambiante, durant Ie même temps. Les deux pesées, avant et après immersion, permettent d'éta­blir un pourcentage d'imbibition (Villain, 1965) qui rend compte de la porositê de la roche, dans des conditions assez proches des condi­tions naturelles.

2.3.2.5. Résidu insoluble

Attaque progressive de 50 à 100 grammes de roche broyêe, par HCl au 1/2, lavage et séchage du résidu, dêtermination de son poids (Ofo), de sa composition granulométrique (Méthode Robinson modifiée) et de sa teneur en carbone.

2.3.3. Etude des comportements hydriques

2.3.3.1. Mesures de la permêabilité du systême sol-roche

Des tubes en acier de 14,5 centimètres de section, biseautés à la base, sont enfoncés dans Ie sol jusqu'à la dalle. On sature Ie sol en eau par ajouts successifs d'une quantité constante (2 litres). Le temps de saturation var ie entre 3 et 5 heures. 11 est déterminé sur Ie terrain même, à l'aide d'une courbe de saturation (fig. 4), sur la­quelle sont portées l'heure d'ajout et la quantité d'eau. Quand la courbe marque un plateau (temps d'écoulement constant), on peut considérer que Ie sol est saturé. La mesure de perméabilité consiste alors à relever les niveaux d'eau dans Ie cylindre à un intervalle de temps constant (5 minutes). Les différents dénivelés en fonction du temps sont mis sous forme graphique, permettant ainsi, par un cal-

162

Quanti té d' eau en litres

lSh

H eure d' ajout

Fig. 4.

Courbes des quantités d'eau ajoutées en fonction du temps (exem­pies).

cul de pen te, de quantifier la vitesse d'infiltration en millimètres par minute (fig. 5).

2.3.3.2. L 'humidité pondérale

Pendant une période de 2 mois des échantillons de terre fine ont été prélevés à intervalIe régulier (7 jours) dans Ie chevelu racinaire, puis tous les 10 centimètres. lIs ont été pesés à I'état frais, puis après séchage à 105°C, de façon à déterminer leur teneur en eau.

3. RESUL T ATS

3.1. Etude de la matière organique

3.1.1. Absence de relation entre la matière organique et quelques facteurs éco logiques.

Nous avons ordonné dans Ie tableau 2 les échantillons étudiés par ordre croissant du taux de matière organique en séparant les clas­ses 9 à 15%, 16 à 22%, 23 à 29%, pour plus de clarté. On peut se rendre compte que, dans les limites du gradient altitudinal ob­servé, Ie taux de matière organique est indépendant de I'altitude. Il est évident aussi que les teneurs en matière organique et en ar­gile ne sont pas du tout corrélées, contrairement à ce qui est constaté dans des sols non humifères (Sorensen, 1981; 0010, 1982; Bornand et al., 1984).

163

mm

150

mm

150

15

Fig. 5.

mn

station n'? 11 sols humo-calciques

150

30 45 60 75 90 105 mn

mm

iso

50

mm

15 30 45 60 75 90

station n'! 16 mn

15 30 45 60 75 90 105 120 mn

station n'!4 station n'! 8

sols bruns à pell/cules calcaires

Perméabilité et vitesse d' inflitration de 1 'eau en millimêtres par mi­nute.

164

Tableau 2.

Classement des sols par ordre croissant de teneur en matière organique : recher­che d'une relation avec l'altitude et Ie taux d'argile.

No Matière Altitude Argile Organi-que (%) (m) (%)

4 9,2 670 40,4 8 10,1 560 51,7

10 11,8 695 10,4 1 13,0 610 33,5 5 13,0 695 19,4 6 13,5 740 49,5 9 15,5 725 15,9

7 16,7 635 40,7 3 17,0 643 19,4 2 18,5 643 25,3

16 18,6 554 62,2 13 20,0 725 49,1 14 21,5 726 35,5

15 25,0 744 25,2 11 27,0 741 46,5 12 28,2 730 36,5

3.1.2. Qualité de la matière organique des sols étudiés

La capacité d'échange cationique qui augmente corrélativement au taux de matière organique (fig. 6; r = 0.93), démontre que la proportion de composés humiques croît parallèlement à ces deux pa­ramètres et, par là, que Ie caractère humifié est de même impor­tance dans tous les sols étudiés.

3.1.3. Masse volumique de la matière organique

Exprimée par Ie volume de terre fine rapporté à 1 'unité de sur­face, la masse de matière organique est donnée dans Ie tableau 3. On peut constater que l'écart de taux pondéral de matière organi­que noté dans les horizons AI' persiste dans les masses volumiques de matière organique, mais de façon plus atténuée. Compte tenu

165

47.7

(fe

y= .906 X + 22.363 r= .926

L-__________________________________________________ ~ M.O. o 26.2

Fig. 6.

Relations entre le taux de matière organique et la capacité d'échan­ge cationique (corrélation basée sur 16 valeurs).

des profondeurs, on voit que la différence porte à la fois sur les 10 premiers et sur les 10 derniers centimètres, c'est-à-dire sur un hori­zon de surface qui renferme une forte proportion de racines et sur un horizon de profondeur contenant surtout des matières humiques.

Tableau 3.

Masse volumique de matière organique (kg/m 2). Remarque: les ra­cines restées sur le tamis de 2 mm n'ont pas été prises en compte.

Sols no. 5 10 11 Moy- 2 18 Moy-enne enne

Profon-deur (cm)

0-10 8,79 10,18 10,90 9,95 13,95 14,94 14,44 10-20 7,89 9,56 7,49 8,31 7,71 8,38 8,04 20-30 2,63 3,87 3,25 3,25 5,05 4,04 4,54

Total 19,31 23,61 21,64 21,52 26,71 27,36 27,03

166

3.2. Roches et cailloux

3.2.1. L 'échelle microscopique une assez bonne homogénéité

3.2.1.1. Pétrostructure

Dans la rêgion étudiée, les faciês du Jurassique supêrieur sont tous constitués par une matrice micritique englobant des dêbris de coquilles (micrites à bioclastes). La pétrotexture wackestone à pack­stone (plus de 10% de grains) et Ie mauvais granuloclassement per­mettent de préciser les conditions de dépöt : milieu calme avec peu ou pas d'apports extérieurs et production de grains in situ.

3.2.1.2. Résidu insoluble

La ph ase non carbonatée est toujours peu abondante (0,1 à 1,8%) avec une exception pour les deux stations 8 et 16 sur Rauracien (2,6 à 4,1%). L 'analyse granulomêtrique de cette phase rêsiduelle met en êvidence la part majoritaire des argiles (50 à 70%) et des limons (20 à 27%). Seuls les calcaires du Rauracien ren ferment 5 à 9% de sables siliceux provenant d'éléments calcaires à l'origine et êpigénisés en calcédonite lors de la diagenêse. La part des pro­duits organiques dans Ie rêsidu varie entre 2 et 18%. Elle est la plus faible dans Ie Rauracien.

3.2.1.3. Porosité

Les échantillons étudiés sont pratiquement tous imperméables (taux d'imbibition maximum 1,5%). Cependant, ceux qui présentent une porositê de fracturation et intergranulaire ont un taux plus fort (1,1 à 1,45%) que dans Ie cas d'une porosité de moulage (0,4 à 0,6%). Dans ce dernier cas, la diminution de porosité est Ie résultat d'une compaction de la roche qui se traduit, par ailleurs, dans l'abondance de joints stylolitiques.

3.2.2. L 'échelle macroscopique différences d' aptitudes à la fractu­rat ion

Dans la description des sols, nous avons fait êtat de l'existence de 2 faciês de roches, correspondant aux 2 types de sols : Ie pre­mier est un calcaire três diaclasé dêcoupê par de nombreux vides de 5 à 10 centimêtres de large; il s'en détache des cailloux centi­métriques à dêcimêtriques, répartis dans tout Ie profil. Le second se prêsente en dalle peu diaclasée, découpêe faiblement par quel­ques fissures de 1 à 5 centimêtres de large, libérant des cailloux dêcimétriques, cantonnês à la base du profil. L'observation des cailloux confirme l'existence de ces deux faciés.

167

Tableau 4.

Pourcentage de cailloux libérés par les deux faciês calcaires.

Profondeur % de cailloux

Sols humo-calciques sur Sols bruns sur dalles ca lcaire diaclasé peu fissurées

0-10 cm 2 à 7,8 0 à 0,7 10-20 cm 42 à 45 1,9 à 10,7 20-30 cm 66 à 73 39,1 à 67,3

Les calcaires des bancs diaclasés présentent de nombreuses figu­res de sédimentation et de diagenêse. Les cailloux sont parcourus de stylolites et de bioturbations qui constituent autant de chemins privilégiés pour l'altération et la dislocation. Dans les autres, les figures géologiques sont nettement moins fréquentes, les joints sont fine ment anastomosés et les bioturbations, de faible diamêtre, res­tent remplies par Ie sédiment d'origine. La faiblesse de l'altération rend ces figures peu apparentes.

La taille des cailloux libérés par les calcaires diaclasés est extrê­mement variabie (T 1 à T 3)' tandis que sur les calcaires en dalles on ne trouve que T 3' avec des éléments voisins de 40 centimêtres.

La forme de ces cailloux peut appartenir, dans Ie premier cas, à toutes les variétés décrites mais seulement aux blocs et aux pa­vés dans Ie seconde

Le pourcentage des cailloux libérés au-dessus de la roche saine par rapport au volume du sol est ' résumé dans Ie tableau 4. 11 en ressort que les calcaires fortement diaclasés libêrent un volume de cailloux três important dans la zone de contact sol-roche, encore considérable dans la zone moyenne et faible en surface. Les dalles peu fissurées, au contraire, ne founilissent de cailloux en volume limité qu 'à la couche profonde du sol (fig. 7).

Les différences au niveau des horizons superficiels pourraient être attribuées à des causes externes : labour, gel, bioturbations qui favorisent l'éclatement et la dispersion des cailloux ou, au contraire, à l'épierrage. Mais dans les horizons pro fonds c'est vraiment Ie mo­de de débit du banc calcaire qui s'exprime et il confirme bien les premiêres observations de terrain.

3.2.3. Relations roche-sol

A partir d'un dépot sédimentaire faiblement différencié, les contraintes que la roche a subies : diagenêse, tectonique ••• , variables

168

so

Fig. 7.

0-10 10 -20 station n ~ 16

Sol humo-calcique

r--r--

20-30

......

=:--:= == -::--= -:--::-r-:-r-:-~-r:-~-

~ ........mt-:-0-10 10 -20 20- 30

station n '!? 8 Sol brun

TIl T21 <2cm 2-8cm

50

50

0-10

T31 >8cm

station n° 2 Sol humo-calciqt.e

10- 20 station n'? 10

Sol brun

T 0 terre

20-30

Distribution des cailloux par classe en fonction de la profondeur.

169

d'un endroit à l'autre du plateau, ont entraîné l'apparition de dis­continuités ou s 'excerce préférentiellement 1 'altération. La densité de ces figures est directement responsabie du mode de débit du banc calcaire.

Le type de sol qui se développe à la surface du plateau est stric­tement corrélé à ce mode de débit : sols humo-calciques sur calcai­res três fragmentés, sols bruns sur dalles peu diaclasées. 11 reste donc à élucider comment la fracturation de la roche intervient pour orienter la pédogenêse, soit dans Ie sens de l'humification, soit dans Ie sens de la minéralisation. Puisque nous avons déjà exclu une ac­tion de type chimique (saturation générale en calcium), il reste à explorer Ie domaine physique et en particulier Ie régime d'infiltra­tion des eaux dans les 2 types de calcaires.

