Les
zones arides. Ce sont des régions où les précipitations sont moindres
que l'évapotranspiration au moins durant une période plus ou moins
longue de l'année (ROBERT, 1996). D'après EMBERGER, (1979) on peut
distinguer trois domaines d'aridité d'après la pluviométrie annuelle :
- le domaine hyperaride (P < 100mm)
- le domaine aride (100< P < 300-400mm)
- le domaine semi-aride (300-400 < P < 600mm
Ces trois domaines occupent environ 1 /3 de la surface terrestre, soit 46 millions de Km2 englobant 55% de l'Afrique et plus de 2/3 de l'Australie, qui doivent nourrir prés de 700 millions d'habitants (ROBERT, 1996).
En Algérie la zone aride représente prés de 95% du territoire national dont 80% dans le domaine hyperaride (HALITIM, 1988).
Dans
les régions aride les sols en général présentent un certains nombres de
caractères constants ; évolution lente, faible teneur en matière
organique, structure faiblement définie et en général, présences des
croûtes calcaires, gypseuses et d'autres salines (AUBERT, 1960).
En
fonction du niveau de sels, les principaux types de sols individualisés
dans les zones arides de l'Algérie, sont en nombre de cinq selon la
classification de (CPCS, 1967) :
- Les sols sans accumulations de sels ;
- Les sols calcaires ;
- Les sols gypseux ;
- Les sols calcaires et gypseux ;
- Les sols salés.
1. Les sols calcaires
1.1-Définition
Le terme «calcaire» est un terme général qui s'applique à un
sol contenant
du CaCO3 libre en quantité
suffisante pour présenter une effervescence visible sous l'action d'HCL
dilué et à froid (LOZET et MATHIEU, 1990; GIRARD et BAIZE, 1992; BAIZE
et DJABIOL, 1995) (voir tableau 1). Est considéré également comme
«calcaire» un sol non calcaire dans la terre fine mais qui contient des
graviers et cailloux calcaires en grand nombre dans sa masse (GIRARD et
BAIZE, 1992). En outre le référentielle pédologique [1992] d'après les
mêmes auteurs propose deux qualificatifs additionnels
- une terre dite hypo calcaire : moins de 15% de CaCO3.
- une terre dite hyper calcaire : plus de 40% de CaCO3.
Tableau 2. Types d'effervescence en fonction de la teneur en CaCO3 (LOZET et MATHIEU, 1990; BAIZ et JABIOL, 1995).
Teneur
| Réaction
| % de Ca CO3
| Symbole chiffré
|
Traces
Faibles
Moyenne
Fortes
Très fortes | Décelable
Faible
Moyenne
Vive
Très vive
| <2
2 à 10
10 à 25
25 à 55
> 55
| Є
1
2
3
4
|
1.2- Classification des sols calcaires méditerranéen
La classification des sols calcaire méditerranéens est très variée (RUELAND. 1976) :
- Dans
le système française, les sols calcaires méditerranéens et désertiques
sont classés en : sols peut évolués, sols calcimagnésiques, sols
isohumiques, ou sols fersialitiques méditerranéens rouges ou bruns.
- D'après
la classification américaines, ce sont des inceptisols (xérochrepts),
des aridisols (argids ou orthids), des mollisols (rendolls ou xérols),
et des alfisols (xéralfs).
- D'après
la légende de la carte FAO/UNESCO des sols du monde, les sols calcaires
des payes méditerranéens et désertiques sont, selon le cas, des
fluviosols, des rendzines, des yermosols, des xérosols, des castanzems,
ou des cambisols.
1.3- Facteurs et processus de formation
Dans
les régions désertiques et méditerranéennes, les sols qui contiennent
du calcaire dans un ou plusieurs de leurs horizons sont très fréquents.
Il y a ceci deux raisons principales (RUELLAN, 1976)
- les roches
: elles sont, dans ces régions, fréquent carbonatées, calcaires et
dolomitiques, ou simplement riches en calcium (les basaltes par exemple)
;
- les climats
: ils sont souvent très arides et partout les régimes pluviométriques
sont peut favorables à un entraînement profond des solutions et, en
conséquence, à un lixiviation du calcaire hors des sols.
