Analyse bibliographique du sol

Le sol se situe à l’interface entre les différentes couches de la Terre : la lithosphère, l’hydrosphère, la biosphère et l’atmosphère. Les interactions entre ces domaines, qui se déroulent à différentes échelles de temps, combinées aux effets purement climatiques et au relief, sont à l’origine de la formation des sols. En effet, l’eau des précipitations va éroder les roches du substratum, la faune et la flore vont s’implanter, avec en premier les lichens, contribuant à la fracturation des roches qui vont être explorées par la petite faune et les racines de végétaux. L’évolution se poursuit, l’eau s’infiltre dans les fractures augmentant la surface érodée, la faune et la flore poursuivent leur implantation ce qui mène en quelques milliers d’années à la formation des sols. L’eau est un agent principal dans la formation des sols. La figure I – 1 schématise la formation du sol : par l’altération de la roche-mère, puis par l’implantation (favorisée par la présence d’eau) de la faune et de la flore qui vont apporter de la matière organique accélérant ainsi la pédogénèse et enfin la dernière étape schématisée représente un sol formé avec ces principaux constituants. Les sols européens se sont formés pour la plupart après la fin du dernier maximum glaciaire (fin du Pléistocène ~ – 11 000 ans).la porosité des sols que l’on définit comme l’ensemble des vides d’un milieu pouvant être occupé par des fluides. La part relative des processus de stockage vs les processus de transport, ainsi que les vitesses caractéristiques des phénomènes de transport, dépendent fortement de la distribution de taille des pores constituant l’ensemble de la porosité, qui dépend elle-même des constituants élémentaires du sol et de leur organisation spatiale à différentes échelles. I.

La phase solide du sol : constituants élémentaires, texture, structure, squelette, matrice

 Le sol est le résultat d’assemblage de particules minérales issues de la roche mère et de molécules organiques issues de la faune et de la flore s’y développant, et de leurs résidus. Ces particules forment le complexe organo-minéral du sol, grâce à des liaisons chimiques entre les macromolécules organiques et les particules minérales qui mènent à la formation d’agrégats. L’assemblage spatial de ces agrégats forme la structure des sols. Le corollaire de la structure est la porosité structurale c’est-à-dire les vides entre les agrégats (fig. I – 2), à laquelle s’ajoute la porosité texturale. Cette dernière résulte de l’agencement microscopique des constituants du sol La structure des sols, et donc la porosité structurale, résulte de leur histoire. Ainsi dans l’horizon de surface des sols agricoles, on peut voir l’impact du travail du sol par des machines agricoles. Si ce travail est exécuté dans de mauvaises conditions, il peut entrainer un tassement du sol et diminuer leur porosité, alors que le but du travail du sol est d’aérer le sol, en créant de la porosité dans les premiers centimètres du sol. Malgré le travail du sol, il est possible de voir les traces de l’activité de la flore et de la faune : restes de galeries de lombrics, zone d’exploration racinaire des plantes qui vont contribuer à l’augmentation de la porosité structurale des sols. La formation de la structure des sols peut aussi être d’origine mécanique ou physique, en effet l’alternance de périodes de sécheresse et d’humectation va conduire, selon la teneur en minéraux argileux du sol, à des structures prismatiques de plus ou moins grandes tailles (par exemple, apparition de fentes de dessiccation en période sèche). Ces phénomènes se déroulent principalement dans l’horizon de surface des sols agricoles et sous la litière des sols forestiers et peuvent se poursuivre dans la profondeur du profil de sol. Dans la profondeur du profil de sol, il peut subsister par exemple des traces du litage de la roche mère (à condition d’avoir une schistosité apparente), ou encore d’une ancienne phase glaciaire par la présence de marques de cryoturbation (zone montagneuse par exemple). La matrice de sol n’est pas un assemblage homogène de particules organo-minérales mais est formée d’agrégats constitués de ce qu’on appelle : – le squelette formé par les fractions de sables et limons ; – le plasma formé par les fractions organiques et argileuses. Ces constituants sont assemblés de façon aléatoire et leur répartition spatiale engendre une porosité qui est qualifiée de texturale car fortement dépendante de la texture des sols (nature granulométrique des constituants, c’est-à-dire la proportion de sable, d’argile et de limon). 