3.3. Comportement hydrique

3.3.1. Perméabilité du systême sol-roche

La vitesse d'infiltration de l'eau à travers Ie sol var ie de 2 à 6 mmo par minute (fig. 5). Elle est évidemment corrélée positivement à la teneur en matiêre organique (r = 0,86) qui, en augmentant, accrolt la porosité de la terre fine. Mais elle est également dépen­dante du volume occupé par les cailloux, volume' qui, parvenu à un certain niveau, compense l'augmentation de porosité. Cette interac­tion complexe entre la matiêre organique, Ie volume des cailloux, la porosité est traduite ici par la perméabilité. Elle est mise en évi­dence lorsqu'on compare les relations entre matiêre organique et perméabilité d'une part, cailloux et perméabilité d'autre part (fig. 8). L 'augmentation de la perméabilité progresse selon 3 phases : - de 2 à 4 millimêtres par minute, l'accroissement de perméabilité

varie dans Ie même sens que les deux paramêtres matiêre organi­que et cailloux;

- autour de 4 millimêtres par minute, la perméabilité marque un palier : l'augmentation de porosité induite par la matiêre organi­que est compensée par I 'augmentation du volume des cailloux, eux-mêmes non poreux (voir paragraphe précédent);

- de 4 à 6 millimêtres par minute 1 'accroissement de perméabilité est de nouveau dépendant de la porosité induite par la matiêre organique, Ie volume des cailloux n'augmentant plus.

3.3.2. Variations de 1 'humidité pondérale

Les régimes des deux groupes de sols ont en commun de suivre de três prês les fluctuations climatiques. Les courbes d'humidité pondérale présentent la même allure en dents de scie que les cour­bes pluviométriques. Les sols humo-calciques, étant plus perméables,

170

010 , 010 de M.O. Cailloux , ,

f 2S

, 40 , , , , , , , , , ,

20 , 30

I I

15 I

I 20

I /

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/ /

/ /

I

10 10

I I I I I

Cailloux

I I M.O . ,

S 2 3 4 6 7 mm/mn

Fig. 8.

Relations entre la permêabilité et, d'une part Ie volume des cailloux, d'autre part Ie taux de matiêre organique.

171

humidité ",

40 ~

35

30

25

20

15

humidité ",

35

30

25

20

15

pmm ;'0 ~

~

... ... 1 13 20 29 11

JUIN JUlLlET

Fig. 9.

18

, , , '\ ,

\ , ,

I 25

•

Station n! 16 Sol humo-ealcique

--_ 0-10cm

_. 10-20cm

__ 20-30cm

Station n'8

Sol brun à pellicules ealcaires

0- tOem

10 - 20cm

20 - 30cm

Précipit ations intervalIe 7 jours

I

1

AOUT

Variations de l'humiditê pondêrale en fonction de la profondeur à intervalles de 7 jours. Influence des prêcipitations.

172

se différencient cependant des sols bruns par une plus forte ampli­tude des variations d'humidité (fig. 9).

Pour analyser Ie fonctionnement hydrique du sol, on peut compa­rer les variations de teneur en eau que subissent chacune des cou­ches du sol en fonction du tem ps.

Dans les sols humo-calciques, l'horizon moyen reste constamment Ie plus humide, encadré par des niveaux plus secs.

Dans les sols bruns à pellicules calcaires, c'est 1 'horizon de surfa­ce qui reste Ie plus humide et l'horizon profond qui est toujours plus sec.

Ces résultats traduisent bien l'influence du faciês calcaire sous­jacent. Dans Ie premier cas, sur calcaire diaclasé, l'eau s'infiltre dans les fissures de la roche et 1 'évacuation est privilégiée aux deux extrêmes : au fond par égouttage rapide et en surface par évapora­tion. Seul l'horizon moyen est plus lent à se déssécher. Dans Ie deuxiême cas, sur dalle massive, l'eau a des difficultés à s'infiltrer. La porosité brutalement fermée à l'interface terre fine - dalle, em­pêche l'air de circuler vers Ie fond du profil. L'air emprisonné blo-

<D

1// //////;,horizon

~~FT1~fT drainage libre

Fig. 10.

humide ~

Régime hydrique au moment du ressuyage :

®

IIII 1/111 11/

-I

drainage freiné par la dalle compacte

(1) La porosité est ouverte sur les fissures de la roche diaclasée, l'air circule librement, l'eau suit et s'infiltre sous I' effet de la pesanteur, les forces de capillarité retiennent plus longtemps 1 'eau dans 1 'horizon moyen.

(2) La porosité est fermée par la dalle compacte, l' air emprisonné bloque la circulation de l'eau qui ne peut pénétrer dans Ie pro­fil. En cas de pluie intense, l'eau sera évacuée en surface par ruissellement, ce qui est observé couramment en pays karstique au moment des gros orages.

173

que la pénétration de l'eau. La dalle freine Ie remplacement de l'air par l'eau à travers les pores du sol. L'horizon profond demeure ainsi peu accessible aux apports d'eau (fig. 10).

4. CONCLUSIONS

11 ressort de l'ensemble des résultats que la fissuration de la dalle exerce une action importante au niveau de l'infiltration des eaux météoriques. O'ou des régimes extrêmement contrastés entre les sols humo-calciques sur bancs fragmentés et les sols bruns à pellicules calcaires sur dalles compactes. Ces différences dans Ie drainage pro fond, en retentissant sur Ie régime hydrique des sols, agiraient soit sur l'activité biologique générale (modification des as­sociations végétales, du développement racinaire, des biomasses mi­crobiennes et des processus d'humification), soit sur Ie cycle biolo­gique des éléments minéraux, notamment celui du calcium.

Par Ie biais de ces facteurs, la minéralisation ou l'humification serait préférentiellement favorisée.

Pour préciser les caractéristiques des humus ainsi formés et pour répondre aux hypothèses formulées ci-dessus, des recherches sont actuellement en cours.

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175

Relations between the humiferous character of the Jurassic plateau soils and their hydric regime affected by the permeability of the calcareous parent rock

Abstract

Under similar conditions of climate, topography and land use, soils of the Jurassic calcareous table-Iands show important varia­tions in organic matter content. These variations are directly cor­related with the quantity of the stones present in the soil profile. Our study is consequently divided into two parts : (1) investigation of the rock characteristics,. i.e. texture, diagenetic figures, discon­tinuities and behaviour to fragmentation, and (2) study of the mechanisms which regulate the humification process, i.e. calcium supply, soil-rock system permeability and soil moisture regime.

Our investigations have shown that the internal drainage of the soils is highly affected by the nature and degree of breakdown of the underlying rock. This moisture regime may be submitted to rapid and important fluctuations or to rather smooth modifications. In the first case the transformation of the organic material is orient­ed towards a humification process, while in the second case it evolves towards a mineralisation.

Verband tussen het humusgehalte van de Jura plateaubodems en hun vochtregime, belonvloed door de doorlaatbaarheid van de onderliggen­de kalksteenbanken.

Samenvatting

Onder gelijkaardige omstandigheden van klimaat, topografie en bodemgebruik vertonen de bodems van de Jura plateaus belangrijke verschillen in hun organisch materiaal-gehalte. Het evident verband dat bestaat tussen de bodemstenigheid en het koolstofgehalte heeft er ons toe aangezet de oorzaak van deze variaties te zoeken in de gesteentekarakteristiekeno Als dusdanig omvatte ons werk twee dui­delijk afgescheiden delen: (1) studie van de gesteente-eigenschap­pen, inz. met betrekking tot de gesteente-textuur, de diagenetische eigenschappen, discontinuiteit en manier van verbrokkeling in deel­tjes met verschillende diameter, en (2) studie van de mechanismen die in de gesteenten en de uiteenvallende gesteente fragmenten van belang zijn bij het humificatieproces : beschikbaarheid van Ca-ionen, doorlaatbaarheid van het bodem-gesteente-systeem en vochtregime.

Uit ons onderzoek is uiteindelijk gebleken dat het gehalte aan

176

calcium, dat" trouwens overal zeer hoog is, niet de enige factor is die het proces beYnvloed, maar dat inz. een aantal verschillen in de fragmentatie van de onderliggende kalksteenformaties een eerste­rangs rol spelen via de regeling van de interne bodemdrainering. Het vochtregime kan hierbij enerzijds gekarakteriseerd zijn door snelle en grote fluctuaties en anderzijds door veel gematigder ver­anderingen. In het eerste geval evolueert de transformatie van het organisch materiaal naar een humificatie, in het tweede geval naar een mineralisatie.

177

PEDOLOGIE, XXXVI-2, p. 179-198, 3 fig., 2 tab., 14 photos, Gand, 1986

LES ALIOS HUMIQUES DES PODZOLS TROPICAUX OU ' CONGO: CONSTITUANTS, MICRO- ET ULTRA­STRUCTURE

D. SCHWARTZ B. GUILLET

G. VILLEMIN F. TOUTAlN

Rêsumê

Les podzols dêveloppês sur sables Batêkê sont caractêrisês par d'êpais horizons spodiques indurês en alios qui accumulent d'impor­tantes quantitês de substances humiques à C/N êlevê. Certaines de leurs propriêtês sont constantes sur toute leur êpaisseur : qua­si-absence du fer, importance de l'aluminium complexê accompagnê de formes de type allophane en profondeur, forte extractibilitê de la matière organique, prêpondêrance des acides fulviques sur les acides humiques. La matière organique est, dans I 'ensemble des horizons spodiques, monomorphe, elle tapisse les grains du squelet­te et comble les pores. Des traits ultra-structuraux observês au microscope à balayage (MEB) ou à transmission (MET) diffêrencient deux horizons B22h et B23h. En B22h, les gels or$ano-aluminiques forment des particules sphêro"fdales (environ 100 Al qui s'agglomè­rent pour donner des amas glomêrulaires qui s'entassent et laissent une faible microporositê. En B23h, les gels adhèrent aux argiles qui s'agencent pour donner une charpente plus poreuse. Les rest es de parois bactêriennes et fongiques sont bien plus abondante en B22h qu 'en B23h et têmoignent d'une intense activitê biologique passêe, brutalement interrompue.

Mots-clês

Podzols, hydromorphie, alios, aluminium, ultrastructure.

D. Schwartz - Orstom, B.P. 1286, Pointe-Noire, Congo. B. Guillet, G. Villemin, f. Toutain - Centre de Pêdologie Biologique du C.N.R.S., B.P. 5, 54501 Vandoeuvre-Ies-Nancy Cêdex, France.

179

1. INTRODUCTION

Le centre de la République Populaire du Cong0 est occupé par Ie pays Batéké, vaste unité physique développée dans des formations

Fig. 1.

CA R T E du CON GO o 'OOkm ~'_ ...... _..J'

CAMEROUN

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GABON

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5- Koukou,.-

Situation géographique du pays Batéké en République Populaire du Congo.