D'une
manière générale les matériaux d'origine calcaire laisse dans le sol
des fragments de roche calcaire de démentions diverses et en quantités
variables selon la nature de la roche d'une part et selon les conditions
de l'altération d'autre part (BONNEAU et SOUCHER, 1994). Un calcaire
dur reste en fragments grossiers et il est peut attaqué par l'eau et le
gaz carbonique ; il y a donc peu d'action sur les propriétés du sol. En
revanche, un calcaire tendre se désagrège en particules fines qui
peuvent se repartir dans toutes les fractions granulométriques du sol et
influencer fortement ces propriétés chimiques (pH) et physiques
(stabilité structurale). (ANONYME, 2002).
Cependant, le calcaire est solubles, et dans nombreuses situations, il y'a un enchaînement de phénomènes de dissolution et de reprécipitation. Dans la première stade, le calcaire est dissous : c'est la décarbonisation
qui libère dans le milieu des ions calcium, ces ions sont déplacés par
les eaux percolant ou par diffusion sur des distances variables, tant au
sein d'un horizon ou divers horizons du profil que sur les pentes des
versants ; dans ce cas il y'a un calcaire de néoformation,
dont l'accumulation peut présenter une intensité de formes très
diversifiées : pseudo-mycelium ; nodules, concrétion, encroûtement ,
croûtes compactes.(BONNEAU et SOUCHIER, 1994).
Ainsi, d'après BONNEAU et SOUCHIER (1994), dans un profil pédologique carbonaté, le calcaire présent peut être :
- soit un reliquat d'altération, ce qui est généralement le cas dans les horizons de surface.
- soit le résultat de phénomènes secondaires de précipitation, ce qui est le cas de toutes les formes d'accumulations dans les horizons B et C.
- ou encore le mélange intime des deux fractions : héritée et néoformée, aux différents niveaux d'un profil
Le phénomène de dissolution
est conditionné principalement par la présence de gaz carbonique dans
les solutions percolant à travers les sols (BONNEAU et SOUCHER 1999). La
réaction de dissolution par l'eau chargée de gaz carbonique est la
suivante (DERRUAU, 1979) :
CO2 + H2O = H2CO3, acide carbonique ;
H2O + CaCO3 = Ca (HCO3)2 ;
Les deux réactions s'additionnent pour donner :
CaCO3 + CO2 + H2O = Ca (HCO3)2, bicarbonates de calcium Particulièrement soluble dans l'eau.
1.4- Modalités de l'accumulation du calcaire dans le sol
Les
sols qui se sont altérés sous climat aride se caractérisent par une
accumulation de calcaire en un point quelconque du profil. Cette
accumulation peut être relativement concentrer dans une zone étroite ou
plus dispersée selon la quantité et la fréquence des précipitations, la
topographie, la texture du sol et la végétation.
Selon HALITIM, (1988), le calcaire s'accumule de trois façons à l'échelle macroscopique :
- à l'état diffuse;
- sous forme discontinuée;
- sous forme continuée.
1.4.1- L'accumulation sous forme diffuse
Le
calcaire est présent (effervescence à HCl) sous forme des particules
trop fines pour être décelables à l'oeil nu et sont réparties dans la
masse au hasard (HALITIM, 1988).
1.4.2- l'accumulation sous forme discontinuée
Le
calcaire concentré individualisé en un certains nombres de points
séparés les uns des autres par des zones moins calcaires à distribution
diffuse (RUELLAND, 1976).
1.4.3- L'accumulation sous forme continue
L'horizon
caractérisé par cette forme est appelé encroûtement calcaire, la teneur
en carbonates de calcium est supérieure à 60% et la consolidation de
l'horizon peut être accentuée (RUELLAND, 1976).
1.5- Propriétés des sols calcaires
Dans les sols calcaires, la dissolution de la calcite marque le sol d'un ensemble de caractères très particuliers.
•
La dissolution de la calcite libère dans la phase liquide une quantité
importante d'ions calcium. Le complexe adsorbant de ces sols est en
général bien pourvu, si non saturé en calcium (SOLTNER, 1986).
Le
calcium libéré joue un rôle prépondérant dans le comportement physique
du sol. Par son pouvoir floculant vis-à-vis des argiles et sont rôle
stabilisant pour les composés organiques, il contribue
fortement à l'organisation de cette structure
(BONNEAU et SOUCHER, 1994).
