Pédologie r Science du Sol ParVe 2 - Master Pro ERE

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l'érosion mécanique est mesurée par un indice d’érodibilité:&
Roches métamorphiques et plutoniques anciennes indice 1
roches volcaniques indice 2
roches sédimentaires consolidées indice 4
roches tectonisées indice 10
roches sédimentaires non consolidées indice 32
alluvions récentes indice 40

l'érosion chimique est mesurée par un indice de sensibilité :
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1. la désagrégation mécanique
2. la désagrégation chimique
3. les transformations minérales
4. exemple de transformations minérales : les gisements d’Aluminium

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a. les roches ne sont pas homogènes, elles présentent des
hétérogénéités:
- la présence de structures faillées d'origine tectonique (diaclases ou
failles)
- la porosité des roches sédimentaires (porosité ouverte ou fermée)
b. les 2 principaux types de désagrégation sont :
- la cryoclastie (roche poreuse ou fracturée)
- la thermoclastie ou dilatation thermique différentielle (roche grenue)

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La désagrégation chimique
a. Les molécules d'eau sont en équilibre dynamique entre la forme
H + et OH - (équilibre de dissociation).
En traversant l'atmosphère, l'eau dissous des gaz et des solides
(aérosols), naturels ou d'origine anthropique, qui lui confèrent un
caractère acide faible:
b. Principales réactions de déstabilisation des minéraux primaires :
1. Dissolution
2. Oxydation (production d’H + )
3. Hydrolyse acide (consommation d’H + )

Dissolution
calcite : CaCO 3 + CO 2 + H 2 O Ca 2+ + 2 HCO 3 -
Oxydation (production d’H + )
pyrite : 2 FeS 2 + 15/2 O 2 + 4 H 2O Fe 2O 3 + 4 SO 4 2- + 8H +
Hydrolyse (consommation d’H + )
CaAl2Si2O8 + 2 CO2 + 2 H2O Al2Si2O5 (OH) 4 + Ca + CaAl + 2 HCO -
2Si2O8 + 2 CO Al2Si2O5 (OH) 4 + Ca 3 + + 2 HCO -
3
Albite argile (kaolinite) + ions libres (CD)

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L’altération mécanique et chimique produisent des transformations
minérales :
1. minéraux d’altération (phyllosilicates, oxydes-hydroxydes, … : texture
du sol)
2. éléments simples sous forme ionique (eau du sol, plante,
microorganismes)

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Bilan de l’érosion chimique

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Mécanisme de formation : altération supergène en
milieu tropical de roches silico-alumineuses.
Hydrolyse intense des feldspaths (et du quartz).
Les phases sont : feldspath-kaolinite, kaolinite
-gibbsite (accumulation relative dans les horizons de
sols).
Les bauxites latéritiques forment environ 85% des
ressources mondiales de bauxites soit 20
millions de tonnes de minerai.

Laterite

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Structure prismatique
Climat : Méditerranéen semi-aride
Couleurs et structures d'un sol calcimorphe (hauteur de la coupe : 120 cm)
L'horizon organo-minéral A est
rouge sombre.
L'horizon S, très argileux,
rouge. Structure anguleuse
prismatique : prismes assez
fins (2 à 5 cm de large) et
allongés (10 à 15 cm de
hauteur).
Horizon calcique mais non
calcaire.
L'horizon Bca riche en nodules
calcaires de couleur blanche.
Structure anguleuse
polyèdrique.
La roche-mère, non visible, est
une alluvion-colluvion
argileuse.
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Structure grumeleuse
Climat : méditerranéen subhumide
(Australie)
Andosol (hauteur de la coupe : 100
cm). Le sol est peu différencié
Horizon A, sombre, organo-minéral.
Structure est finement grumeleuse
Horizon C d'altération à structure
lithologique (basalte).
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Structure massive
Climat : tropical subhumide (Brésil, Rio
Grande do Sul)
Sol ferrallitique rouge sur basalte
(hauteur de la coupe : 150 cm)
Horizon Ap1, labouré ; structure
anguleuse grossière
Horizon Ap2, compacté par le travail
du sol ; structure massive à l'état sec,
polyédrique et grumeleuse à l'état
humide ;
Horizon Sk, rouge, argileux, structure
fine polyédrique et grumeleuse
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Décomposition de la matière organique du sol (MOS)
La MO incorporée dans les sols par la chute des litières (naturel) ou le travail du sol
(agriculture) se détruit et se transforme par :
- la réduction mécanique et physique de la phytomasse (macrofaune et flore fongique)
- la destruction « chimique » par l’activité microbienne et fongique du sol.