180

continentales sableuses tertiaires et qui se prolonge vers l'Ouest, au Gabon, et vers l'Est au Zal're (tïgure 1). Ce pays Batéké s'individua­lise en deux régions: géomorphologiques différentes : une zone de plateaux, constituée de 5 unités de taille variée, à pente générale très faible (3 %0), s'étage entre 850 et 600 m d'altitude. Ces pla­teaux, qui occupent moins de 20 % de la superficie régionale, sont prolongés par une zone de collines qui forment de vast es croupes arrondies et viennent mourir dans la cuvette congolaise au Nord, dans la région de Brazzaville, au Sud.

Les sols développés dans ces matériaux sableux sont essentielle­ment des Sols Ferrallitiques homogènes et profonds, à horizon B oxique peu différencié de la roche-mère. Leur nature sableuse, ou sablo-argileuse, en fait des sols légers, à bonne porosité, mais leur confère une grande pauvreté chimique : ils sont forte ment carencés, aussi bien en éléments majeurs qu'en oligo-éléments.

Les podzols sont des sols stationnels localisés dans les points bas des reliefs : dépressions fermées sur les plateaux, fonds de vallées ou terrasses alluviales dans la zone des collines. Ces podzols, déjà sommairement décrits par ailleurs (de Boissezon et Gras, 1970), sont en particulier caractérisés par la grande épaisseur des horizons A2 qui peuvent dépasser 5 m, et par l'importance des accumulations humiques, indurées en alios et dont l'épaisseur atteint couramment 1 à 2 m. Complètement f@ssiles, ces accumulations résultent d'une phase particulièrement intense de podzolisation qui s'est produite entre 40 ' 000 et 30 000 BP, pendant la période humide du Njilien (Schwartz, 1985; Schwartz et al., 1985), en conditions hydromorphes et sous couvert forestier, comme Ie prouvent des restes fossilisés de racines d'arbres dans l'alios et la composition isotopique 13C/12)C des matières organiques de ces alios (Schwartz et al., 1986; Guillet, et al., 1986). Ces alios, qui ont une grande extension dans les pay­sages plats appelés "Loussekés", sont des horizons de première im­portance pour l'étude des matières organiques des milieux tropicaux.

2. DESCRIPTION MORPHOLOGIQUE

L 'alios humique étudié provient d'un podzol situé à Gangolingolo, village situé à quelques kilomètres de Brazzaville. La description du sol et quelques données analytiques sont présentées sur la figure 2.

On notera que l'alios humique est surmonté d'un petit horizon non induré mais compact qui forme un constant liseré beige de quel­qes centimètres à la surface. Dans cet horizon peu humifère, la ma­tière organique s'assemble en microagrégats de 20 à 100 lJm, en­chassés dans la matrice quartzeuse dense.

Cet horizon a aussi des caractères d'horizon 8. Aussi argileux (3,1 %) que l'alios, il est, par contre, enrichi en limons fins (6,3 %)

181

.' . :.

. ' . . .... :.: ...... .

cm

Fig. 2.

1.2

All: Gris (7.5 Vil 4/0), sableux, sec. Struct~re particulaire. et microagré -· gée peu développée ; très nombreux quartz déhés, nombreuses racines ; 2,5 % de matière organique ; acide (pHeau : 4,9, pHKCl :3,4). Moins de 1 % d'argile. Transition régulière distincte. A12 : Gris (7.5 Vil 4/1) jusqu':' 25 cm, 10 VR 5/1 ensuite. Sec, sableux, structure particulaire et microagrégée. Racines fines; 1,1 % de matière organique. Acide (pHKCl : 3,7). Transition régulière distincte sous forme de glosses de matière organique descendant dans 1 'A2 : horizon Al/A2'

A? : Gris clair (10 VR 7/2), frais, sableux, particulaire. Moins de 1 % d argile. Moins de 0,1 % de matière organique. Transition horizontale bru­tale. B21h : Gris (10 VR 6/2), sable 1 imoneux humide ; massif ; très compacté mais non induré (densité apparente: 1,92). Peu organique, 0,9 % de matière organique. r-lodérément acide (pHeau : 5,6, pHKCl : 4,0). Pas de racines ou radicelles ; transition brutale.

B22h : Brun noir (7.5 VR 4/0), induré en alios sauf entre 112 et 117 cm oû il est meuble (D.A. = 1,8). La matière organique englobe sans les recouvrir les gra ins de quartz dont beaucoup sont blancs et dél iés. Acide (pHKCl de 3,3:' 3,7). Racines verticales perforant l'ali05. Quelques racines s'insi­nuent entre les plans horizontaux. Transition gradue11e.

°ll" 823h: Brun chocolat (7.5 VR 4/6), induré, massif, humide. Rac'ines d'arbres jusqu':' 205 cm. Sableux : grains de quartz totalement recouverts de matière organique brune. Moins acide (pHeau de 4,6 :. 5,2 ; pllKCl de 4 à 4,2). Jau­nit vers la base et passe au-del à de 260 cm aux sables jaunes fluants.

Description et quelques caractêres analytiques du podzol de Ganga­lingolo.

par rapport à l'horizon A2 (de 0,4 à 1,3 %) et aux horizons spodi­ques sous-jacents (de 1,3 à 3,3 %). Selon Schwartz (1985) qui base son argumentation sur une industrie lithique bien datêe parfois posêe sur I 'alios et coiffêe par cet horizon, I 'enrichissement en limons paraît gênêtiquement Hê à des phases de lessivage ou lavage des matêriaux recouvrant les Bh' actuellement en position de A2 et qui rêsultent de remaniements postêrieurs à la podzolisation humique. En maintenant sur la figure 2 la nomenclature B21 h, nous avons voulu privilêgier la structure en boulettes de la matiêre organique plutot que les phênomênes de transfert de particules.

L'alios humique se subdivise en deux horizons distincts (figure 2) - Epais de quelque 70 cm, 1 'horizon supêrieur B22h est brun sombre à noir. Il est constituê par un ciment organique qui enrobe les grains de quartz, dont certains apparaissent cependant nus et dêliês. Mas­sif et extrêmement dur quand on I 'attaque à la pioche, il est rela­tivement friable à I 'êtat sec. Sa densitê apparente est de 1,8. Les teneurs en argiles varient de 2 à 4 %. La composition minêralogique est simpie. La kaolinite accompagnêe de quartz fin est prêsente dans la fraction. argileuse. Les fractions plus grossiêres ne compor­tent que du quartz sauf dans les limons ou des oxydes de titane, rutile et surtout. anatase, ont êtê identifiês. Aucune trace de gibb­site n'a êtê dêcelêe en diffraction des R.X.

182

- O'une épaisseur équivalente, I 'horizon inférieur, B23h, est plus clair : brun ocre à chocolat. Le ciment organique revêt de façon plus uniforme les grains. Légèrement moins dur que Ie précédent lorsqu 'on I 'attaque à la pioche, il est par contre plus cohérent à

l'état sec. Sa densité apparente est également de 1,8. Les teneurs en argiles sont plus élevées (6 à 7 %). La composition minéralogique est identique à celle de I 'horizon B22h avec toutefois beaucoup moins d'oxyde de titane dans les limons.

Si la limite supêrieure de I 'alios est très brutale, subhorizontale, Ie passage entreles horizons B22h et B23h est très graduel, et il peut y avoir interpénétration entre ces deux horizons. En raison de la présence d'une nappe d'eau permanente, et de I'influence du ma­tériau, il n'a pas été possible d'étudier la limite inférieure des ac­cumulations humiques. 11 semble que I'on passe très graduellement à un horizon B3 ou à un horizon C constitué par les sables ocres Batéké.

L 'alios est Ie toit de la nappe phréatique des grès et sables et Ie plancher d'une nappe perchée qui engorge I 'horizon A2 de décem­bre à avril (Schwartz, 1985).

3. ELEMENTS LIBRES : FER, ALUMINIUM, SILICIUM

Ces éléments ont été dosés après extract ion dans Ie citrate-bi­carbonate-dithionite (CBO), Ie tampon oxalique (oxaIate), Ie pyro­phosphate utilisés sur des prises de sols indépendantes selon les mo­dalités décrites par Jeanroy et al. (1984). Les résultats du tableau 1 suggèrent les interprétations suivantes.

Tableau 1.

Taux d'extraction du fer, aluminium et silicium (en mg par gramme) à différentes profondeurs dans Ie profil.

CBO Oxalate Pyrophosphate

Fe Al Si Fe Al Si Fe Al Si

Al 0,2 0,2 0,2 0,1 0, I 0,1 0,1 0,1 0,2

Alios supérieur 0,2 2,2 0,5 0,2 2,0 0,2 0,1 2,2 0,2 (B22h)

Alios médian 0,2 3,7 0,7 0,0 3,6 0,2 0,1 3,7 0,3 (B23h)

Alios inférieur 0,2 3,2 0,7 0,1 5,0 1,2 0,05 2,5 0,2 (B23h)

183

Les teneurs en fer libre extrait par Ie CBD sont extrêmement faibles, de 1 'ordre de 0,2 %0, aussi non seulement il n'y a pas d' ac­cumulation de fer dans I'alios, mais les teneurs en fer y sont bien plus faibles que celles des matériaux initiaux. Schwartz (1985) signa­Ie en effet que les teneurs en fer libre de la formation des sables ocre Batéké, prélevés hors des milieux hydromorphes, oscillent entre 1,2 et 2,4 %0. Il apparatt ainsi que Ie fer a été éliminé latérale­ment par des eaux de nappe, ce qui facilite par ailleurs les proces­sus de podzolisation (juste, 1965; Toutain, 1974; Righi et al., 1981). L 'origine hydromorphe des podzols développés dans les sables Baté­ké, qu'ils soient actuellement encore sou mis à l'action d'une nappe ou au contraire bien drainés, se trouve ainsi nettement confirmée.

En raison des faibles taux de fer, les différences enregistrées à I 'extract ion d 'un réactif à I 'autre sont difficilement interprétables.

Les taux d'aluminium sont bien plus élevés que les taux de fer. Dans I'horizon B22h, les quantités extraites sont relativement constan­tes quel que soit Ie réactif. Il s'agit donc essentielIement d'alumini­urn lié à la matiêre organique sous forme de complexes organo-mi­néraux. On peut do nc constater aprês Juste (1965) et Righi (1977) que la podzolisation en milieu hydromorphe conduit à privilêgier la redistribution d'aluminium qui s'accumule avec la matiêre organique dans les horizons spodiques.

C'est dans la partie médiane de l'alios (B23h) que l'aluminium complexé aux substances organiques s'est Ie plus intensêment accu­mulé. En effet, les quantitês extraites par Ie pyrophosphate, mais aussi par les deux autres réactifs, y sont maximales.

Dans la partie infêrieure de I 'alios des traces de composés de type allophane s'ajoutent à I'aluminium complexé (extrait par Ie py­rophosphate), voire aux formes hydroxyalumineuses amorphes (diffê­rence d'aluminium extrait par Ie CBD et Ie pyrophosphate). On dé­cêle les allophanes en notant que 1 'oxalate, qui les dissout, extrait plus d'aluminium et silicium que Ie CBD qui les épargne (Fey et Le Roux, 1975; Bartoli et al., 1981; Jeanroy et al., 1983).