• La solubilisation du calcaire concourt à l'établissement dans la phase liquide du sol du système permanent [(CaCO3), (H2O), (CO2).], dont dépend l'équilibre protonique du sol : le pH d'un sol calcaire est en fonction de la pression partielle du CO2
de l'atmosphère du sol (Fig. 2). Ainsi la présence de calcaire
contribue- t- elle à fixer la valeur de la réaction du sol,
caractéristique importante de l'environnement physico-chimique des
racines (MOREL, 1996).
•
L’abondance du calcaire influe sur la couleur et les propriétés
radiomètriques de l'horizon de surface. Celui-ci est plus claire si la
teneur en calcaire total est supérieur à 40% et l'estimation du taux de
matière organique peut être faussée. (GIRARD et BAIZE, 1992).
•
Au point de vue biologique la présence du calcaire demeure souvent un
facteur déterminant du comportement végétal (MOREL, 1996).
-Soit
de façon directe : certaines espèces tolèrent très bien les sols
calcaires (plantes calcicoles) ; d'autres, au contraire, supportent mal
ces sols (plantes calcifuges) .
-Soit
de façon indirecte : la présence de calcaire favorise
l'insolubilisation de certaines oligoéléments indispensables (bore, fer,
manganèse), et souvent les carences en azote et en phosphore. Les
espèces calcifuges souffrent de chlorose sur les sols calcaires
(DUCHAUFOUR, 1996).
2-Les sols salés
2.1- Définition
Les
sols salés sont ceux dont l'évolution est dominée par la présence de
fortes quantités de sels solubles -plus solubles que le gypse- ou par la
richesse de leur complexe absorbant en ions provenant de ces sels et
susceptibles de dégrader leur caractéristiques et propriétés physiques,
en particulier leur structure, qu'ils rendent diffuse (AUBERT, 1983).
Les
sels les plus habituels dans ces sols sont les chlorures, sulfates,
bicarbonates, carbonates, borates, nitrates et par fois fluorures de
sodium. Dans quelques cas, ce sont des sels de potassium. Les sels de
magnésium, sulfates en particulier peuvent s'y trouver. Enfin les
chlorures de calcium ou de magnésium ou mixtes de ces deux cations
donnent également naissance à des sols salés (AUBERT, 1983).
Les
sols salés sont appelés aussi sols sodiques ou sols halomorphes (DOGAR,
1979). Mais le terme sols salsodiques proposé par SERVANT et souvent
préféré, car il rend compte deux principales manifestations de la
salinité, à savoir la présence de sels solubles en quantités importantes
dans la solution du sol, et également l'importance de sodium sur le
complexe d'échange (LEILA, 2002).
2.2- Extension et localisation
Les
sols salés se rencontrent dans tous les continents (Tab 03) et à
toutes les altitudes, que soit sous le niveau de la mer (régions de la
Mer Morte) ou à 5000 mètres d'altitude (Plateau Tibetien) (STEGNAL et
AL, 1998). Leur extension est important dans les bas fonds et dans les
régions arides et semi-arides ou semi humides où les sels peuvent se
concentrer et précipiter (ROBERT, 1996 ; CALVET, 2003).
En
Algérie, les sols salés occupent de grandes étendues. On les rencontre
dans les basses plaines d'Oran et de Chélif, sur les hautes pleines
Sétif et de Constantine, dans les hauts plateaux, et en zones
sahariennes (AUBERT, 1976).
Le tableau suivant représente la répartition des sols salés dans le monde (SZBLOC, 1994 dans ROBERT, 1996)
Tableau 03 : Répartition des sols salés dans le monde (SZABLOC, 1994 dans ROBERT, 1996)
Sols affectés par les sels dans différents continents et sous continents (1000 Hectares)
|
Amérique
Mexique et Amérique Centrale
Amérique du Sud
Afrique
Asie du Nord et du Centre
Asie du Sud-est
Asie du Sud
Australie
Europe
Total | 15755
1965
129163
80608
211686
19983
87608
357330
50804
954832
|
2.3- Causes et origine de la salinité
Les
climats arides et semi-arides qui contribuant au maintien des sels dan
les couvertures pédologique sont les plus favorables au développement de
ces caractéristiques salines reconnus aussi sous climats tempérés dans
des cites particulières (estuariennes, endoréiques) (LOYET, 1995).