Hétérogénéité spatiale de la structure : dans le profil et avec la pente

 La structure varie dans le profil de sols mais dépend principalement de la nature de la roche mère (composition minéralogique, prédominance d’argiles minéralogiques et granulométriques, de silice, de carbonates …), du contexte climatique (désert, plaine alluviale, zone montagneuse), de l’utilisation du sol (agricole avec ou non un travail du sol ; ou sol forestier), de la pente sur laquelle se trouve le sol. En effet, le facteur « pente » peut engendrer des phénomènes d’érosion des sols en haut d’une pente entrainant des phénomènes de colluvionnement en bas de pente (colluvionnement : apport allochtone de matériaux). La biologie se développant dans le sol va induire des réactions physiques et chimiques modifiant la structure des sols : formation de galeries ou passage de racines, altération des résidus organiques mélangés par la faune du sol. L’ensemble de ces facteurs induit une variabilité spatio–temporelle importante des sols et de leur structure, et donc de la porosité résultante. 

Les différents systèmes de porosité

 La porosité du sol est une phase complexe formée par un continuum de tailles de vides, de formes liées à l’agencement spatial des agrégats. La porosité peut être vue et « découpée » en trois compartiments (fig. I – 2) : – (1) les pores structuraux qui se trouvent dans la zone inter-agrégat (entre les agrégats et les mottes) que l’on peut appeler : la macroporosité ; – (2) les pores texturaux localisés dans les agrégats (zone intra-agrégat, dans la matrice) appelée : la microporosité, que nous appellerons « matrice de sol » par la suite ; – (3) les pores entre ces deux zones que l’on appelle la mésoporosité. La limite de taille entre les zones est variable selon les auteurs, mais il est couramment admis dans la littérature que la limite de la macroporosité se situe au-dessus de 30 à 50 voire 1000 µm, la limite de la microporosité est couramment placée en dessous de 10 µm, et la mésoporosité se situe entre les deux (Luxmoore, 1981). D’après Brewer (1964), deux grandes gammes de taille de pores peuvent être identifiées d’après l’état physique de l’eau. Les limites   sont globalement (i) macropores : ø > 75 μm (jusqu’à > 5 000 μm), (ii) micropores : 5 < ø < 30 μm. 

Analyse du système de porosité et de son fonctionnement : la courbe de retrait – Eléments de théorie et de compréhension

 La porosité va évoluer au cours du temps selon les conditions hydriques en particulier. Les phases d’hydratation ou de déshydratation du sol peuvent s’accompagner de modifications de la structure à différentes échelles. Les variations volumiques engendrées, l’augmentation ou la diminution du volume de sol, peuvent être mesurées. La courbe de retrait est un outil d’investigation utilisé pour caractériser le phénomène de retrait/gonflement dans les sols. Elle correspond au tracé de la variation du volume d’un échantillon soumis au desséchement en fonction de sa teneur en eau, depuis un état saturé jusqu’à un état quasi anhydre. La mesure de la courbe de retrait des sols est une mesure physique classiquement réalisée pour l’étude physique des sols (Braudeau, 1987; Mcgarry, 1987; Braudeau et al., 1999; Boivin et al., 2006) Pour une pâte d’argile, la courbe obtenue a la forme générale suivante et comporte trois phases (figure I – 3). A l’état saturé, la partie A correspond au « retrait principal » où le domaine dans lequel la diminution de la teneur en eau correspond exactement à la diminution du volume des vides de l’échantillon, donc au retrait de l’échantillon. Le système reste saturé et la courbe de retrait est confondue avec la courbe de saturation. Au point d’entrée d’air ou point d’inflexion de la courbe de retrait, début de la partie B, l’eau continue à s’évaporer, mais le retrait des vides (ou déformation du sol) ne compense plus la variation de teneur en eau. L’air pénètre dans la porosité. La désaturation commence, la phase eau n’occupe plus tous les vides. Cependant, elle peut rester continue mais seulement localisée au contact entre les grains solides. C’est le domaine du « retrait résiduel». Les particules argileuses se réorganisent jusqu’au moment où elles perdent leur capacité de réorganisation et atteignent une variation nulle. La partie C correspond au domaine où la limite de retrait est atteinte. La teneur en eau continue à diminuer mais le volume ne varie plus.