4. ETUDE DE LA MATIERE ORGANIQUE

4.1. Matière organique totale : teneurs et stock

Sur l'épaisseur totale de l'alios, la teneur moyenne en matiêre organique est de l'ordre de 8 %. Les teneurs varient en fait entre 18 % et 1 % selon la profondeur (tableau 2). Soulignons que des te­neurs de 30 % sont citêes par de Boissezon et Gras (1970). S'il y a un gradient de matiêre organique avec la profondeur, les variations n'en sont ni reguliêres ni directe ment liées aux limites des horizons B22h et B23h. D'une ' matiêre génêrale la teneur en matiêre organi-

184

Horizon et profondeur (cm)

B22h, 115

B22h, 120

B22h, 140

B22h, 170

B22h, 200

B23h, 200

B23h, 230

B23h, 260

B23h/C, 270

M.O. %

3,1

17,8

8,8

7,7

10,1

9,4

4,5

1,0

0,9

C/N

43

65,3

43,7

45,4

55,2

52

50,6

32,7

24,1

Tableau 2.

Teneur en matière organique (MO) et rapport C/N dans les horizons spodiques.

que de 1 'horizon B22h est cependant supérieure à celle de l'horizon B23h.

De telles teneurs en matières organiques aboutissent à un stock considérable de substances humiques accumulées dans ces alios épais. En supposant une densité apparente de 1,8 constante sur 160 cm, on parvient · à des valeurs de 1 'ordre de 2 300 tonnes de matières orga­niques par hectare.

Ces chiffres ont été confirmés en plusieurs sites podzolisés du Lousséké de Gangolingolo (Schwartz, 1985). Si I 'on admet que l' alios s'est probablement formé en 10 000 ans, on en déduit des apports annuels de 230 kg/ha/an qu' il faut rapporter aux retombées moyen­nes annuelles de 10 t/ha/an (Bray et Gorham, 1964). Le taux de pro­duction de matière organique stabie serait de l'ordre de 2,3 %.

Ainsi que 1 'ont montré de Boissezon et Gras (1970) et Denis (1974), les C/N des horizons spodiques sont très élevés. Des valeurs comprises entre 40 et 60 sont une règle générale, sauf tout à fait à la base de 1 'alios. Ces fortes valeurs du C/N caractérisent des milieux biologiquement peu actifs dans lesquels, comme l'ont mon­tré Righi et Guillet (1977) pour les podzols des Landes, la biodégra­dation des composés humiques est faible. En conséquence, la matière organique tend à s'accumuler. Il est également possible, comme Ie notent ces auteurs, que Ie vieillissement de la matière organique se soit accompagné d'une diminution relative du taux d'azote, qui au­rait été évacué sous forme de composés solubles par la nappe ou en­core minéralisé préférentiellement au carbone organique. Quoi qu'il en soit, ces fortes valeurs du C/N s'accordent bien avec les mesu-

185

res . d'ages élevées obtenues par datation 14C : 29 400 ans BP à 130 cm et 38 500 ans BP à 200 cm (Schwartz et al., 1985).

4.2. Fractionnement de la matière organique

La méthode de Dabin (1971) a été utilisée. On procède d'abord à un prétraitement à I 'acide phosphorique qui extrait les acides ful­viques libres et ensuite aux traitements classiques par Ie pyrophos­phate Na suirvie par la soude. Trois points essentiels résultent de l'analyse (figure 3).

Avant tout, I 'alios. se caractérise par un taux très faible et pres­que constant d'humine et de composés extractibles par la soude (de 6 à 8 % du carbone total). S'il est bien connu (Turenne, 1975; Dabin, 1981) que dans les podzols tropicaux, la soude extrait peu de composés organiques en comparaison du pyrophosphate, preuve d 'une polycondensation modérée des substances humiques, par contre les faibles taux d'humine sont surprenants. Sans doute est-ce dO à l'absence du fer, ce qui inhibe la formation d'humine d'insolubilisa­tion (Toutain, 1974).

50 10 0 ,

Fig. 3.

110

Z cm

100

MHT-H.OH H

Fractionnement de la matière organique de l'alios. A gauche, teneurs en carbone organique extrait des différentes fractions; à droite, dis­tribution relative des fractions. AFI : acides fulviques libres; AFp : acides fulviques extraits au pyrophosphate: AHp :acides humiques extraits au pyrophosphate; MHT-NaOH : extrait soude; H : humine (non extrait). Note : en raison de leur faible valeur. l'extrait soude et l'humine n'ont pu être représentés sur la courbe des teneurs ab­solues.

186

L'importance des acides fulviques, notamment dans la part ie mé­diane et inférieure de l'alios est particuliêrement affirmée alors que Ie caractêre fossile des accumulations est tout à fait établi. Ainsi, aprês Righi et Guillet (1977), il est à nouveau prouvé que les alios des podzols hydromorphes comportent des complexes alumino-fulvi­ques qui résistent au temps et s'avêrent donc être d'une grande sta­bilité chimique et biologique. La stabilité de l'association alumino­fulvique est sans doute en grande part ie due à l'incapaCité qu'ont les milieux engorgés à provoquer la polycondensation des macromo­lécules organiques. Ce n'est qu'au sommet de l'alios, siêge d'alter­nances d'humectation-dessiccation, que les contrastes pédoclimatiques favorisent la condensation.

L 'abondance des acides humiques au sommet de I 'alios contraste avec Ie caractêre fuIvique des niveaux profonds. Bien que Ie gradient croissant vers la profondeur du rapport acides fuIviques/acides humi­ques soit un phénomêne classique des horizons spodiques (Bruckert et Guillet, 1972), i1 atteint en milieu tropical une amplitude tout à fait exceptionnelle (Turenne, 1975).

5. ETUDE MICRO- ET UL TRASTRUCTURALE

5.1. Microscopie optique

Au m~croscope optique, les deux horizons B22h et B23h sont três semblables. Seules les distinguent leur couleur, brun sombre pour Ie B22h, brun rougeatre pour Ie B23h, et I 'épaisseur des revêtements plus importante pour Ie premier horizon.

Dans ces deux horizons, Ie squelette est constitué exclusivement de grains de quartz arrondis, de taille généralement comprise entre 100 et 500 llm, avec une médiane vers 250 llm. Ces grains sont com­plêtement enrobés d'un plasma organique monomorphe continu for­mant un revêtement três épais. Bien plus, tout I 'espace entre les grains est occupé par la matiêre organique de sorte que la micro­porosité paraît faible. Les revêtements de grains et remplissages intergranulaires sont en tout point semblables à ceux décrits dans les horizons B22h de podzols développés sur sables en milieu tempé­ré et présentés par Righi (1975), Van Ranst et al. (1980) et De Co­ninck et Righi (1983). Il n'y a pas de matiêre organique sous forme d'agrégats. Des débris végétaux figurés apparaissent par endroits il s'agit de racines en parfait état de conservation, mais parfois également de débris racinaires plus transformés.

5.2. Microscopie électronique à balayage (MEB)

L'horizon B22h est formé d'un épais gel de matiêre organique

187

monomorphe enrobant les grains du squelette. La dessiccation (natu­relle ou liée à la préparation des échantillons) a fortement craquelé ces gels en polyèdres anguleux, à faces planes, et ménagé entre re­vêtements et squelette des vides intersticiels qui épousent la forme des grains de quarts (photo 1). L 'observation à très fort grossisse­ment montre que les gels sont très homogènes et ont une très faible porosité. Par endroit, apparaTt une structure floconneuse peu déve­loppée. Les fragments organiques identifiables sont rares et formés exclusivement de débris racinaires. Par sa structure, cet horizon rappelIe tout à fait les images de I 'horizon B22h des podzols landais décrits par Righi (1975).

L 'horizon B23h dont la structure est très semblable au précédent s'en différencie cependant sur certains points. En particulier, les ef­fets de la dessiccation paraissent moins poussés; les craquelures sont moins nombreuses, moins nettes, plus petites et la matière organique adhèred'avantage aux grains de quartz (photo 2). Par ailleurs, la structure floconneuse est plus développée (photo 3). Il en résulte une microporosité un peu plus importante, ainsi qu'une certaine hé­térogénéité. A un fort grossissement, on constate dans ces flocons la présence de filaments mycéliens.

5.3. Microscopie électronique à transmission (MET)

L 'examen d'échantillons de sols au microscope électronique à transmission impose l'utilisation de méthodes préparatoires qui pré­servent d'une part la structure organique et d'autre part la disposi­tion initiale des constituants organo-minéraux du sol. La technique utilisée a été récemment mise au point (Villemin et Toutain, 1985), elle perrnet de fixer chimiquement les échantillons par capillarité avec de I 'acide osmique à 1 %.

Les fragments de plasma des horizons spodiques ont été obtenus après broyage modéré par glissement sélectif sur une feuille de pa­pier inclinée pour éliminer une grande part des grains de quartz. Les fragments inclus ont une taille de 1 'ordre du mme

Dans I 'horizon B22h, Ie plasma apparemment monomorphe observé en micromorphologie au microscope optique et qui apparaissait sous forme de polyèdres à revêtement craquelé au MEB est en fait constitué d'un mélange intime de matière organique monomorphe et de restes de microorganismes très reconnaissables, Ie tout présen­tant une microporosité qui n'apparaissait pas au MEB (photo 4). On peut en effet reconnaTtre dans ces coupes un grand nombre de dé­bris figurés, surtout des parois de microorganismes d'allure filamen­teuse (photo 5) ayant un diamètre moyen compris entre 0,2 et 2 urn. 11 s'agit très probablement de res'tes d1actinomycètes. o Leurs parois présentent un aspect biodégradé marqué par une opacité aux élec­trons importante, qui ne perrnet plus de distinguer leur structure in-

188

189

190

OBSERVATIONS AU MICROSCOPE ELECTRONIQUE (MEB)

1.

2.

Horizon B22h

Photo 1 Revêtements organiques (mo) et grains minéraux (gm). La structure en polyêdres argileux est liée à la des-siccation.

Horizon B23h

Photo 2 - Revêtements organiques (mo) et grains minéraux (gm). Les revêtements organiques présentent des craquelu­res peu marquées et ont un aspect floconneux.

Photo 3 - Détail de la photo précédente montrant la présence de filaments mycéliens (fm).

OBSERVATIONS AU MICROSCOPE ELECTRONIQUE A TRANS­MISSION (MET)

1. Horizon B22h

Photo 4 Plasma de matiêre organique (mo) enrobant du miné­ral (gm) (quartz) três dense aux électrons.

Photo 5 - Fragment de plasma de forme polyédrique constitué uniquement de matiêre organique.

Photos 6, 7, 8, 9 et 10 - Détails de la photo précédente mon­trant que la matiêre organique du plasma est en fait constituée de rest es de microorganismes (parois d' as­pect souvent filamenteux, photo 6) et d'une matiêre organique monomorphe formée de microagrégats Ü..Ia) de quelques milliers d'A ou de sphéroIdes (sp) de quelques centaines d'A fixés ou non sur les parois des microorganismes (en donnant dans ce cas un contour flou à ces éléments figurés).

2. Horizon B23h

Photo 11 - Observation à faible grossissement de l'échantillon. Les fissures au niveau des revêtements organiques sont nombreuses et profondes, on note aussi la pré­sence d'une quantité importante de minéral (pH) (kaolinite).

Photos 12, 13 et 14 - Détail de l'echantillon précédent. L'échan­tilion est constitué d'une trame de matiêre minérale se présentant sous forme de phyllites. Sur ces phylli­tes ou entre ces phyllites se fixent des sphéroIdes ou des microagrégats de matiêre organique monomorphe.