Les
sels minéraux et le sodium proviennent soit de sources naturelles, des
nappes d'eau sous terrains salées et des roches contenant des minéraux
solubles, soit de sources artificielles résultant de l'activité humaine
(BAIZ, 2000 ; CALVET, 2003).
Les auteurs en question distinguent deux types de salinisation
-
Salinisation primaire - apparaît liée à une source naturelle précise de
sels qui peut être la mer ou l'océan, mais également aussi des roches
salines (exemple de trias) et quelques fois l'altération des roches et
volcanisme. A partir de cette source, les sels de type chlorures (Na, K,
Ca, Mg) ou sulfates (Na, Ca, Mg) qui sont respectivement très ou
moyennement solubles vont pouvoir se déplacer et aller contaminer à la
fois les nappes et les sols (ROBERT, 1996 ; BAIZ, 2000).
-Salinisation
secondaire - induite par l'homme par la mise en valeur hydro agricole
et autres aménagements (eaux d'irrigation, remontées des nappes
phréatiques, engrais solutions nutritives, des serres et des cultures
hors sol, effluents urbains, ... etc.) (LOYET,
1991 ; 1995).
2.4-Classification des sols salsodiques
2.4.1-Les paramètres de caractérisation de la salinité
La salinité des sols est généralement établie sur la base d'une classification basée sur les trois paramètres suivant :
2.4.1.1-La conductivité électrique (CE) ;
C'est
le paramètre le plus semple qui permet de définir la salinité totale
d'une solution. Elle s'exprime en mhos/cm ou en millimhos/cm à 25°C
(LOZET et MATHIEU, 1997).
Un
sol est considéré salés, lorsque la conductivité électrique de
l'extrait de la pâte saturée est supérieure à 4 mmhos/cm à 25° (USSL,
1954 dans BALBA, 1999). Selon AUBERT (1975), l'échelle de salinité et
exprimée comme suit :
non salé peu salé salé très salé extrêmement salé
|
2.4.1.2-La proportion du sodium échangeable (ESP) :
C'est
le pourcentage qui équivaut au sodium échangeable (en meq/100 g de sol)
divisé par la C.E.C (en meq/100g de sol) et multiplié par 100 (LOZET et
MATHIEU, 1990).
ESP = Na /CEC. 100 (en meq/l00 de sol).
D'une
manière générale, le caractère sodique d'un sol se relève dés que le
taux de sodium échangeable atteint un seuil de 5 à 6%. Le sol est alors
fortement instable au surface (ENTA, 2000).
0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 Na/CEC
|
Source : INRA, Saint Laurent de la prée (dans ENTA, 2000)
|
2.4.1.3-Le pH :
Dans les régions arides et semi-arides la gamme relative des pH varie de 7 à des valeurs de 9 (dans LAADJEKL, 2005).
- Un
pH > 8.5 indique un taux de sodium échangeable supérieur à 15%, mais
des pH élevés peuvent résulter aussi de la présence de sel de magnésium
(KHECHAI, 2003).
- Un
pH < 8.5 indique un taux de sodium échangeable inférieur à 15%,
mais des pH inférieurs à 8.5 peuvent résulter aussi de la présence des
sulfates (KHECHAI, 2003).
2.4.2-Les grandes types des sols salsodiques
D'après
le centre de recherche sur les sols salés de rivèrside en Californie,
on distingue généralement trois types des sols salsodiques.
2.4.2.1-Les sols salins (Saline soils)
Ces sols sont riches en sels de sodium neutre (Na Cl, Na SO4)
; la conductivité électrique est supérieur à 4ds/cm ; le pourcentage de
sodium échangeable ne dépasse pas 15 et le pH reste inférieur à 8.5
(BALBA, 1995; HIEL, 1998, BALBA, 1999).
Ces
sols ont un profil peu différencie, ils sont bien structurés et ils se
montrent stables dans la mesure où il possèdent-ce qui le cas le plus
fréquent- une forte réserve calcique (DUCHAUFOUR, 1968; 1979).