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Bilan sur une année de la décomposition de 100 g de MOF :
pour 100g
➩ CO 2 : 60-80g
➩ biomasse : 3-8g
➩ composés intermédiaires : 3-8g
(composés organiques simples et pré-humiques : polysaccharides,
polyuronides, acides organiques, etc…)
➩ composés humiques : 3-8g

Les deux voies de transformations des MOS
1. La minéralisation : décomposition aérobie/anaérobie. Le sol est émetteur de GES (CO 2 ,
N 2 O, NO, CH 4 ) et d’éléments solubles souvent recyclés (nutriments, oligoéléments).
2. L’humification : construction du « squelette organo-minéral du sol ». Organisation
physique et chimique du sol.
L’humification contribue directement à :
a. réservoir de fertilité : nutriments, oligoéléments (origine organique et minérale)
b. support physique pour la plante
c. réservoir air et eau (réserve utile, porosité).

La disparition des composés organiques dans les sols
La dégradation des matières organiques fournit de l’énergie aux organismes hétérotrophes
du sol comme la biomasse bactérienne et fongique (croissance microbienne).
Selon leur degré de résistance à la décomposition et leur nature biochimique, elles se
dégradent :
1. en composés simples, gazeux CO 2 , CH 4 , N 2 O, N 2 , …(GES vers l’atmosphère) ou composés
simples, dits « minéraux » NH 4 + , NO3 - , PO4 3- , … .
Les éléments minéraux sont solubles dans l’eau et forment les nutriments du sol :
éléments minéraux lessivés ou recyclés par les organismes du sol (racines-plantes,
biomasse microbienne).
2. en composés organiques en cours de dégradation ou stables distingués en 2
compartiments :
a. l’humus « jeune », compartiment labile actif, transitoire
b. les substances humiques (acides humiques, acides fulviques et lignines),
compartiment stable.

Caractéristiques de la dégradation des matières organiques du sol (MOS)
a. suivant les caractéristiques de la Matière Organique :
- les caractéristiques biochimiques
- les caractéristiques physiques des matériaux

Variabilité pour différents organes d’une même plante (colza) :
d’après Trinsoutrot, 1999

. suivant la disponibilité de l’azote (N-NO 3 et N-NH 4)
2 formes pour l’azote minéral qui provient de la dégradation de l’azote organique contenu
comme le soufre dans la MOS (C/N/S = 100/10/1) :
- l’ammoniun NH 4 +
- Le nitrate NO 3 -

c. suivant l’environnement physique des résidus
- localisation dans le profil de sol (en surface, enfoui...)
- contact sol résidu (taille des particules de sol et de résidus)
- aération (rôle de la porosité du sol...)

Formation des horizons pédologiques
La différenciation des horizons dans un profil de sol, c'est la formation de
couches différentes les unes des autres et différentes aussi de la "rochemère"
dont elles dérivent.
Les 3 mécanismes principaux sont :
1. incorporation de la matière organique
2. altération de la matière minérale
3. redistribution de matières à l'intérieur du profil de sol
Structure et les propriétés du sol se développent ± progressivement sous l’action du
climat et de la végétation.

Mécanisme de formation d’un sol

Classification et formation des horizons pédologiques d’un sol
La superposition dans un certain ordre (surface vers la profondeur) d’horizons
pédologiques est appelée profil pédologique ou solum (classification française).
Dans la classification proposée par Duchaufour P. (1972), un profil pédologique ou
solum est constitué de l’addition superposée de différents horizons dénommés:
horizon A, horizon B, horizon C.

L’horizon A est défini comme le lieu sous la litière végétale où la MOS se
constitue, se dégrade et se mélange ± facilement à la matière minérale (couleur du
sol).
L’horizon B se définit comme le lieu où les processus de transfert essentiellement
verticaux sont « visibles » ou mesurables (texture et observation).
Les principaux processus de transfert : l’accumulation (argiles), la précipitation
(concrétions, tâches, …).
L’horizon C est constitué par la partie supérieure du substratum géologique ±
altéré (altérite ou sommet de la roche-mère).
La limite inférieure de l’horizon C se définit comme l’épaisseur suffisante du
matériel source permettant son identification sans aucune ambiguïté.

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Merci de votre attention !