191

terne (photo 6), leurs con tours sont souvent flous en raison de la présence de particules sphéroldales de matiêre organique fixée à leur surface. Quant à la matiêre organique "monomorphe", elle re­présente la fraction la plus importante de I 'échantillon. Elle se trou­ve soit fixée sur les éléments reconnaissables dont nous venons de parier et apparatt alors sous forme de sphéro'ides de três petite

o taille (100 à 200 A) (photos 7 et 8), soit entre ces éléments et ap-paratt alors sous forme d'amas glomérulaires qui résultent d'une mi­croagrégation des sphéro"fdes élémentaires et dont la taille est de

o l'ordre de 1000 à 2000 A. Les coupes observées ne montrent que três peu d'éléments phylliteux.

Dans 1 'horizon B23h, I 'observation au MET à faible grossissement montre une structure des polyêdres de base observés au MEB três différente de celle constatée dans B22h. Les craquelures au sein des polyêdres sont plus nombreuses mais plus petites (photo 9). A fort grossissement, on constate qu'il n'y a que três peu de matiêre orga­nique figurée reconnaissable sous forme de restes microbiens (photo 10), mais par contre, une três forte présence d'éléments phylliteux (photo 11). La matiêre organique "monomorphe" se présente alors soit sous forme de sphéroldes de 100 à 200 Ä ou de microagrégats

o 1000 à 2000 A libres ou fixés à la surface des éléments phylliteux (photo 12).

6. DISCUSSION ET CONCLUSIONS

Les alios humiques des podzols formés sur sables Batéké consti­tuent par leur épaisseur et par les quantités de matiêre organique qu'ils stockent, des accumulations humiques remarquables.

Certaines caractéristiques de l'alios demeurent constantes sur tou­te son épaisseur. Ainsi, la matiêre organique y est essentiellement à 1 'état monomorphe au sens défini par De Coninck et al. (1974) : aprês avoir migré à l'état soluble, la matiêre organique s'est insolu­bilisée autour des grains du squelette et dans la porosité intergranu­laire. C'est de cette accumulation de matiêre organique ou plutot de gels organo-minéraux qu'est né l'alios. En effet, comme dans les alios des podzols hydromorphes des régions tempérées (Righi, 1975), ce sont des substances peu condensées, principalement fulviques, as­sociées à I 'aluminium, qui ont colmaté et induré les sables. Là aussi, les complexes organo-ferriques font presque totalement défaut. 11 faut y voir une conséquence de la genêse hydromorphe de ces pod­zols et des conditions générales réductrices qui provoquent l'élimi­nation du fer.

Les observations ultrastructurales rare ment faites dans les accu­mulations humiques des horizons spodiques, apportent de précieuses informations.

192

Il est remarquable de constater que les gels fulvo-aluminiques prennent la forme êlêmentaire de sphêro"fdes d'une centaine d' Ang­ströms de diamêtre. Ces unitês êlêmentaires qui sont à la base d'amas glomêrulaires plus grossiers, rêsultant de leur concentration et leur agglomêration, rappellent celles des acides humiques et ful­viques observêes au microscope êlectronique à balayage (Nguyen Kha, 1981), ou à transmission (Schnitzer et Kodama, 1975; Steven­son et Schnitzer, 1982). On peut supposer avec Schnitzer et Kodama (1975) que ces sphêrules reprêsentent un ensemble de macromolêcu­les humiques (sensu lato) qui prennent, en milieu aCide, une confor­mation spatiale en pelote.

Par certains aspects, I 'ultrastructure des gels de 1 'horizon B22h diffêre de celle de l'horizon sous-jacent B23h. En B22h, des restes de microorganismes (bactêries et hyphes mycêliens) ont êtê observês sur un grand nombre de coupes minces. lIs têmoignent d'une activitê biologique rêvolue qui fut bien plus intense que dans I 'horizon B23h ou ces reliques biologiques sont rares. 11 est êtonnant de constater que malgrê 1 'abondance de ces restes biologiques, 1 'humine y est peu reprêsentêe. II est possible, comme Ie suggêre l'opacitê excep­tionnelle aux électrons des parois microbiennes, qu'une dégradation des constituants des parois, notamment des lipopolysaccharides ait eu lieu à un moment donnê les rendant plus solubles dans les rêac­tifs d 'extract ion.

L 'organisation et 1 'interrelation entre particules sphêro'fdales, les amas glo'mêrulaires et particules minêrales fines diffêrencient aussi les deux parties de I 'alios. En B22h, les sphéroYdes et amas semblent s'entasser librement mênageant entre eux une microporositê apparem­ment moins développêe qu'en B23h. Ainsi l'aspect massif des gels. observês au MEB s'expliquerait par l'agencement compact des diver­ses entités organo-minêrales rêvêlêes par l'analyse ultrastructurale.

A 1 'opposê, les gels fulvo-aluminique de I 'horizon B23h adhérent aux particules minêrales phylliteuses dont l'agencement forme une vêritable trame poreuse. Cette microorganisation expliquerait l'as­pect floconneux des ciments organo-minêraux observês au MEB dans cet horizon.

REMERCIEMENTS

Nous remercions MM. M. DOIRISSE et E. JEANROY de leur aide technique.

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196

Humus-alios in tropis€he podzols van de Congo-republiek samen­stelling, micro- en ultra-structuur

Samenvatting

De podzols ontwikkeld op de Batéké-zanden zijn gekenmerkt door dikke spodic horizons, verhard door alios die belangrijke hoeveelhe­den humusbestanddelen met hoge C/N waarde bevatten. Een aantal van hun eigenschappen blijven onveranderd over de gehele dikte, met name de nagenoeg volledige afwezigheid van ijzer, de aanwezig­heid van grote hoeveelheden gecomplexeerd aluminium, geassocieerd met allofaan-vormen in de diepte, een hoge extraheerbaarheid van de organische stof, en een dominantie van fulvine-zuren over humi­ne-zuren.

De organische stof is in nagenoeg alle spodic horizons monomorf; ze bedekt de korrels van het skelet en vult de poriën op. Ultrastruc­tuurverschijnselen waargenomen met de resp. scanner (MEB) en transmissie-electronenmicroscoop (MET) laten toe een onderscheid te maken tussen de horizonten B22h en B23h. In de eerste vormen de organo-alumino-gelen sfero'fdale partikels (met approximatieve diameter 100 A) die aaneen kleven tot glomerulaire massa's die zich opeenstapelen en aanleiding geven tot een zwakke microporosi­teit. In de B23h horizont kleven de gelen zich vast op de kleideeI­tjes en ontstaat een meer poreuse structuur. De resten van de bac­teriële en schimmelwanden zijn duidelijk frekwenter in de B22h dan in de B23h horizont en getuigen van een vroegere belangrijke biolo­gische aktiviteit, die plotseling werd afgebroken.

Humus alios from tropical podzols in Congo constituants, micro­and ultrastructures

Summary

Podzols developed on the Batéké sands are characterized by thick indurated spodic horizons which accumulate large quantities of organic matter with high C/N. Some properties are uniform all over the spodic horizons : lack of free iron, importance of alumini­um combined with organic substances, high extractibility of the or­ganic matter, dominance of fulvic acids. Everywhere, the monomor­phous organic matter coats the skeleton grains and fills the inter­granular pores. Ultrastructural features observed with SEM and TEM techniques allow to distinguish two parts in the spodic horizon. In the upper B22h horizon, organo-altlminium gels have an elementary

197

o form of spheroIdal particles (ca. 100 A) which agglomerate into glomerular aggregates, separated from each other by small pores. In the lower B23h horizon, gels and aggregates are joined to clay minerals and form a more porous network. Remnants or bacterial and fungal walls are more abundant in B22h than in B23h, and hen­ce illustrate a past good biological activity in this layer.

198

PEDOLOGIE, XXXVI-2, p. 199-217, 7 tab., Ghent, 1986

APPROACH TO SOIL SURVEY INTERPRETATION FOR RICE CULTIVATION

c. SYS

Abstract

Suggestions for soil survey interpretation for rice cultivation are formulated. Four main types of rice cultivation are consider­ed : rainfed up land rice, bunded rice, rice cultivation under natu­ral floods and irrigated rice.

The climatic requirements of the rice crop are formulated. Following parameters are quantified as to determine the FAO land classes : rainfall, temperature, relative air humidity, sunshine.

Landform requirements are discussed for the different types of rice farming.

Wetness conditions including floods and drainage are discussed. A wide range of flood classes is suggested based on duration and intensivity of floods.

Physical soil conditions considered are surface- and subsurface texture, coarse fragments, soil depth, lime- and gypsum content. Suggestions for quantification of these parameters as related to the FAO land classes are formulated.

Finally, fertility, salinity and alkali conditions are discussed.

Key-words

Rice, land evaluation, irrigation.

c. Sys - Prof. Dr. Ir., Laboratory for Regional Pedology and Land Evaluation" Ghent State University, Krijgslaan, 281, 8-9000 Ghent, Belgium._.

199

1. INTRODUCTION

Land evaluation is a multi-disciplinary research. It includes a complete survey of all natural resources (climate, soil, water, human capital, socio-economic conditions, agriculture). These surveys can be carried out for a great deal independently. However, at the final step of each phase in the planning, close co-operation between the different specialists is required.

The survey of the physical environment is but one phase of the land evaluation.

This study is an approach to the elaboration of land requirements for rice cultivation. These criteria may be useful for soH survey in­terpretation as a part of the land evaluation procedure.

If we make an analysis of riee cultivation techniques, we realize that riee can be cultivated according to different broad land utili­zat ion types. For this study we have considered : (1) rainfed upland riee, (2) bunded rice, (3) riee cultivation under natural floods, and (4) irrigated rice.

Rainfed riee consists in the cultivation of rice, mostly as upland crop under dry land conditions, without any flooding. The crop grows as any other cereal.

Bunded rice is a form of irrigated upland paddy cultivation on bunded fields (Soepraptohardjo and Suhardjo, 1978). The land is per­fectly levelled; therefore, terraces are built and bunded. The flood­water co mes for a great deal from rainfall accumulated on the puddled fields, but th is water can be supplemented by water caught from small inland rivers and springs. This type of rice cultivation in terms of landform, as described by Moormann and Van Breemen (1978), is the main cultivation pattern in in land valleys. The general relief on the land system can vary from mountainous, hilly, rolling to undulating. A similar cultivation pattern is also practized on some alluvial terraces, alluvial fans and piedmont plains. In all these cases cultivation starts most of ten on lower slopes and it goes up sometimes on moderate slopes where the bunded terraces become very narrow.

Riee cultivation using natura I floods is another widespread type of rice farming in many tropical countries. It is practized in flood­plains where farmers benefit from the natura 1 floods to cultivate paddy riee. This type of riee farming, in terms of landform, is the main cultivation pattern in meander floodplains, lacustrine flood­plains and marine floodplains (Moormann and Van Breemen, 1978). Cultivation on natural floods can also be practized on some parts of alluvial terraces where floodwater, as a result of run-off from higher landforms, accumulates during the monsoon periode

Irrigated riee cultivation is the cultivation of paddy rice under fully controlled irrigation. This utilization type can also be intro-

200

duced in warm dry climates, where irrigation water is available. These ma in utilization types are adapted to specific hydrologic

conditions and, therefore, specific crop requirements have to be suggested for each, particularly with regard to landform, flooding and physical soU characteristics.