2.4.2.2-Les sols alcalins (Alcaline soils)
La
teneur en sels est plus faible que les sols salins proprement dits. La
conductivité électrique est inférieur à 4ds/cm ; le pH dépasse 8.5 et le
rapport Na/capacité d'échange dépasse 15% (BALBA, 1995 ; HILEL, 1998 ;
BALBA, 1999).
A
la différence des premiers; ces sols offrent des propriétés
particulières, leur structure généralement défectueuse et souvent
asphyxiante, d'autre par instable aux variations climatiques
(DUCHAUFOUR, 1968).
Il en existe deux types suivant l'origine du sodium (DUCHAUFOUR, 1979)
-
sol alcalin peu salé. - Na provient de Na CL d'une nappe ; ce sol
résulte de l'évolution du précédent par désalinisation modérée ;
- sol alcalin non salé. - Na provient généralement de l'altération d'une roche sodique en climat sec.
2.4.2.3-Les sols salins alcalins (Saline alcaline soils)
Ces
sols sont le résultat de processus continue de salinisation et
alcalinisation (DOGAR, 1997).Le profile présente le double caractère de
la forte salinité et la présence d'un complexe sodique partiellement
élevé (saturation en sodium supérieur à 15%, pouvant atteindre 30%).
DUCHAUFOUR, 1983). La conductivité électrique est supérieur à 4ds/cm et
le pH ne dépasse pas 8.5. Dans les conditions où les sels sont en excès,
le pH montre rarement au dessus de 8.5 et les particules restent
floculées (DOGAR, 1997).
Le tableau ci-après résume les types de salinité, les paramètres de classification et les niveaux de ces paramètres (ELKHATIB, 1998; MAATOUGUI, 2000).
Tableau N° 04 : Les grands types des sols salsodiques
Types des sols
| Conductivité électrique à 25°C
| % de sodium échangeable
| pH
|
Normals non salins
Salins
Salins- alcalins
Alcalins | < 4mm hos / cm
>4 mm hos/cm
>4 mm hos/ cm
< 4 mm hos/ cm
| <15
<15
>15
>15
| 6.5-7.2
< 8 ,5
<_ 8,5
> 8,5
|
2.5- Effet des sels solubles
Les sels ont, en effet, des effets chimiques, physiques et
biologiques. Les effets chimiques sont liés principalement à la
concentration des solutions et à la valeur du pH développée (ROBERT,
1996). Ainsi la présence des sels solubles dans le sol devient très vite
toxique pour les plantes autre que les espèces « halophytes » : l'eau
se déplace au niveau des cellules du milieu le moins concentré vers le
milieu le plus concentré, les sels provoquent très vite le flétrissement
des végétaux «la sècheresse physiologique» (SIMONNEAU, 1960 ;
HENIN et al, 1969 ; HILEL1998 ; SOLTNER, 1999 ; ENTA, 2000, ECHIMT,
2001 ;). Ces effets concernent surtout les sols salins.
Dans
le cas des sols alcalins, les effets sur les propriétés physiques des
sols deviennent prépondérants et s'expliquent très bien par le rôle du
sodium au niveau des argiles (ROBERT, 1996 ; KHECHAI, 2001). Lorsque la
quantité de sodium fixé est significatif, les argiles en tendance à
gonfler et à se disperser en présence d'eau. La conductivité hydraulique
du sol diminue, on observe un colmatage de porosité, une
imperméabilisation du sol en surface, la formation de croûte, etc.
(DUTHIL, 1973 ; GOSSIS, 1992 ; ELKHATIB, 1998 ; STEGNAL et AI, 1998 ;
BALBA, 1999).
3-Les sols peu évolués
3.1-Définition
Sols
caractérisés essentiellement par la faible altération du milieu minéral
et dans la majorité des cas, la faible teneur en matière organique avec
un profile de type AC (LOZET et MATHIEU, 1990)
3.2-Origine et classification des sols peu évolués
Les sols peu évolués résultent le plus souvent (CPCS, 1967) :
- de phénomène d’érosion (exp. Régosols sur roche tendre) ;
- de phénomène d’apport (alluvial ou colluvial) ;
Mais leur origine peut être climatique. Par exemple :
- les sols de tondra ;
- les ERGS des régions désertiques.
3.2.1-Les sols alluvionnaires
3.2.1.1-Définition
Les
sols alluviaux sont des sols azonaux constitués de dépôts
alluvionnaires. Ils s'agitent des sols formés sur matériaux marins,
Fluviatiles ou lacustres (LOZET et MAHIEU, 1990).
3.2.1.2-Mode de formation
Les alluvions sont des formations déplacées et redéposées
par l'eau, le transport pouvant s'être effectué sur des distances très
importantes (LOZET et MATHIEU, 1990).
Les sédimentations alluviales sont formées par les rivières
et par les cours d'eau. Les eaux courantes peuvent transporter des
particules suspendues de sable, d'argile ou de limon qui se déposent
progressivement au fond ou sur les berges d'un cours d'eau, en
particulier aux endroits où le cours d'eau s'élargit et où le courant
ralentit. Les rivières déposent des alluvions formant des deltas. ?
l'endroit où de rapides cours d'eau de montagne atteignent le sol d'une
vallée plane, le changement brusque d'inclinaison et le ralentissement
du cours d'eau qui s'ensuit entraîne souvent le dépôt d'alluvions en
éventail, autre forme de dépôts alluviaux (cônes) (Encarta, 2006).
3.2.1.3-Localisation
On trouve les dépôts alluvionnaires dans les plaines
d'inondation ou lits majeurs des vallées, au fond des deltas fluviaux,
et à l'endroit où des torrents de montagne très raides se jettent dans
un lac calme ou dans un dans autre type de plan d'eau horizontal.
Lorsque les dépôts prennent petit à petit la forme d'un éventail ou d'un
cône, notamment au pied d'une montagne, on parle de cône de déjection.
Parmi les dépôts alluvionnaires les plus importants au monde, on trouve
le delta du Nil en ةgypte, celui du Gange en Inde, celui du Huang he
(fleuve Jaune) en Chine, ainsi que le lit majeur du Mississippi en
Amérique du Nord (Encarta, 2006).
L'action de l'eau courante contribue à trier les différents
poids et tailles des particules en suspension qui sont transportées.
Ainsi, les graviers et les cailloux sont déposés plus loin en amont que
le sable, qui est plus léger ; quant au limon fin, il est transporté
plus loin en aval que le sable (Encarta, 2006).
3.2.1.4-Propriétés
Les alluvions ont essentiellement la composition et les
propriétés des matériaux transportés : or, celles-ci sont extrêmement
variables et reflètent d'une part les conditions géomorphologiques et
géologiques des régions traversées, d'autre part les circonstances de
l'alluvionnement. C'est ainsi que les sols alluviaux peuvent être
calcaires ou acides, sableux (voir caillouteux), limoneux ou argileux,
peu altérés (sols alluviaux ‹‹ gris ››) ou au contraires altérés et
assez riches en fer (sols alluviaux brunifiés) (DUCAUFOUR, 1983).
Les alluviaux, si hétérogènes qu'ils soient, ont en commun
certaines propriétés, liées surtout à leur régime hydrique (DUCHAUFOUR,
1983 ; SOLTNER, 1999) :
-
la présence d'une nappe phréatique permanente mais a forte oscillation,
donc ne provoque généralement pas de phénomènes de réduction des oxydes
de fer, sauf si la circulation de l'eau est ralentie, ce qui amène la
formation de sols alluviaux hydromorphes ;
-
l'hétérogénéité fréquente de la texture, tantôt graveleux, tantôt
sableuse, tantôt limoneuse ou limonoargileuse, variant brutalement à
l'intérieur d'un même profil ;
-
une humification généralement activée par les conditions favorable de
l'humidité du sol (sauf dans le cas ou le milieu est trop sec) ; l'humus
est le plus souvent un mull actif. Cependant, il passe aux humus
tourbeux (anmoor) dans les milieux à tendance hydromorphe.
Lorsqu'un anmoor a subi des phases de dessiccation d'assez
longue durée, il peut évoluer par (maturation) vers un humus de type
cherenozémique, voir vertique, si le matériau est très argileux.