The crop requirements are set-up to use the F AO-system (FAO, 1976). Land characteristics are grouped according to their limitation hazard and the class is attributed to the most important limitation level. The- suggested requirements represent guidelines for a quali­tative evaluation.

The frame of the system is as follows : Order 5 : suitable land : classes 51 suitable,

S2 : moderately suitable, S3 : marginally suitable.

Order N : non-suitable land : classes NI actually unsuitable but potentially suitable,

N2 : actually and potentially suitable.

2. CLIMA TIC REQUIREMENTS

Rice product ion is restricted to areas having warm annual and/ or summer temperatures and sufficient water supply. The principal rice producing countries lie between 300 N and 30°5. Exceptions are Japan, Korea and some . mediterranean countries with high summer temperature. In these tropical and subtropical regions, rice is by far the most productive cereal th at can be grown.

Although it is considered as a tropical crop, rice is grown on an extensive scale in subtropical climates. It can be cultivated in al­most any region having 4 to 6 months an average temperature of at least 20 to 25°C and a minium of 10°C. Rice needs ample rain­fall; however, in warm dryareas rainfall can be replaced by irriga­tion.

2.1. Rainfall

In many tropical countries rice is grown with high rainfall. Under these conditions rice can be cultivated as an upland crop without maintaining water at the surface, or on levelled bunded fields sub­merged by natural precipitation during most of the season if good yields have to be obtained. Under such conditions rice can be grown where annual rainfall is 1,000 mm or more. It is, however, consider­ed that a good water supply requires 1,400 mm of rainfall during the growing season, with a repartition of about 200 mm per month (Brown, 1969), while 800 to 1,000 mm is considered as marginal.

201

However, rice thrives in dry hot regions where there is ample irrigation water. The water requirement for rice varies from 200 to 900 mm per month, according to the ra te of evapotranspiration.

Where rice is grown on flooded lowlands or under irrigation supply, rainfall has not to be considered if full irrigation water is present.

2.2. Temperature

Rice is seldom produced commercially in areas where average temperatures drop below 21°C. Generally it is considered that it grows successfully when the mean temperature of the growing sea­son varies from 20 to 36°C (Da Mota, 1980).

The germination of rice seeds at warm temperatures promotes earlier flowering because of an increased rate of growth during the early stages of plant development (Robertson, 1975).

The mean temperature during the erop development stage, from germination to flowering, is ideally 30 to 32°C, but there is no im­portant limitation in the temperature range from 24 to 36°C. Mar­ginal conditions are 10 to 18°C and 42 to 45°C. The climate is considered unsuitable when the mean temperature of this erop de­velopment stage is lower than 10°C or higher than 45°C.

Studying the relation between the temperature and the percentage of ripened grains under natura I conditions it has been stated that, when the maximum, mean and minimum temperatures are lower than 25-26°C, 21-22°C and 17°C respectively, the percentage of ripened grains decreases rapidly. On the other hand, at higher temperatures such as 30°C, 26.5°C and 23°C respectively, no decrease in the per­centage of ripened grains is recognized (Matsushima, 1976).

Ideally, the mean temperature of the ripening stage (last 2 weeks) should be 30 to 33°C, but in the temperature range from 25 to 38° C, no important impact on the ripening has been noted. On the other hand, 17 to 20°C and 42 to 45°C are considered as marginal ranges for the most com mon varieties (adapted from Osada, 1964).

With regard to the minimum temperature of the ripening stage the temperature range 17 to 25°C seems to be ideale The marginal minimum temperature ranges during ripening are considered as 7 to 10°C and 28 to 30°C.

In optimal conditions, the average daily maximum of the warmest month may fluctuate between 30 and 40°C. Marginal conditions are 21 to 26°C and 45 to 50°C.

Temperature requirements have to be interpreted carefully; indeed, it appears that there are sufficient varietal differences in the rice plant and a fair degree of interaction between temperature and other environmental factors with respect to rice's different growth stages to disallow the specification of a set of cardinal va lues (Lam­son, 1980).

202

2.3. Relative air humidity

Relative air humidity may affect the sensitivity to diseases, the formation of the grains af ter the milky stage and the ripening of the erop. In the early stage of erop growth and during the whole vegetative stage, it is considered that high relative humidity levels favour erop development.

During the formation of the grain a too low relative humidity may cause shrinkage of the grains and too high levels will favour diseases; th is is particularly applicable in rainfed rice where low relative humidity levels coincide with periods of drought stress and high levels with excessive rain. At harvest low relative humidity levels are desired.

2.4. Duration of sunshine

The intensity of radiation will influence the climatic potential yield and can be evaluated in terms of number of sunshine hours as expressed by the n/N ratio, whereby n expresses the number of sunshine hours and N the potential number of sunshine hours depend­ing on latitude. . Taking into account the different climatic characteristics the evaluation of the climate is represented in table 1.

3. LANDFORM

The evaluation of the landform for rice cultivation will depend on the land utilization type. For up land rice the slope criteria are similar to those of other cereals. The requirements however may still depend on the level of management.

Under intensive farming with a high level of management, ideally the topography should be flat or have long, regular, smooth slopes of up to 2 to 4 per cent, the higher value being more acceptable with fine textured soils. This permits the widest choice of field layout design and the most economical cultivation and harvesting techniques. Slopes of 8 to 16 per cent are considered to present severe limitations and are marginal.

At a low level of management, where only small fields are culti­vated, optimal conditions may extend to slopes up to 8 per cent, while 16 to 30 per cent is considered as a marginal situation.

For bunded rice all irregularities in the topography constitute a limitation and will require levelling and grading works. Slopes up to 4 per cent permit to elaborate basins of 10 to 20 m wide on deep soils, and ,can be considered as marginal. In any case slope will be interrelated to soil depth as cuts may expose consolidated iron crust

203

Table 1.

Agro-climatic evaluation for rice cultivation (1).

Agro-Clima:tic laild class Climatic characteristics

SI S2 S3 NI N2

Rainfall growing season (*) in mm > 1,400 > 1,000 .>800 <800 <800

Mean tO, crop development stage °C 24-36 18-42 10-45 any

Mean TO, ripening stage 25-38 20-42 17-45 any

Mean minimum tO, ripening stage 17-25 10-28 7-30 any

Average daily maximum, warmest month 30-40 26-45 21-50 any

Relative air humidity tillage stage 55-90 any

Relative air humidity vegetative stage 50-90 any

Relative air humidity af ter milky stage(*) 40-70 >30 ~30

Relative air humidity harvest stage(**) <60 <80 ~80

« 75) (~75)

Sunshine duration, growing season n/N >75 >45 ~45

(*) Only for rainfed rice. (**) Depending on severity of interpretation. (1) This tabie, as weIl as the following requirement tables nos. 4, 5, 6 and

7, have to be used as a key. First the characteristic criteria of the SI column have to be checked. If the land does not satisfy the SI criteria oneproceeds to the S2 column and so further. As such the characteristic range becomes wider from SI to N2, to achieve the complete range (any) in the N2 column.

or hard substrata. Presence of slich substrata may cause land-sliding and solifluction. Such possibilities have to be studied carefully.

Rice cultivation under natural floods requires a flat terrain for optimal situations. Even slight slopes require some bunding for flood control and maintainance of a uniform equal water cover on the fields. In most cases this utilization type is only practized in flood plains with flat topography where slope is not aproblem.

For full irrigated intensive rice farming the land should ideally have less than 1 per cent slope. In these conditions one can easily maintain a uniform water depth on large fields, while a nearly flat topography will satisfy the necessity, on irrigated schemes, of es-

204

tablishing a slight slope for water distribution purposes. Slopes up to 4 per cent remain suitable for irrigated rice; how­

ever, optimum yields require levelling and grading, and therefore an adaptation of the water distribution system associated with some restrictions on field design. This results in a pattern with smaller basins.

Slopes of 4 to 6 per cent are very marginal; they can only be used af ter intensive levelling and grading but an increasing econ­omic penalty is paid in terms of greater costs of land levelling, restriction in the choice of the field lay-out, some constrains on mechanical harvest methods, and maintenance of the artificial ter­races.

4. WETNESS CONDITIONS

The wetness conditions are determined by flooding and drainage. The drainage situation determines the oxido-reduction potentialof the soil and th is affects growth and yield of rice. Generally, some degree of drainage or some lateral movement of water is desirabie for preventing excessive reduction of the soil and consequent un­desirabie chemical changes that may occur. Heavy soils become strongly reduced; at the other hand, somewhat lighter, bet ter drain­ed soils may retain an oxidizing root zone for long periods. In this respect some sandy soils are reported to give superior yields. How­ever, excessively drained paddy soils are also undesirable, because they require too much water and an excessive use of fertilizers.

flooding will influence the redox potential in the soils. It will depend on depth, organic matter content and ionic balance. Some­times an oxidized horizon may occur at some depth due to the trapping of air in the soil on flooding. Af ter flooding, nitrate is the first soil nutrient to become reduced and denitrification is the main mechanism whereby nitrate is lost from the soil.

The wetness requirements as determined by flooding and drainage are essentially different for the various types o.f rice cultivation. A first need for evaluation is to define food classes in terms of the duration and depth of flooding and adapted to the specific require­ments of the rice crop. With regard to the duration of flooding one may define classes according to the optimal length of the growing season : 1 time of flooding is less than the marginal flood conditions of a

growing season (Iess than 2 months); 2 time of flooding is near but above marginal conditions as com­

pared to the length of the growing season (2 to 3 months); 3 time 'Of flooding corresponds or is near to the optimal length

of the growing period (3 to 4 months);

205

4 time of flooding exceeds the optimal leng th of the growing period, so that harvesting has to be done under flooded condi­tions (more than 4 months).

With regard to depth of the floods, 5 classes are considered 1 depth of flooding is less than ideal (less than 10 cm); 2 dep th of flooding is ideal (10 to 20 cm); 3 depth of flooding is more than ideal, but still permits cultivation

of the non-floating paddy rice varieties (20 to 40 cm); 4 depth of flooding becomes marginal for cultivation of the non­

floating paddy rice varieties and use of floating rice could be considered (40-80 cm);

5 depth of flooding is too great for any form of paddy rice culti­vation and requires use of floating rice (more than 80 cm).

In addition to depth of flooding, the irregular sudden increase and decrease in flood level may influence the suitability.

Table 2.

Flood classes for rice cultivation with maximal land class for rice cultivation under natura I floods (Al and irrigated rice (B).

Depth Duration of flooding (1-2-3-4) and maximum land class for rice of cultivation under natural floods (A) and irrigated rice (B) floods 1 2 3 4

MAXIMUM MAXIMUM MAXIMUM MAXIMUM LAND CLASS LAND CLASS LAND CLASS LAND CLASS

(1)

A B A B A B A B

1 F 11 N2 51 F21 53 51 F31 51 51 F41 52 52

2 F12 N2 51 F22 53 51 F32 51 51 F42 52 52

3 F13 N2 52 F23 S3 52 F33 52 52 F43 53 S3

4 F14 N2 S3 F24 S3 53 F34 53 53 F44 N2 NI

5 (*) F15 N2 NI F25 N2 NI F35 N2 N2 F45 N2 N2

{**) S3 53 S3

Fo : no floods (*) : evaluation for paddy rice (non-floating). (**): floating rice cultivation, considered as marginal practize, is

possible. (1) : Maximum land class is the highest land class that can be àttri­

buted to the land considering a specific characteristic.