-
brunification des sols alluviaux au climat tempéré. Les sols alluviaux
brunifiés, ou brunes, relativement riches en argile en fer libre (type
III2, Atlas) peuvent appartenir à deux catégories : 1) les uns résultent
du début d'altération d'un matériel initialement peu altéré, par
exemple une arène ; ceci se produit dans les zones moins fréquemment
inondées, en particulier sur les bourrelet s de berge, les sols
alluviaux peu évolués type III1, Atlas) se localisant au contraire dans
les zones fréquemment inondées ; 2) les autres, au contraire, doivent
leur couleur, leur richesse en argile et en fer libre un phénomène
d'héritage, liée à la nature des matériaux transportés (par exemple
matériaux limoneux loessique). Il est souvent difficile de distinguer
les deux origines de la brunification : dans les deux cas, l'absence de
structure et les propriétés hydriques permettent de différencier ces
sols alluviaux bruns de sols bruns sensu stricto, formées, formés par
exemple sur d'anciennes terrasses dépourvues de nappes.
3.2.2-Sols colluviaux
3.2.2.1-Définition
Les
sols colluviaux ou de bas de pente sont formés sur les apports
provenant de l'érosion des pentes situées en amont. Ils sont le plus
souvent dépourvus de nappes. Selon la nature des matériaux ils peuvent
être acides ou calcaires. Leur teneur en matière organique peut
également être soit très faible soit très élevé (SOLTNER.1999).
3.2.2.2-Facteurs et processus de formation
Les
colluvions sont des formations particulières de versantsqui résultent
de l'accumulation progressive des matériaux pédologiques, d'altérités ou
des roches meubles arrachés plus haut dans le paysage.
Ces
matériaux sont transportés le plus souvent par ruissellement sur de
courtes distances selon les lignes de plus grandes pentes d'un versant.
Cette mobilisationpeut être combinée avec des coulées de boue, en cas de
fonte de neige ou d'averses brutales (BAIZ, 1992).
Les colluvions conservent le plus ou moins les caractère pédologiques de leur matériaux d'origines (BAIZ. 1992) :
- caractère de constitution (humifère, calcaire, etc.),
- caractère physicochimique (méso-saturé, calcique),
- caractère d'organisation (micro-structure),
- caractère d'évolution ancienne (fersiallitique par exemple).
3.2.2.3-Situation géomorphologique
Les sols colluviaux s’observent (BAIZE, 1992) :
- dans les fonds des vallons, des vallées sèchent et des dolines ;
- dans les parties concaves et en bas des versants, ainsi qu’en positions de piémonts ;
- au pied des grands talus de terrasses alluviales ;
- dans les « spatules » des plateaux limoneux, etc.
Les colluvions se raccordent souvent aux alluvions soit graduellement
(matériaux d’origine mixte), soit par superposition discordante, soit
par inter stratification (BAIZE, 1992).
3.3.2.4-Propriétésde fonctionnement
Ces propriétés varient largement en fonction de la nature des
matériaux colluvionnés, de l’importance de la pente, de la position sur
le versant, etc. Un certain nombre de caractères fonctionnels
particuliers peuvent cependant être cités (BAIZE, 1992) :
- la
dynamique hydrique est essentiellement latérale, qu’il s’agisse de flux
superficiels (ruissellement) ou plus profonds ; les sols colluviaux
reçoivent souvent des apports d’élément en solution, en provenance de la
partie haute des versants (Ca, Mg, K, NO-3) ;
- très
souvent il y a engorgement des particules les plus basses à cause de
ruptures de pente et par suite des difficultés d’évacuation des eaux ;
- le
niveau de fertilité est exacerbé par accumulation sur une grande
épaisseur des horizons de surface arrachés plus haut : si ces derniers
sont pauvres, les colluvions sont très pauvres, s’ils sont riches, elles
sont très riches.
3.2.2.5 Exemples de types (BAIZ, 1992)
SOLS COLLUVIAUX argilo caillouteux, calcaire, de versant, sur marnes
SOLS COLLUVIAUX limono sableux, caillouteux, de vallon
SOLS COLLUVIAUX argileux, fersiallitiques, recarbonaté, de doline
SOLS COLLUVIAUX limono argileux, graveleux, calcaire, de versant
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