206

Table 2 summarizes the possible flood classes and indicates the maximum land class for the different types of paddy cultivation. Up land rice and bunded rice (as defined under 1) are considered here as up land crops on land not susceptible for flooding by river overflow.

The drainage situation has also to be commented with re gard to the rice technology. Table 3 suggests maximum land classes for drainage class as related to the rice technology.

We do realize that even upland rice grows weIl on poorly drain­ed soils. However, in areas, as many African countries, where upland rice is the most important type of rice farming, the rice is culti­vated in association or in rotation with other rainfed crops such as cassava, banana and maize. In these conditions the poorly drained soils are not used by the farmers. The evaluation of drainage classes has to follow the criteria as used for the other upland crops.

Table 3.

Maximum land classes for the drainage classes.

Maximum land class Drainage classes Dry upland rice Bunded rice Natural Irrigated

(1) (2) floods

Good 51 53 52/51 N2 52

Moderate 52 52 51/52 53 51

Imperfect 53 51 51 52 SI

Poor NI NI 52 51 52

Very poor NI N2 N2 52 53

(1) fine loamy and clayey families; (2) coarse lo.amy and sandy fami­lies.

for paddy rice cultivation important information is available (Dudal, 1958; Dudal and Moormann, 1964) for south-east Asia.

from these studies we may conclude that the cultivation of bunded rice, as defined here, starts at the border of the valleys and at the lower footslopes, where drainage is of ten imperfect; it is considered that this situation is optimal. for higher lands, suitability will depend on the possibility to make the surface soil impermeable for water by using puddling, rather than on the natural drainage class.

207

The evaluation of drainage classes for riee cultivation under natura 1 floods is also tentative and is done with regard to the pos­sible relation between drainage and the most common flood classes.

for irrigated riee the imperfect class seems to be in an ideal situation together with the moderately well drained soils. Water up­lift will be slight and drainage at harvest time becomes easy. The very poorly drained soils are considered marginal. However, some of these soils, due to diffieulties for flood control and drainage associated with possible secondary salinization, are NI or N2 accord­ing to their possible improvement or not.

5. PHYSICAL SOIL CONDITIONS

for paddy rice cultivation the water has to be maintained on the fields. The capacity to hold water at the surface will not only de­pend on the soil texture and structure, but also on the presence of superficial groundwater.

Riee grown with natura I floods has most likely a high groundwa­ter table during the flood period and can therefore be cultivated on a wider textural range than irrigated riee on soils without super­ficial groundwater, for whieh the infiltration ra te is only influenced by textural and structural conditions.

It is also to be noted that surface texture is more important than subsurface texture.

An important amount of coarse fragments in the surf ace makes the soil unsuitable for paddy riee. Surface stoniness will prevent any mechanization and has to be evaluated according to severe standards. The evaluation criteria for the different types of riee cultivation are suggested in tab les 4 to 7.

Soil depth has also to be considered. It should be interpreted carefully in the case of bunded rice, where cuttings may expose im­permeable substrata of saprolite on steeper slopes and may cause a danger for land-sliding and solifluction.

The presence of calcium carbonate in soils of arid areas affects both the physieal and the chemical characteristics of a soil. High lime concentration may not severely restrict water movement but may prevent root penetration. Riee is considered as a moderately tolerant crop to calcium carbonate; 25 to 30% are considered as marginal (Sys and Riquier, 1979).

When in hot dryareas gypsum is present, it will affect the cation balance of the soil; through its easy solubility it releases Ca and may disturb Ca/Mg and Ca/K ratios. It also affects soil physical properties; it improves the soil structure and prevents sodium satu­ration.

208

Table 4.

Land class~s for rainfed upland rice.

Land characteristics

SI

CLIMATE (C) According

TOPOGRAPHY (t)

% slope (1) < 4 (2) < 8

WETNESS (w)

Flooding no

Drainage (3) good

(4) imperfect

PHYSICAL SOIL CHARACTERISTICS (s)

Surface texture/structure(**) C-60v to L

Surface coarse fragments < 15

Subsurface texture (**) C+60v to fLS

Subsurface coarse fragments <35

Depth to impermeable layer >90

CaC03 (%) <6

FERTILITY LIMIT A TIONS (f)

Apparent CEC; meq/ lOOg >·16

Base saturation (%) (O-15cm) > 50

Organic carbon (O-15cm) (5) > 1.5 (6) >0.8

(1) Intensive fully mechanized agriculture (2) Primitive farming (3) Fine loamy or clayey families (4) Coarse loamy and sandy families (5) Non-calcareous soils (6) Calcareous soils

Land classes

S2 S3 NI

to separate evaluation

<8 < 16 < 25 < 16 < 30 < 30

no no to .00 to slight slight

moderate imperfect poor or or better or better better imperfect good, mo- poor or or derate or bet ter moderate imperfect

C+60v to C+60v to C+60v to LfS S S

< 35 < 55 < 55

C+60v to C+60v to C+60v to Sc Sc Sc

<55 < 55 <55

>50 > 20 >20

<15 < 25 <25

>O,-charge > 0, +charge or-' -charge

>35 ~15

>0.8 ~ 0.8 ~0.8

(**) For textural sequence see footnote table 5.

N2

~ 25 ~30

any

very poor or better very poor or better

Cm to Sc

~ 55

Cm to Sc

~55'

Z20

~25

209

Table 5

Land classes for bunded rice.

Land characteristics Land classes

SI S2 S3 NI N2

Same as rainfed upland rice, except for :

TOPOGRAPHY (t)

Slope (%) 0-4 4-8 8-12 12-25 ~ 25

WETNESS (w)

flooding pm. under control

Drainage imperfect poor to poor to poor to very poor moderate good good to good

PHYSICAL SOIL CHARACTERS (s)

Surface texture (*:") Cm to SiCs Cm to Sf Cm to SC Cm to SC Cm to Sc

Surface coarse fragment no < 15 < 35 <35 ~ 35

Subsurface tèxture (**) Cm to Si Cm to SC Cm t0;LSf Cm to LSf Cm to Sc.

Subsurface coarse no <15 . <35 <35 Z35

fragments Depth (*)

(*) Depth to be considered with regard to levelling and grading and possibilities for landsliding.

(**) Textural sequence : Cm massive clay SiCm massive silty clay C+60v very fine clayey, vertic C+60s very fine clayey, blocky C-60v clay, vertic C-60s clay, blocky SiCs silty clay, blocky Co clay, oxiC SiCL silty clay loam CL clay loam Si silt

Sil SC L SCL SL LfS LS LcS fS S cS

silt loam sandy clay loam sandy clay loam sandy loam loamy fine sand loamy sand loamy coarse sand fine sand sand coarse sand

210

Table 6.

Land classes for rice cultivation under natural floods (floating rice is excluded).

Land characteristics Land classes

SI S2 S3 NI N2

TOPOGRAPHY (t)

Slope (%) no <2 <4 <6 ~6

WETNESS (w)

Flooding F32-F31 F32 to F42 F32 to F24 F32 to F24 F~2 to Fo

Drainage poor very poor very poor very poor very poor to to to to goáq imperfect moderate moderate

PHYSICAL SOIL CONDITIONS (s)

Surface texture Cm to SiCs Cm to SCL Cm to Sf Cm to Sf Cm to Sc

Surface coarse fragments < 15 < 35 < 55 < 55 ~-55

Surface stoniness pm.

Rockinesspm.

Subsurface texture Cm to LSf Cm to Sc

Subsurface coarse < 35 < 55 ~55 fragments

Depth to impermeable > 90 > 50 > 20 > 20 ~ 20 layer

CaC03 (%) < 6 < 15 < 25 < 25 ~ 25

Gypsum (%) < 3 <10 < 15 < 15 ~ 15 .

FERTILITY LIMITATIONS ( f) Same as rainfed upland rice

SALINITY AND ALKALINITY (n)

EC (mmhos. on sat. extr.) <2 <4 <6 <6 ~6

ESP (%) < 20 < 30 <40 <40 ~40

Flood sequence F32-F31-F33-F41-F42-F34-F22-F21-F23-F43-F24-F44-F35~F25-F45-FII-FI2-Fï3-FI4-FI5-Fo (for definition of flood classes - see table 2).

211

Table 7

Land das,ses for irrigated rice.

Land characteristics Land classes

SI S2 S3 NI N2

TOPOGRAPHY (t)

Slope (%) < 1 <2 <4 <6 ~6

WETNESS (w)

Flooding Fo to F32 Fo to F42 E0 to F43 Fo to F44 Fo to F45

Drainage moderate good to good to to poor very poor imperfect

PHYSICAL SOIL CONDITIONS (s)

Surface texture (1) Cm to SiCs Cm to Si Cm to SC Cm to SC Cm to Sc (2) Cm to SiCs Cm to SCL Cm to Sf Cm to Sf Cm to Sc

Surface C<Dan:se fragments (1) no < 15 < 35 < 35 ~ 35 (2) <15 < 35 < 55 < 55 ~55

Surface stoniness pm.

Surface rockiness pm.

Subsurface texture (1) Cm to Si Cm to SC Cm to LSf Cm to LSf Cm to Sc (2) Cm to LSf Cm to Sc

Subsutfaae (coarse fragments (1) no < 15 < 35 <35 ~35

(2) <35 < 55 ~55

Depth to impermeable >90 > 50 >20 > 20 ~20 layer

CaC03 and Gypsum as above.

Fertility requirements as above.

Salini ty and alkalinity as above.

(1) soils without groundwater table within a depth of 30 am from the surface (id. as bunded) and a permeable subsoil.

(2) soils with groundwater near or at the surface (id. as under natural floods) or having an impermeable subsoil.

Flood sequence : Fo-FII-FI2-F21-F22-F31-F32-FI3-F23-F33-F42-FI4-F24-F34-F43-F 15-F25-F 44-F35-F 45.

212

A small amount of gypsum up to 3% is favourable for rice culti­vat ion because it serves as a plant nutrient. Based on practical ob­servations, it is concluded that rice growth is strictly limited wh en the gypsum content in the root zone is higher than 15 per cent.

6. FERTILITY STATUS

The most important soil characteristics related to natura I fertili­ty are weathering stage as expressed by the apparent cat ion ex~ change capacity, base saturation and organic matter content. All these characteristics can, at a certain level of generalization, be deduced from a taxonomic soil classification at familiy level. For evaluation these fertility characteristics are quantified in table 4.

In addition it has been stated that many rice soils have a pH between 4.5 and 6, but some mayalso include alkali conditions (Grant, 1974). For agro-pedological studies a complete review of methods to evaluate the fertility of rice soils has been described by Chang (1978). From th is study it is clear that : - the nitrogen requirement figures obtained from plant and soit

analyses are difficult for interpretation because : 1 it is of ten too late for nitrogen application when plants show

critical levels of nitrogen; 2 considerable variations in nitrogen content at the same growth

stage may be observed in different varieties on different soils and in different climatic conditions; and

3 nitrogen uptake by plants at critical times is more important than providing them with a sufficient supply of nitrogen during their whole growing period; in other words, a high nitrogen content in plants does not necessarily result in high yields.

- under similar climatic conditions and within the same variety, plant analysis can possibly indicate the level of soil phosphorus fertility. However, no standerd levels are suggested. For soil ana­lysis, the Olsen method seems to be the most suitable;

- exchangeable potassium may serve as an index of the immediate potential supply of potassium for rice in the same way that it does for dry land crops;

- attent ion is drawn on zinc deficiency, but it is difficult to suggest a critical level, which may vary according to the author from 10 to 20 ppm (Randhawa and Takkar, 1975; Mikkelsen and Brandon, 1975).

7. SALINITY AND ALKALINITY

Rice is sensitive to salinity, less than 2 mmhos is considered op-

213

timal. A conductivity of the saturation extract of 4-6 mmhos/cm is considered marginal and rice will not develop when salinity is higher than 6 mmhos/cm (conductivity on saturation extract).

At the other hand the rice crop supports a high alkalinity status. Up to 10-20% sodium saturation no yield reductions have been ob­served. Sodium saturation levels from 30 to 40 per cent are margi­nal.

The land classes, for the different rice land utilization types, are summarized in tables 4, 5, 6 and 7.

REFERENCES

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Approche pour une interprêtation de donnêes de la cartographie des sols pour la culture du riz

Résumé

L' interprétation des données, disponib les après une cartographie des sols, est discutée. On considère quatres types de culture rizière riz pluvial, "bunded riee", culture du riz sous inondation naturelle, riz irrigué.

Les exigeances climatiques du riz sont examinées. Les paramè-

215

tres suivants sont quantifiês en vue d'utiliser la classification FAO : pluviositê, tempêrature, humidité relative de l'air, radiation.

La forme de terrain, pour chacun des types de culture, est exa­minêe.

Les conditions hydrologiques et notamment l'inondation et Ie drainage sont examinêes. A cet effet des classes d'inondations sont dêfinies en fonction de la durée et de l'intensitê.

Les conditions physiques du sol considêrent la texture de surface et de profondeur , la teneur en êlêments grossiers et la profondeur du sol. La teneur éventuelle en calcaire et gypse est aussi considê­rée.

Des paramêtres sont suggêrés pour 1 'êvaluation de la fertilitê naturelle.

La salinitê et I 'alcalinitê sont êgalement examinêes. . Des suggestions pour la quantification de ces caractêristiques

sont formulées pour les divers types de culture du riz en vue d'ap­pliquer la classification FAO.

Bijdrage tot een bodemkarteringsinterpretatie voor rijst

Samenvatting

De interpretatie van gegevens, beschikbaar na een bodemkarte­ring, worden besproken in verband met de rijstteelt. Bij deze be­spreking onderscheidt men vier types rijstkulturen : droogland rijst, "bunded rice", rijst onder natuurlijke overstromingen, gelrrigeerde rijst.

De klimatologische behoeften van de rijstteelt worden besproken; hierbij worden \' volgende parameters betrokken welke gekwantificeerd worden met het oog op een evaluatie volgens het FAO-systeem : neerslag, temperatuur, relatieve luchtvochtigheid, radiatie.

Landschapsvorm voor ieder rijstverbouwingstype wordt onderzocht. De hydrologische veldtoestand in verband met drainage en over­

stroming wordt besproken; overstromingstoestand wordt gedefinieerd in funktie van duur en diepte van de overstroming.

Als fysische bodemparameters beschouwt men textuur van boven­en ondergrond, stenigheid' en diepte van de bodem. De eventuele aanwezigheid van calciumcarbonaat en gips wordt eveneens in over­weging genomen.

Natuurlijke vruchtbaarheid, zout- en alkalitoestand worden even­eens besproken.

Voorstellen worden geformuleerd voor een kwantifikatie van de-

216

-- ------ --- --------- - -----"

ze karakteristieken voor de diverse rijstverbouwingstypen, met als doel het FAO landklassifikatiesysteem toe te passen.

217

I

J

NOTE

Résumé des communications présentées a la journée Pédologie -Vulgarisation, organisée conjointement a HUY par la Société Beige de Pédologie et l'lnstitut Supérieur Industriel de l'Etat (a l'occaSion de son centenaire)

1. P. A vril, L. Mathieu et L. Bock (Gem bloux). La carte des sols de Belgique - un outil trop méconnu au service de l'aménagement de l'Espace rural et du territoire.

Le levé de la carte des sols de Belgique a débuté en 1947. La carte est publiée par l'I.G.N. en couleurs, à l'échelle du 1/20.000ême, par planchettes couvrant 8000 ha, correspondant au découpage de la carte topographique nationale. Elle est accompagnée d'un livret ex­plicatif.

Mais la carte est levée sur Ie terrain à l'échelle du 1/5.000ême au moyen de sondages effectués manuellement à la tariêre, sur une profondeur de 125 cm, et systématiquement tous les 75 m au mini­mum, selon un réseau quadrillé, ce qui donne un densité d'observa­tion de 1, 7/ha.

Les auteurs présenteront : les critêres sur lesquels portent les observations et qui constituent les bases de la légende. les principaux types de sols rencontrés en Wallonie qui seront commentés sur diapositives.

- des exemples d'utilisation de la carte, ou, comment elle pourrait être utilisée. La carte des sols est un document de grande valeur qui situe

notre pays, au point de vue européen, parmi les privilégiés, avec la Hollande, Ie Danemark, quant à la connaisance de leur territoire.

En cette période de mutation, il faut s'y référer dans Ie cadre de la planification des systêmes de production.

2. j. LOZET (HUY). - L'Enseignement de la science du sol a l'ln­stitut Supérieur Industriel.

Le programme de l'Institut a prévu lors de la création de l'Ecole d'Ingénieurs techniciens un cours de science du sol. Ce cours a dé­buté en 1951.

Actuellement, 120 heures de cours théoriques sont dispensées dont la moitié à tout es les options. Les étudiants ayant choisi les options agriculture tempérée ou agriculture tropicale et subtropicale reçoi­vent chacun 30 heures complémentaires en fin de second cycle.

A ces heures théoriques doivent être ajoutées les applications qui comprennent des travaux de laboratoire, des visites de terrain, des exercices de cartographie et des séminaires et stages qui sont fonc­tion du sujet du mémoire et qui aboutissent a la présentation du travail de fin d'études.

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3. D. LAMBERTS en j. VANDAMME (KUL). - Bodemkunde en tuin­bouw.

Door het Studiecentrum voor Tuinbouwgronden kon, dank zij de steun van het IWONL en van de provincies Antwerpen, Brabant en Limburg, de bodem-plant relatie voor de belangrijkste tuinbouw­gewassen bestudeerd worden. Onder praktijkomstandigheden werden de bodems fysisch en chemisch gekarakteriseerd en kwantitative en kwalitatieve produktiegegevens verzameld. 'Na een statistische ver­werking van de data, kunnen verbanden worden aangetoond tussen de bodem- en de gewasvariabelen, op basis waarvan geschiktheids­tabellen worden opgesteld.

Bodemtextuur en drainageklasse blijven zelfs in de intensieve groenteteelt mededeterminerende faktoren, soms overschaduwd door klimaatonstandigheden door de speci fieke eisen van bepaalde gewas­sen of door phytotechnische noodwendigheden voor de teelten. Ook de mineralenvoorziening blijft een belangrijke inpakt bewaren, met dien verstande dat veelal door overdaad onevenwichten ontstaan.

Uit de toetsing in vitro van gedane waarnemingen, o.a. voor de mineralenvoorziening, konden nuttige gegevens worden verzameld voor teeltwijzen zonder grond, die in de glastuinbouw snel worden ingeburgerd.

4. j. LAMBERT (UCL). - L'analyse des sols: un moyen de calcul indispensable à l'êtablissement d'une fumure équilibrée et rationelle.

Nous proposons une définition de la philosophie de la fertilisation rationnelle basée sur l'analyse des sols.

Après un rappel des différentes méthodes d'analyses des sols, nous donnerons quelques indications sur les teneurs moyennes rele­vêes dans la Province de Luxembourg.

Nous discuterons ensuite, sur base de quelques cas concrets, de la façon dont on tente d'établir un avis de fumure applicable aux cas inidividuels de I 'exploitant.

On terminera par un aperçu d'ensemble sur Ie problême global de la fertilisation tel qu'on peut l'envisager actuellement.

5. W. DIERICKX (Merelbeke). - Bodemfysische aspekten bij drainage. Inspoeling van bodemdeeltjes doet de afvoercapaciteit van dniiheer­

buizen afnemen. Om die inspoeling te voorkomen worden draineer­buizen voorzien van omhullingsmaterialen. In cohesieloze en zwak cohesieve gronden bestaat geen twijfel nopens de noodzaak van om­hullingsmaterialen. Van cohesieve leem- en kleigronden wordt meestal verondersteld dat omhullingsmaterialen overbodig zijn. Veldwaarne­mingen duiden op het tegendeel. De oorzaken hiervan en het onder­zoek dat dienaangaande in het laboratorium wordt uitgevoerd, wor­den besproken. Ook bodemkonditioneringsmiddelen, die tot doel had­del) de sleufvulling te stabiliseren, zijn minder gunstig dan het labo­ratoriumonderzoek heeft laten vermoeden.

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Aansluitend hierop wordt de stand van zaken inzake omhullings­materialen, om inspoeling van grond in draineerbuizen te voorkomen, toegelicht.

6. j. CHAPELLE (HUY). - La pédologie beige en régions tropicales: quelques considérations.

Bref aperçu historique depuis I 'INEAC. Aspects diversifiés de la coopération beige en science du sol : recherche, enseignement, car­tographie, fertilisation, lutte anti-érosive.

Spécificité de différents types de coopérations en matière de pé­dologie : bilatérale, multi-Iatérale-ong. Deux cas d'espèce : l'ORMVA du LOUKKOS et la carte PédoIogique du RWANDA.

Importance de ces coopérations : - pour les pays assistés : possibilité d'études et de recherches oné­

reuses débouchant sur des stratégies agricoles. - pour la Belgique : entretien du savoir faire de nos pédologues et

conséquences sur Ie marché international des services en pédologie.

]. LOZET et ]. CHAPELLE

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Pedologie, 1986 (XXXVI)-2, 130p., Ghent, 1986

SUMMARY SOMMAIRE INHOUD

E. Van Ranst & M. Doube Etude comparative de l'évolution minéralogique des sols de même age sur trachy-basalte et sur tuf trachytique dans les Hauts-Plateaux du Cameroun Occidental - Comparative study of the mineralogical evolution of soUs

of the same age on trachy-b,asalt and on trachytic tuff in the High Plateaus of West Cameroon 95

E.M. Khaled, J. Vanderdeelen & L. Baert Phosphate adsorption on desert sands coated with iron hydroxides 117

H.B. Madsen The construct ion of root zone capacity maps based on com-puterized soil maps and pedological data 133

J .L. Blondé, M. Gaiffe, D. Contini & S. Bruckert Relations entre Ie caractère humifère des sols des Plateaux jurassiens et Ie régime hydrique induit par la perméabilité des bancs calcaires - Relations between the humiferous character of the jurassic

Plateau soils and their hydric regime affected by the per-meability of the ca1careous parent rock 155

D. Schwartz, B. Guillet, G. Villemin & F. Toutain Les ' alios humiques des podzols tropicaux du Congo constituants, micro- et ultrastructure.

Humus alios from tropical podzols in Congo constituants, micro- and ultrastructures 179

C. Sys Approach to soil survey interpretation for rice cultivation 199

Note : J. Lozet & j. Chapelle Résumé des communications présentées à la journée de Pédologie-Vulgarisation (Huy, 1986) 219

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